Geografia solulilor

GEOGRAFIA SOLURILOR

CURS2009

1

CUPRINS

Introducere...............................................................................1.Noţiuni generale....................................................................

1.1.Conceptul despre sol....................................................1.2. Solul sistem natural.....................................................

2. Scurt istoric al dezvoltării ştiinţei solului...........................2.1. Apariţia şi dezvoltarea ştiinţei solului în lume......... 2.2. Dezvoltarea ştiinţei solului în România ...................

3. Componenţii solului.............................................................3.1. Materia minerală solidă ............................................ 3.2. Materia organică din sol............................................ 3.3. Apa din sol……………………................................... 3.4. Aerul din sol…………………………........................

4. Proprietăţile solului………………………..........................4.1. Proprietăţile fizice ale solului …………....................4.2. Proprietăţile chimice ale solului…………..…………4.3. Proprietăţile morfologice ale solului ……………….

5. Geneza şi evoluţia solurilor ……………………………….5.1. Factorii pedogenetici ………………………………..5.2. Principalele procese pedogenetice …………………5.3. Orizonturile pedogenetice şi profilul de sol .............

3335668

10102126313232374349505661

CURSURI Pag.

Curs 1 ……………………….. 3 – 10Curs 2 ……………………….. 10 – 16Curs 3 ……………………….. 16 – 21Curs 4 ……………………….. 21 – 24Curs 5 ……………………….. 24 – 28Curs 6 ……………………….. 29 – 31Curs 7 ……………………….. 32 – 36Curs 8 ……………………….. 37 – 40Curs 9 ……………………….. 40 – 43Curs 10 ……………………… 43 – 47Curs 11 ……………………… 47 – 49Curs 12 ……………………… 49 – 56Curs 13 ……………………… 56 – 62Curs 14 ……………………… 62 – 64

INTRODUCERE

2

Solul este unul din componenţii mediului înconjurător, ce are o importanţă deosebită în existenţa vieţii terestre, dar mai ales în dezvoltarea societăţii omeneşti. Mediul înconjurător este alcătuit din o serie de componente naturale, cum sunt: aerul, apa, vegetaţia şi fauna, relieful, litologia şi solul, care prin proprietăţile lor realizează ecosistemul terestru. Aceste componente se află într-un echilibru dinamic, realizat în decursul timpului. Componentelor naturale li se adaugă cele create de activitatea umană.

Solul s-a format la suprafaţa litosferei în zona de contact a acesteia cu atmosfera, hidrosfera şi biosfera, el reprezentând o importantă resursă naturală pentru societatea omenească. Pe sol se dezvoltă cea mai mare parte din vegetaţie, aceasta constituind baza sursei de alimente pentru om. Creşterea accentuată a numărului locuitorilor Terrei în ultima jumătate de secol (2,4 mld. în 1950, cca. 6,7 mld. în 2000), a impus o sporire a producţiei agricole, care s-a realizat prin luarea în cultură a noi terenuri, chiar în regiuni unde vulnerabilitatea solului la eroziune, salinizare, acidifiere, înmlăştinire ş. a. este foarte ridicată. În acest fel, resursele de sol s-au deteriorat pe întinse regiuni, făcându-le incapabile să menţină o activitate economică pe termen lung.

1. Noţiuni generale1. 1. Conceptul despre solConceptul de sol a evoluat în timp, de la suprafaţa fermă a uscatului, la suport pentru plante,

apoi la mediul poros capabil să asigure apa, aerul şi elementele nutritive pentru plante (şcoala agronomică din sec. XIX), la un produs de alterare a rocilor de la suprafaţa scoarţei (şcoala agrogeologică). V. V. Dokuceaev (1883) a introdus conceptul de sol-corp natural, format sub acţiunea îndelungată a factorilor pedogenetici, diferenţiat pe orizonturi, afânat, de adâncime variată şi care diferă de materialul parental subiacent prin morfologie, proprietăţi fizice şi chimice, ca şi prin caracteristici biologice.

Concepţia actuală, sistemică defineşte solul ca un sistem structural, complex, polifazic, deschis şi polifuncţional.

N. Florea (1993) arată că: “Solul reprezintă produsul transformării substanţelor minerale şi organice de la suprafaţa scoarţei terestre sub influenţa factorilor de mediu în timp îndelungat, caracterizat printr-o anumită organizare şi morfologie proprie; el constituie mediul de dezvoltare a plantelor superioare şi baza de trai pentru animale şi oameni.

Solurile sunt considerate corpuri naturale, tridimensionale, constituite din material relativ afânat, situate la suprafaţa scoarţei terestre. Ele sunt alcătuite din componente minerale, organice şi organisme vii, aflate în interacţiune, cu însuşiri fizice, chimice, biologice şi morfologice diferite de cele ale materialelor parentale din care s-au format. Solurile au evoluat în timp prin procese specifice pedogenetice, sub acţiunea climei şi vieţuitoarelor în diferite condiţii de relief. Ele au o organizare proprie şi sunt într-un schimb continuu de substanţe şi energie cu mediul înconjurător. Solurile se autodezvoltă şi asigură condiţiile necesare creşterii plantelor, proprietatea lor principală fiind fertilitatea”.

Datorită faptului că solul este un sistem complex, având interacţiuni cu celelalte sisteme, el participă la producerea de fitomasă, influenţează capacitatea de producţie a ecosistemelor, având o contribuţie esenţială în recircularea elementelor chimice în natură şi reglează compoziţia atmosferei şi hidrosferei (fig. 1). Fiind format la suprafaţa scoarţei de alterare, solul contribuie la stabilitatea reliefului prin protejarea stratelor adânci ale scoarţei. În acelaşi timp, datorită proprietăţilor lui fizice, chimice, mineralogice sau biologice, solul are o acţiune de atenuare a variaţiilor bruşte, care pot, uneori, interveni în unele caracteristici ale sale, precum şi de filtrarea şi epurarea diverselor substanţe poluante.

3

Fig. 1. Reprezentarea schematică a unui pedosistemla nivelul pedonului (După N. Florea, 1982).

Solul este în acelaşi timp şi un rezervor de energie, el acumulează energie chimică sub formă de humus, humus ce rezultă din transformarea substanţelor organice, formate de către plante prin convertirea energiei solare în timpul fotosintezei. Această energie chimică se poate elibera prin procesul de mineralizare, fiind folosită de către vieţuitoare.

Solul reprezintă o importantă resursă naturală, rolul esenţial al acestuia este cel de participare la producerea de biomasă, dar şi de descompunere a resturilor organice încorporate în el. În acest fel se realizează un schimb continuu de substanţe şi energie, care duce la o reciclare neîntreruptă a elementelor nutritive. Solul este deci o resursă regenerabilă. Această regenerare are loc numai dacă solul este lucrat în mod corespunzător, nu este suprasolicitat până la epuizare şi se respectă condiţiile de protecţie şi conservare; în caz contrar solul se poate deteriora sau chiar distruge, fiind vulnerabil la numeroase procese de degradare. Trebuie să subliniem că, refacerea învelişului de sol odată distrus este foarte greu de realizat şi necesită timp extrem de lung şi costuri foarte ridicate.

4

Solul reprezintă o avuţie a întregii omeniri, iar utilizarea raţională şi protecţia lui sunt cerinţe obiective, care trebuie aplicate de fiecare locuitor al Terrei.

1.2. Solul sistem natural. Solul este privit, în concepţia sistemică, ca un sistem natural deschis. După Ludwing von

Bertalanffy (1932), un sistem deschis în echilibru dinamic este “un complex de elemente aflate în interacţiune, în care are loc continuu intrare şi ieşire de energie şi substanţă, în stare independentă de timp, în care mărimile macroscopice rămân neschimbate”.

N. Florea (1983) şi Alexandra Vasu (1988) arată că solul întruneşte caracterele generale şi esenţiale ale unui sistem.

Integralitate - Constituit din materiale de origine geologică şi biologică, solul are caractere distincte şi-o dinamică interioară, care îl deosebeşte de toate celelalte corpuri naturale şi, în primul rând, de rocile pe seama cărora s-a format;

Caracter istoric - adică evolutiv în timp, prin aceasta înţelegându-se că, stadiul actual de dezvoltare al calităţilor structurale şi funcţionale sunt rezultatul evoluţiei în timp.

Caracter informaţional - sau capacitatea de a înregistra, păstra şi transmite influenţa sa altor sisteme materiale cu care sistemul sol este în interacţiune;

Autoorganizare - reprezintă capacitatea solului de a realiza o anumită structură, de a funcţiona într-o succesiune ordonată a evenimentelor şi nu la întâmplare.

Eterogenitate internă - solul este un sistem complex, heteropolidispers, alcătuit din faze solide (minerale, organice sau organo-minerale), o fază lichidă, una gazoasă şi organisme vii în interacţiune, ca expresie a unui anumit stadiu fizic şi biochimic de evoluţie a solului.

Funcţionalitate - principala funcţie a solului este aceea de mediu de viaţă pentru organismele integrate în sol, împreună cu care funcţionează ca un tot unitar. În acelaşi timp, el funcţionează ca mediu de viaţă (edafotop) al fitocenozelor ecosistemelor terestre, în care este integrat ca subsistem al biotopului şi este component activ al circuitelor biochimice ale ecosistemelor terestre.

Ierarhizare - solul prezintă o succesiune de niveluri de organizare cu complexitate crescândă. Astfel, solul - corp natural independent, numit şi pedon, poate fi apreciat ca alcătuit din subsisteme cu niveluri mai puţin complexe de organizare. La un nivel inferior de organizare, solul este considerat ecosistem, în care organismele vii din sol (edafonul) constituie biocenoza, iar ceilalţi constituenţi ai solului edafotopul. La nivel ierarhic superior acestuia, cel al ecosistemelor terestre, sistemul sol este un subsistem al biotopului.

Pe de altă parte, există o ierarhizare proprie solurilor. N. Florea (1982) a propus o schemă de ierarhizare a acestora de la pedon până la pedosferă (fig. 2.).

Pedonul este cel mai mic volum pe baza căruia poate fi caracterizat un sol (1-10 m2), el reprezintă eşantionul de studiu al unităţii de sol.

Polipedonul sau unitatea teritorială de sol, constituie mulţimea pedonurilor vecine de acelaşi fel.

Pediomul este alcătuit din polipedonurile dintr-o unitatea fizico-geografică. El se caracterizează printr-o anumită structură, funcţionalitate şi evoluţie comună sub anumite aspecte, ca urmare a acţiunii factorilor pedogenetici specifici acelui teritoriu. Aşa sunt pediomurile de câmpii joase sau înalte, de podişuri, dealuri, lunci etc.

Peditoriul reprezintă gruparea spaţială de pediomuri, realizată pe zone climatice sau regiuni geografice şi atunci pediomurile au trăsături apropiate.

Pedosfera reprezintă nivelul cel mai înalt de ierarhizare şi organizare a solurilor. Ea se formează şi funcţionează ca interfaţă între litosferă şi celelalte geosfere, aici fiind sediul multor procese fizice, chimice şi biologice, prin care are loc schimbul de substanţă şi energie dintre învelişurile Pământului.

5

Fig. 2. Schiţă cu asocierea unor pedonuri, polipedonuri, pediomuri,peditorii în cadrul pedosferei (După N. Florea, 1985).

2. Scurt istoric al dezvoltării ştiinţei solului2.1. Apariţia şi dezvoltarea pedologiei în lumePrimele idei despre sol ne-au rămas din antichitate de la învăţaţii greci (Aristotel, Theofrast) şi

romani (Cato cel Bătrân, Pliniu cel Bătrân, Columella, Virgiliu). Aristotel (384-322 î.e.n.) spunea că pământul poate fi cald sau rece, umed sau uscat, greu sau

uşor, tare sau moale. Pliniu cel Bătrân (23-79 e.n.), în "Istoria naturală", ce reprezintă o sinteză a cunoştinţelor epocii, arată că există variaţii posibile în adaptarea plantelor faţă de sol, consemnând că marna amestecată cu săruri şi gunoi de grajd hrăneşte plantele sau că îngrăşămintele completează substanţele hrănitoare ale solului. Interesul pentru cunoaşterea solului începe să crească începând cu evul mediu, odată cu necesitatea sporirii producţiei agricole,ca urmare a creşterii populaţiei oraşelor. Dintre marii oameni de ştiinţă ai Renaşterii trebuie remarcat pe chimistul francez Bernard Palissy (1510-1589), cu unele descoperiri în domeniul chimiei şi geologiei, ce arată că "sărurile fac să vegeteze şi să crească toate seminţele". Apoi, pe Johan Gottschalk Walerius (1709-1785), care, în lucrarea "Agricultura chemica fundamentala", arată că plantele se hrănesc cu produsele de descompunere, rezultate prin moartea organismelor vegetale, punând totodată problema originii humusului.

Până în primele decenii ale secolului al XIX-lea, oamenii de ştiinţă au cercetat solul doar în legătură cu problema nutriţiei plantelor. Astfel, Albrecht Thaer (1752-1828), medic şi agronom, înfiinţează în 1806 prima şcoală şi fermă experimentală agricolă din Germania. El afirmă că humusul este sursa unică de hrană pentru plante, iar împreună cu materia minerală nedescompusă formează solul. Apoi, chimistul şi mineralogul suedez Jöns Iacob Berzelius (1779-1848), făcând analize chimice asupra humusului, distinge acizii humici, acizii crenici şi apocrenici şi humina, ca formă inertă a humusului. Elevul lui Berzelius, Carl Sprengel (1787-1858) a studiat compoziţia humusului şi a stabilit conţinuturile medii de carbon, ce intră în alcătuirea materiei organice, date ce

6

se folosesc şi astăzi la calcularea conţinutului total de materie organică din sol. În a doua parte a secolului al XIX-lea, dezvoltarea însemnată a industriei a avut o deosebită

influenţă asupra agriculturii, care trebuia să aprovizioneze centrele industriale cu cantităţi mari de alimente şi materii prime. Concepţiile referitoare la sol încep să se cristalizeze, se formează curente, şcoli, dintre care mai cunoscute sunt: şcoala agrochimică, şcoala agrogeologică şi şcoala naturalistă. Şcoala agrochimică a fost întemeiată de savantul german Justus von Liebig (1803-1873), ea punând bazele cercetării agrochimice. Liebig descoperă nutriţia minerală a plantelor, fundamentând rolul îngrăşămintelor minerale pentru agricultură.

Şcoala agrogeologică, dezvoltată mai ales în Germania şi Franţa, consideră solul ca provenit prin dezagregarea şi alterarea rocilor masive şi studiază solul în raport cu roca pe care s-a format şi cu agenţii geologici externi. F. A. Fallou este primul care consideră studiul solului ca o ştiinţă separată, pe care o numeşte pedologie.

Şcoala naturalistă are ca întemeietor pe savantul rus Vasile Vasilievici Dokuceaev (1846-1903). El arată în lucrarea "Cernoziomul rusesc" (1883) că solul este un corp natural de sine stătător. Solul se dezvoltă după legi proprii şi reprezintă produsul acţiunii concomitente a factorilor pedogenetici. Dokuceaev a formulat prima clasificare ştiinţifică a solurilor şi legile distribuţiei geografice a solurilor pe suprafaţa globului pământesc, stabilind conceptul zonalităţii solurilor. Colaboratorul său, Nicolai Mihailovici Sibirţev (1860-1899) a definit cele trei mari clase de soluri ale clasificării genetice ruse şi anume: 1 - soluri zonale, 2 - soluri intrazonale şi 3 - soluri azonale. Această clasificare mai este utilizată în unele ţări şi a fost utilizată şi în România până în anii 1976 - 1980.

Contribuţii ştiinţifice importante la dezvoltarea pedologiei au avut-o şi alţi cercetători ruşi, cum sunt: Konstantin Dimitrievici Glinka, Konstantin K. Ghedroiţ, B. B. Polînov, I. V. Tiurin, V. A. Kovda, A. A. Rode, M. M. Kononova, I. P. Gherasimov ş.a.

În Statele Unite ale Americii, cercetarea solului a fost organizată sub conducerea Societăţii de Ştiinţa Solului. Printre primii cercetători ce au studiat solul, fiind consideraţi întemeietorii pedologiei americane, s-au aflat Eugen Woldemar Hilgard (1833-1916), ce a perfecţionat metodologia analizelor chimice şi fizice, şi G. N. Coffey, pentru care solul era un corp natural, ce poate fi clasificat pe baza însuşirilor proprii. Au urmat şi alţi specialişti, cum au fost C. F. Marbut, C. E. Kellogg, J. Briggs, A. H. Munsell, L. D. Bavier, G. D. Smith, L. A. Richards şi alţii ce s-au ocupat cu cercetarea, clasificarea şi inventarierea resurselor de sol.

Începând cu secolul al XX-lea, ştiinţa solului s-a extins în multe ţări ale lumii. Printre cei mai cunoscuţi şi care au adus un aport substanţial la dezvoltarea pedologiei pot fi menţionaţi: E. Raman în Germania, W. L. Kubiena în Austria, A. Demolon şi Ph. Duchaufour, în Franţa, G. W. Robinson în Anglia, C. H. Edelman în Olanda, P. Treitz şi Szigmond în Ungaria, Gh. Munteanu Murgoci, T. Saidel şi N. Cernescu în România etc.

Între 1909 şi 1924 s-au ţinut conferinţe internaţionale de agrogeologie, iar din 1924, Societatea Internaţională de Ştiinţa Solului a ţinut periodic congrese mondiale.

Societatea Internaţională pentru Ştiinţa Solului (I.S.S.S.) a stabilit în anul 1960, la al VII-lea Congres Internaţional pentru Ştiinţa Solului, ţinut la Madison, Wisconsin, S.U.A., elaborarea la scara 1 : 5 000 000 a hărţii de soluri a lumii. Acest proiect a fost realizat sub conducerea FAO şi UNESCO în perioada 1961-1981, folosindu-se o unică legendă de soluri pentru toate continentele.

În 1975 a apărut “Soil Taxonomy”, clasificare realizată de pedologii din SUA. Această lucrare se bazează pe însuşirile cuantificabile ale solurilor, ea având o influenţă remarcabilă în dezvoltarea diagnozei şi clasificării solurilor în diverse ţări ale lumii. De asemenea, mulţi din parametrii clasificării americane au fost avuţi în vedere când s-a realizat legenda hărţii solurilor lumii.

În 1968 s-a elaborat harta solurilor Europei afectate de săruri la scara 1:5.000.000, iar în perioada 1971-1981 s-a publicat harta solurilor lumii la scara 1:5 000 000.

Societatea Internaţională pentru Ştiinţa Solului a iniţiat în perioada 1978-1982 un program

7

internaţional pentru realizarea unei clasificări unice a solurilor lumii. Totodată, elaborarea în 1988 a Legendei revizuite a solurilor lumii a făcut ca aceasta să devină cadrul după care să se realizeze Baza Mondială de Referinţă pentru Resursele de Sol (World Reference Base for Soil Resources). Această bază are ca scop să realizeze o clasificare internaţională acceptabilă şi un bun cadru ştiinţific pentru caracterizarea solurilor. De asemenea, ea este destinată unei mai uşoare comunicări între cercetători în identificarea şi caracterizarea solurilor şi pentru corelarea diverselor sisteme naţionale.

2.2. Dezvoltarea ştiinţei solului în RomâniaÎn ţara noastră, însemnări despre sol au apărut doar sporadic, în unele lucrări ale unor autori

din secolul al XVIII-lea şi începutul secolului al XIX-lea, N. Barbu (2002) menţionându-i pe Dimitrie Cantemir (1716), D. Tipograful (1796), Gr. Obradovici (1807), Drăghici Manolache (1834), Şt. Radianu (1889) şi alţii. Dar primele informaţii mai ample despre sol apar în a doua parte a secolului al XIX-lea, în lucrările cu caracter agrar referitoare la judeţele Dorohoi (1866) şi Putna (1869) ale lui Ion Ionescu de la Brad. Apoi, Matei Drăghiceanu a alcătuit pentru prima dată o hartă a solurilor în spiritul şcolii agrogeologice apusene, respectiv Harta geologico-agronomică a judeţului Mehedinţi (1885), iar Vlad Cârnu-Munteanu şi Corneliu Roman publică în 1900 lucrarea Le sol arable de la Roumanie. După Congresul Internaţional de Geologie, ţinut la Petersburg în 1897, Matei Drăghiceanu introduce noile idei ale şcolii naturaliste ruse în cercetarea solului din ţara noastră.

Cercetări pedologice propriu-zice se efectuează după 1906, când se înfiinţează secţia agrogeologică la Institutul Geologic, secţie condusă de Gh. Munteanu Murgoci (1872-1925). El organizează, de altfel, cercetarea sistematică a solului pe teren şi completarea informaţiilor obţinute cu analize de laborator. Gh. Munteanu Murgoci se implică activ pe plan internaţional pentru unificarea concepţiei şi metodologiei de cercetare a solului.

Gh. Munteanu Murgoci împreună cu P. Enculescu (1879-1957) şi Em. Protopopescu-Pake (1882-1967) elaborează Harta zonelor de sol ale ţării la scara 1:2.500.000, prezentată la expoziţia industrială de la Odesa (1909) şi la prima conferinţă internaţională de pedologie de la Budapesta (1911). Cu această ocazie se prezintă şi o vedere generală asupra zonelor de soluri ale României, Murgoci arătând că "se constată neîndoios şi în România strânsa legătură a zonelor de soluri cu zonele de climă şi de vegetaţie".

Ca urmare a activităţii desfăşurate pe plan intern şi internaţional, Gh. Munteanu Murgoci este omagiat şi decretat membru de onoare al Asociaţiei Internaţionale de Ştiinţa Solului, la congresul din 1924 de la Roma.

După primul război mondial, P. Enculescu, Em. Protopopescu-Pake, Th. Saidel (1874-1967) şi N. Florov (1876-1948), pe baza noilor cercetări, completează harta zonelor de sol ale ţării. Ei realizează harta solurilor României Mari, pe care o publică în 1927 la scara 1:1.500.000. O dată cu solul, sunt studiate vegetaţia şi clima ţării, alcătuindu-se în scurt timp harta zonelor de vegetaţie (P. Enculescu), şi hărţile provinciilor climatice şi ale zonelor de umiditate în raport cu solul (N. Cernescu).

Cercetările detaliate asupra solurilor au fost extinse în diferite părţi ale ţării de către Em. Protopopescu - Pake, Th. Saidel, M. Popovăţ, N. Cernescu, N. Bucur, C.V. Oprea, C. Chiriţă, Gh. Ionescu Siseşti şi alţii. După al doilea război mondial, studiul solului în teren şi laborator se diversifică şi se intensifică şi are loc o creştere continuă a numărul de cercetători în diverse instituţii (Institutul Geologic, Întreprinderea Geologică de Prospecţiuni, Institutul de Cercetări Agricole, Institutul de Cercetări Silvice şi instituţiile de învăţământ superior).

În 1961 se înfiinţează Societatea Naţională Română de Ştiinţa Solului, care organizează periodic numeroase conferinţe şi consfătuiri naţionale de specialitate. Ca urmare a numeroaselor şi valoroaselor realizări din pedologia Românească şi a recunoaşterii lor internaţionale, Societatea Internaţională pentru Ştiinţa Solului desemnează România ca ţară organizatoare al celui de al VIII-

8

lea Congres Internaţional de Ştiinţa Solului, ce are loc în anul 1964 la Bucureşti.Înfiinţarea Institutului de Cercetări pentru Pedologie şi Agrochimie din Bucureşti, în anul

1970, a dus la o intensificare a cercetărilor pedologice, în special cele aplicative, aceasta şi ca urmare a dezvoltării sistemelor de îmbunătăţiri funciare (irigaţii, desecări, combaterea eroziunii solului etc.).

Cercetările efectuate de specialişti în cadrul diverselor ramuri ale ştiinţei solului s-au concretizat în numeroase lucrări de specialitate, prezentate în ţară şi străinătate. În domeniul geografiei solurilor, s-au elaborat numeroase hărţi de soluri, ce cuprind, atât părţi sau regiuni ale ţării, cât şi sinteze la nivel naţional. Dintre cele mai importante menţionăm: Harta Solurilor României la scara 1:1.500.000 (1960) publicată în Monografia Geografică a României, Harta Solurilor României la scara 1:1.000.000 (1964) de către N. Cernescu, M. Popovăţ, N. Florea şi Ana Conea, prezentată la Congresul al VIII-lea de la Bucureşti, Harta pedologică a României la scara 1:500.000 (1971) de N. Florea, Ana Conea, I. Munteanu, H. Asvadurov, V. Bălăceanu, C. Oancea şi M. Spirescu, Harta eroziunii solurilor scara 1:500.000 (1976) de N. Florea, C. Orleanu şi Nadia Ghiţulescu, Harta solurilor cu exces de umiditate la scara 1:1.000.000 (1972) de N. Florea şi I. Munteanu şi 1:500.000 (1979) de N. Florea, Nadia Ghiţulescu, I. Mihnea şi I. Munteanu. Între anii 1963 - 1994 este publicată pe trapeze Gauss Harta solurilor României la scara 1:200.000, redactorii celor 50 de foi ale hărţii fiind pedologii ce au activat la Institutul Geologic, Întreprinderea Geologică de Prospecţiuni şi apoi la Institutul de Cercetări pentru Pedologie şi Agrochimie. Redactarea hărţii a fost coordonată de N. Florea, V. Bălăceanu, I. Munteanu, H. Asvadurov, Ana Conea şi C. Oancea.

Cercetarea solului în România şi-a adus contribuţia şi la programul Societăţii Internaţionale pentru Ştiinţa Solului privind întocmirea Hărţii solurilor lumii la scara 1:5.000.000 şi a Hărţii solurilor Europei la scara 1:1.000.000. Astfel, N. Florea, Ana Conea şi I. Munteanu au redactat Harta solurilor României, conform legendei de soluri elaborate de FAO-UNESCO, realizând o primă corelare a solurilor din România cu legenda solurilor lumii.

Cercetătorii români au elaborat şi publicat numeroase sinteze asupra cunoştinţelor despre solurile României. Printre cele mai cunoscute şi utile lucrări menţionăm: Solurile României de C. Chiriţă, C. Păunescu şi D. Teaci (1967), Geografia solurilor României de N. Florea, I. Munteanu, Camelia Rapaport, C. Chiţu şi M. Opriş (1968), Ecopedologie de C. Chiriţă (1974), Bonitarea terenurilor agricole de D. Teaci (1970, 1980), Controlul evoluţiei solurilor în sistemele de îmbunătăţiri funciare de Gh. Sandu, V. Blănaru, Maria Drăcea, C. Răuţă (1981), Prevenirea şi combaterea poluării solului de C. Răuţă şi St Cârstea (1983), Situaţia agrochimică a solurilor din România de Irina Vintilă, Z. Borlan, C. Răuţă, D. Daneliuc şi Letiţia Ţigănaş (1984), Geografia solurilor României de N. Barbu (1987), Metodologia elaborării studiilor pedologice de un colectiv coordonat de N. Florea, V. Bălăceanu, A Canarache, şi C. Răuţă (1987), Fizica solurilor agricole de A. Canarache (1990), Pedologie de N. Florea (1992), Pedologie generală, de C. Teşu (1992), Pedologie de Gh. Ianoş (1995), Soils of the Romanian Danube Delta Biosphere Reserve de I. Munteanu (1996), Solurile Lumii de Gh. Ianoş (1997), Solurile Lumii de S. Udrescu (1997), Geografia solurilor cu elemente de pedologie generală de Gh. Lupaşcu (1998), Mineralele argiloase din sol. Implicaţii în agricultură de C. Crăciun (2000), Solurile Terrei de C. Grigoraş (2003), Noţiuni de bază în ştiinţa solului de C. Grigoraş (2004), precum şi alte numeroase lucrări cu caracter general sau regional.

O atenţie deosebită s-a acordat problemelor legate de clasificarea solurilor, unde trebuie menţionate câteva lucrări de referinţă: Legenda hărţii solurilor României de Gh. Murgoci (1924), unde figurează majoritatea tipurilor genetice de sol din ţara noastră, Lista sistematică a solurilor ţării de N. Cernescu şi N. Florea (1962) şi câteva variante de clasificare a solurilor, pe baza noilor concepte apărute pe plan mondial, în clasificarea americană şi în legenda FAO-UNESCO a solurilor lumii, elaborate de Ana Conea (1974). După experimentarea acestora şi pe baza noilor date, în 1980 este publicat Sistemul Român de Clasificare a Solurilor de un colectiv coordonat de Ana Conea, N.

9

Florea şi Şt. Puiu. Progresul cunoştinţelor despre sol, în lume şi pe plan naţional, a impus îmbunătăţirea

sistemului de clasificare (1980), astfel că în 2003 a intrat în vigoare Sistemul Român de Taxonomie a Solurilor, elaborat de N. Florea şi I. Munteanu, care, atât ca structură, cât şi ca nomenclatură, îl apropie de sistemele utilizate pe plan mondial.

Curs 23. Componenţii solului Solul este un corp natural afânat, eterogen şi polidispers format la suprafaţa scoarţei terestre.

El a rezultat din transformarea substanţelor minerale şi organice cu ajutorul apei, aerului şi organismelor vii. Drept urmare, materialele din care este constituit solul, privite din punctul de vedere al stării lor de agregare, se găsesc sub formă solidă, lichidă şi gazoasă. Partea solidă care reprezintă cca. 50% din volum, este formată din materie minerală şi materie organică. Restul este reprezentat de apă şi aer.

Aceste componente ale solului se află în interacţiune şi sunt în proporţii variate în diferitele soluri, dar şi pe profilul de sol.

În afara acestor materii, în sol se găseşte componenta vie. Ea este de o importanţă deosebită, deoarece organismele vii influenţează toate procesele ce se petrec în sol.

3.1. Materia minerală solidăMateria minerală solidă a solului ia naştere prin transformarea rocilor la suprafaţa scoarţei

terestre în urma proceselor de dezagregare şi alterare chimică. Prin dezagregare roca este fragmentată în bucăţi, mai mari sau mai mici, iar prin alterare mineralele primare din rocă sunt descompuse parţial sau total, cu formarea de compuşi minerali noi. În majoritatea solurilor, materia minerală solidă depăşeşte 90 – 95 % din masa solului uscat.

Având în vedere modul cum se formează rocile ce alcătuiesc scoarţa terestră, acestea au fost clasificate în trei mari categorii: roci magmatice, roci sedimentare şi roci metamorfice.

Rocile din care provine materia minerală solidă a solului se mai numesc în pedologie, roci parentale.

3.1.1. Clasificarea rocilor din punct de vedere pedologicÎn ştiinţa solului, clasificarea rocilor scoarţei terestre a avut în vedere modul cum acestea

răspund la acţiunea diverşilor factori pedogenetici, precum şi la natura produşilor rezultaţi în urma diferitelor procese de dezagregare şi alterare. Acest mod de abordare a fost impus de faptul că diferitele tipuri petrografice de roci, fie ele magmatice, sedimentare sau metamorfice, au un răspuns oarecum similar în geneza solurilor.

Cea mai utilizată clasificare în acest scop este cea care are în vedere chimismul global al rocilor. Ea se identifică cu clasificarea rocilor magmatice, bazată pe conţinutul de silice şi de elemente bazice. Acest lucru este logic, pentru că rocile magmatice sunt considerate ca fiind primele roci care au format scoarţa terestră, din ele derivând rocile sedimentare şi cele metamorfice. Această clasificare a stabilit că rocile scoarţei terestre se pot împărţi în patru grupe principale:

Rocile acide, se caracterizează prin conţinutul ridicat în silice. Cele mai cunoscute sunt: granitele, granodioritele, riolitele, dacitele, gnaisele, micaşisturile, filitele sau gresiile cuarţoase.

Rocile neutre, sunt roci bogate în feldspaţi. În această grupă sunt incluse: dioritele, sienitele, trahitele, tufurile andezitice şi o mare parte din rocile argiloase.

Rocile bazice, sunt sărace în silice sau prezintă cantităţi importante de carbonaţi. Aşa sunt gabrourile, bazaltele, amfibolitele, şisturile verzi, tufurile, sticlele bazaltice şi marnele.

Rocile ultrabazice, conţin în proporţie mare olivină sau carbonaţi. Aici sunt incluse peridotitele, calcarele, dolomitele şi marmorele.

10

3.1.2. Transformarea rocilorÎn general, rocile se formează în condiţii de presiune sau temperatură înaltă, având proprietăţi

adaptate acestor condiţii. Atunci când ajung la contactul cu celelalte geosfere, aceste roci se găsesc în noi condiţii şi suferă un ansamblu de procese prin care, adesea, ele îşi schimbă complet starea lor primară. Procesele principale ale transformării rocilor, numite şi procese de meteorizaţie, sunt de natură fizică, fizico-chimică şi chimică. Procesele de natură fizică se petrec sub acţiunea unor forţe mecanice şi ele sunt cunoscute, mai ales, sub denumirea de dezagregare. Procesele fizico-chimice şi chimice sunt grupate în ceea ce numim alterarea rocilor. Primele procese care acţionează asupra rocilor sunt cele de dezagregare, dar, adesea, are loc o combinare de procese, în anumite condiţii predominând însă doar un anumit tip de proces.

3.1.2.1. Dezagregarea rocilorProcesele de natură fizică duc la fărâmiţarea rocilor prin tensiunile ce apar în interiorul rocii ca

urmare a modificării condiţiilor iniţiale, aceste modificări fiind cauzate de acţiunea agenţilor externi.Dezagregarea rocilor este de fapt fărâmiţarea mecanică a rocilor în fragmente mai mari sau

mai mici, fără modificarea compoziţiei chimice a acestora. Rocile, încă de la formarea lor, prezintă o serie de discontinuităţi (diaclaze, planuri de şistozitate, suprafeţe de strate etc.) sau goluri (porozităţi, spaţiile dintre elementele minerale ale rocilor granulare etc.), ce uşurează acţiunea factorilor externi.

Procesele de dezagregare a rocilor sunt cauzate de variaţiile de temperatură, variaţiile de umiditate, cristalizarea unor substanţe, acţiunea biologică sau de dispariţia presiunii litostatice.

Variaţiile de temperatură, ce au loc la suprafaţa terestră, se produc periodic (diurn sau sezonier) sau întâmplător (deplasarea unor mase de aer rece sau cald). Efectul cel mai important îl au însă oscilaţiile diurne de temperatură, mai ales variaţiile bruşte, cauzate de radiaţia solară directă şi indirectă din timpul zilei. Rocile se încălzesc mai mult sau mai puţin în funcţie de culoarea lor. Rocile sau mineralele de culoare închisă absorb o cantitate mai mare de energie, încălzindu-se puternic, pe când cele de culoare deschisă reflectă o mare parte din radiaţii şi se încălzesc mai puţin. De asemenea, rocile se încălzesc mai puternic la suprafaţă şi mai puţin către interior. Acele porţiuni care se încălzesc mai mult, se vor dilata mai tare, decât cele care s-au încălzit mai puţin, producând tensiuni mari în rocă. În timpul nopţii, răcirea se produce mai rapid la suprafaţă, astfel că procesul de contractare a rocilor cauzează apariţia de fisuri între diferitele minerale sau între părţile externe şi interne ale rocilor. În acest fel, are loc o slăbire a coeziunii rocii, producându-se dezagregarea sa. Cel mai mare efect al acestui proces se petrece în regiunile descoperite de vegetaţie. Astfel, în regiunile deşertice, ziua rocile se încălzesc până la 70°-80° C, iar noaptea temperatura lor coboară până către 0° C.

Variaţiile de volum prin îngheţ-dezgheţ este un alt proces care duce la dezagregarea rocilor. Apa se infiltrează în cele mai fine crăpături ale rocii sau în porii acestora. Prin îngheţ ea îşi măreşte volumul cu cca. 9%, producând o presiune foarte mare asupra pereţilor fisurilor. Datorită faptului că procesul începe de la suprafaţă către interior şi pe măsură ce îngheţul continuă, presiunile devin tot mai accentuate către adâncime.

Dezagregarea prin îngheţ-dezgheţ este foarte activă mai ales în regiunile periglaciare, unde alternanţa îngheţului şi dezgheţului este foarte frecventă.

Variaţiile de umiditate pot provoca dezagregarea unor roci, cum sunt argilele, marnele sau şisturile argilo-marnoase. Fenomenul se manifestă cu intensitate mai mare în cazul prezenţei în aceste roci a mineralelor de tip smectitic, care prin umezire îşi măresc foarte mult volumul, creând presiuni şi deplasări ale unor părţi din rocă. Prin uscare, roca se contractă, apărând numeroase fisuri care fragmentează roca. Procesul de umezire şi uscare repetată este mult mai evident la suprafaţa rocilor argiloase. Aici, ziua, sub efectul insolaţiei, roca se usucă foarte puternic, iar noaptea, prin răcire, vaporii de apă din aer condensează şi umezesc roca. Prin uscare se creează numeroase crăpături, care mărunţesc roca. Acest proces mai este cunoscut şi sub numele de automulcire.

11

Cristalizarea unor substanţe din apele care circulă prin crăpăturile rocilor se produce în urma evaporării apei care le vehiculează. Prin creşterea cristalelor se produc presiuni asupra pereţilor fisurilor, ceea ce provoacă în timp dezagregarea rocilor. Procesul acesta este foarte frecvent în regiunile aride, unde evapotranspiraţia apei se petrece rapid.

Acţiunea biologică în procesul de dezagregare a rocilor este dată mai ales de rădăcinile plantelor. Acestea, pentru fixarea plantei şi pentru extragerea substanţelor utile, pătrund în porii sau fisurile rocii pe care le lărgesc treptat, dezagregând roca. Şi animalele provoacă dezagregarea rocilor, atât prin săparea de galerii, cât şi prin presiunea călcăturii animalelor mari.

Dispariţia presiunii litostatice este un fenomen ce duce la dezagregarea rocilor. În interiorul scoarţei rocile sunt compactate datorită presiunilor mari generate de rocile supraiacente. Prin ajungerea la suprafaţă ca urmare a eroziunii şi eliberarea de presiunea litostatică, are loc o destindere a rocii, între granulele şi stratele ei apărând fisuri fine, care treptat, prin lărgirea lor, pot provoca fărâmiţarea rocii.

3.1.2.2. Alterarea chimică a rocilorAlterarea chimică reprezintă totalitatea transformărilor suferite de mineralele din roci sub

acţiunea agenţilor externi (a apei, aerului şi a vieţuitoarelor). Aceste transformări se petrec în însăşi natura chimică a mineralului iniţial, rezultând adesea alţi compuşi. Alterarea se petrece mai ales în prezenţa apei. Aceasta, prezentând unele molecule sub formă disociată, adică de ioni de hidrogen (H+) şi de hidroxil (OH-), acţionează fie ca un acid, fie ca o bază, în funcţie de compuşii minerali care sunt întâlniţi în natură. Disocierea apei este mai intensă cu cât temperatura este mai ridicată, astfel că, procesele de alterare sunt mult mai active în regiunile calde, decât în cele reci. De asemenea, procesele de alterare, depinzând de prezenţa apei, sunt foarte intense în regiunile cu umiditate ridicată şi foarte reduse în regiunile aride. Alterarea depinde şi de compoziţia chimică a rocilor, de structura lor sau de poziţia lor în relief. Alterarea rocilor este un fenomen complex, la desfăşurarea lui participând mai multe procese simple, ca: dizolvarea, hidratarea, hidroliza, oxido-reducerea şi carbonatarea.

Dizolvarea este un proces de trecere în soluţie sub formă ionică sau moleculară a unei substanţe minerale. În natură, principalul dizolvant este apa.

Dizolvarea se poate realiza fără a exista o reacţie chimică între apă şi mineralul solubilizat, şi, în acest caz, prin evaporarea apei substanţa dizolvată revine la starea chimică iniţială. Acest tip de dizolvare este un proces pur fizic. Aşa este cazul sării geme (NaCl) care prin dizolvare în apă trece sub formă ionică de Na+ şi Cl-, iar prin evaporarea apei, redevine sarea iniţială. Carbonatul de calciu (CaCO3 ) şi carbonatul de magneziu (MgCO3) sunt greu solubili, dar solubilitatea lor creşte în prezenţa bioxidului de carbon în apă, datorită trecerii carbonaţilor în bicarbonaţi (aceştia fiind de cca. 10 ori mai solubili decât carbonaţii). Reacţiile chimice sunt:CaCO3 + H2O + CO2 → Ca(HCO3)2

Prin reducerea concentraţiei CO2 în apă, reacţia se petrece invers, adică bicarbonatul se descompune în carbonat, CO2 şi apă, iar carbonatul precipită, realizându-se astfel substanţa iniţială.

Solubilitatea mineralelor în apă nu este constantă, ea variază în funcţie de tipul de mineral şi de condiţiile fizico-chimice ale solventului, în primul rând de temperatura, pH-ul şi compoziţia apei.

Temperatura apei joacă un rol important, prin faptul că unele minerale se dizolvă mai repede odată cu creşterea acesteia. Aşa sunt silicaţii, clorurile sau oxizii. Alte minerale, cum ar fi carbonaţii, sunt mai solubili cu cât temperatura apei este mai mică. Cunoaşterea acestor aspecte ne ajută la înţelegerea proceselor ce se petrec în roci, în diferite condiţii de mediu.

Compoziţia apei are importanţă deosebită. Aşa sunt carbonaţii care se dizolvă mult mai repede dacă apa conţine CO2. Puterea de dizolvare a apei depinde de pH-ul său. Astfel, alumina (Al2O3) este solubilă doar în apă foarte acidă (pH < 4) sau foarte alcalină (pH > 9).

Procesul de dizolvare este frecvent în alterarea rocilor calcaroase, în levigarea sărurilor solubile şi a carbonaţilor pe profilul solurilor, la trecerea în soluţie şi îndepărtarea unor produse rezultate prin alte procese de alterare.

12

Hidratarea este un proces fizico-chimic prin care mineralele ajung să conţină apă. Moleculele de apă pot fi atrase doar la suprafaţa particulelor minerale, procesul fiind de natură fizică sau moleculele de apă pot intra în reţeaua cristalină a mineralelor, în acest caz având loc un proces chimic.

▪ Hidratarea fizică se referă la atragerea moleculelor de apă la suprafaţa particulelor minerale. Molecula de apă prezintă cei doi atomi de hidrogen la un capăt, iar atomul de oxigen la celălalt capăt. Ea acţionează ca un mic magnet (numit şi dipol de apă), fiind atrasă de valenţele libere ale atomilor de la suprafaţa particulelor minerale. La suprafaţa particulelor minerale se formează astfel un strat subţire de apă, numit peliculă de apă adsorbită. Cantitatea de apă adsorbită este cu atât mai mare cu cât gradul de mărunţire a particulelor minerale este mai accentuat şi prin urmare există mai multe valenţe libere la suprafaţă. Apa adsorbită este o apă legată fizic şi nu poate fi eliminată decât prin creşterea temperaturii.

Tot ca hidratare fizică este apreciat şi fenomenul de pătrundere a apei între foiţele mineralelor argiloase, deoarece nu se modifică compoziţia lor chimică.

Prin hidratarea fizică, are loc o mărire a volumului şi prin urmare o creştere a presiunilor dintre granulele rocii, în final putând duce la dezagregarea acestora.

Fig. 3. Schema hidratării fizice a mineralelor (După N. Florea, 1963)

▪ Hidratarea chimică este un proces mai complex, de pătrundere a apei în reţeaua cristalină a mineralelor, având loc o modificare a reţelei cristaline, deci o schimbare a naturii mineralului. Pătrunderea apei se face fie sub formă moleculară (apa de cristalizare), fie sub formă de grupe OH-

(apa de constituţie).Anhidritul prin hidratare trece în gips:CaSO4 + 2H2O → CaSO4 · 2H2OHematitul trece prin hidratare în oxid de fier hidratat sau în hidroxid de fier.Fe2O3 + nH2O → Fe2O3 · nH2O (ca apă de cristalizare)Fe2O3 + H2O → Fe(OH) 3 (ca apă de constituţie)Hidratarea chimică se realizează prin pătrunderea grupelor de OH- în reţeaua cristalină, fiind

foarte des întâlnită în cazul silicaţilor.Deshidratarea este procesul opus hidratării, mineralul pierzând apa de hidratare fizică sau

chimică. Procesul are loc atunci când scade foarte puternic concentraţia vaporilor de apă din atmosferă sau când mineralul este încălzit. În aceste condiţii, întâi se pierde apa legată fizic, apoi apa de cristalizare şi în final apa de constituţie.

Prin hidratare volumul mineralului creşte, iar prin deshidratare acesta se micşorează. Alternanţa acestor procese duce la dezagregarea mineralelor respective.

Hidroliza Silicaţii, substanţele cele mai răspândite din natură, sunt consideraţi a fi săruri ale acidului

silicic {H4(SiO4)}, un acid slab, cu baze puternice, cum sunt hidroxidul de sodiu (NaOH), hidroxidul de potasiu (KOH), hidroxidul de calciu {Ca(OH)2} şi altele. După V. M. Golsdschmidt, scoarţa Pământului este compusă preponderent din silicaţi, cei mai răspândiţi aparţinând grupei plagioclazilor.

Fiind substanţe insolubile în apă, alterarea silicaţilor are loc, în principal, prin hidroliză, proces prin care se produce descompunerea sărurilor sub acţiunea ionilor apei. În natură, o mică parte din

13

moleculele de apă, cca. o moleculă din 107 molecule, suferă o disociere în ioni de hidrogen H + şi oxidril OH -.

Cu toată concentraţia aceasta redusă, ionii de hidrogen sunt foarte activi, putând înlocui relativ uşor cationii mineralelor silicatice. Acest proces, cunoscut şi sub numele de debazificare, începe prin înlocuirea cationilor de K, Na, Mg, Ca şi alţii, de la suprafaţa mineralelor silicatice şi apoi din interiorul acestora. Eliberarea cationilor duce la combinarea lor cu gruparea oxidril (OH-), şi formarea de baze solubile. Acestea sunt uşor deplasabile de la locul de formare şi uşor de asimilat de către plante.

Prin reacţia de debazificare a silicaţilor, rezultă, pe lângă bazele respective, o serie de forme ale acidului silicic {Si(OH)4 – acid ortosilicic sau H2SiO3 – acid metasilicic} care se descompun la rândul lor în SiO2 şi H2O. Această etapă este cunoscută sub numele de desilicifiere.

Hidroliza, spre exemplu, a olivinei magneziene se petrece după reacţia:Mg2SiO4 + 4(H+ + OH-) → Si(OH)4 + 2Mg(OH)2

Si(OH)4 → SiO2 + 2H2OÎnlocuirea cationilor nu se face dintr-o dată, ci gradat, fiind în funcţie de concentraţia ionilor

de hidrogen, de viteza de mişcare a acestora sau de gradul de instabilitate chimică a mineralului. Astfel, hidroliza este mai activă dacă apa care ajunge la nivelul mineralului mai conţine diverse substanţe. Apa de ploaie ajunge la sol încărcată cu bioxid de carbon CO2, formând acid carbonic H2CO3, ceea ce accentuează procesul de hidroliză. În procesul de hidroliză o importanţă mare o are şi natura silicatului şi condiţiile de mediu în care se desfăşoară acesta. Dacă silicaţii conţin mai ales baze greu solubile, cum sunt Al(OH)3, Fe(OH)3 sau Mn(OH)3 etc., acestea se elimină mai greu decât bazele uşor solubile, respectiv NaOH, KOH,, Mg(OH)2 etc. Bazele insolubile alcătuiesc prin acumulare mase amorfe, coloidale, ce precipită în imediata vecinătate a silicatului hidrolizat, contribuind adesea la frânarea procesului de hidroliză.

Condiţiile de mediu sunt un alt factor important în desfăşurarea hidrolizei. În climatul cald şi umed, etapele de debazificare şi desilicifiere practic se contopesc, hidroliza ducând la descompunerea silicatului în oxizi şi hidroxizi.

În unele condiţii de mediu, după acest proces de destrucţie a silicaţilor urmează un proces de formare de noi minerale, aşa numiţii silicaţi secundari sau minerale argiloase.

2Al(OH)3 + 2Si(OH)4 → Al2Si2O5(OH)4 + 5H2Ohidroxid acid

de aluminiu ortosilicic caolinit apăCantitatea şi natura argilelor neoformate variază în funcţie de microclimatul intern al solului,

în principal de drenaj şi de concentraţia ionilor disociaţi, mai ales a celor bivalenţi de calciu şi magneziu. Atunci când mediul favorizează eliminarea în stare solubilă dizolvată a silicei şi aluminiului, formarea de argilă este împiedicată. Dacă solul este puţin permeabil, acesta face posibilă acumularea în perioada umedă a elementelor libere şi formarea unui gel mixt, iar uscarea temporară a mediului duce la cristalizarea acestor geluri şi formarea, astfel, a mineralelor argiloase.

Reacţia (pH-ul) soluţiei solului şi conţinutul în cationi bivalenţi este esenţială în geneza mineralelor argiloase. La un pH mai mic de 5, silicea şi aluminiul sunt solubile (Acquaye şi alţii, 1965). Dacă mediul este permeabil, ele pot fi îndepărtate din sol, iar dacă este puţin permeabil, gelurile de aluminiu şi silice se pot acumula. La acest pH cantitatea de silice absorbită de aluminiu este redusă, formându-se în acest fel o argilă săracă în silice, de tip caolinit.

Atunci când acest mediu acid se găseşte în prezenţa humusului brut, compuşii organici solubili (acizii fulvici) împiedică formarea de argilă, ca urmare a menţinerii în stare solubilă a constituenţilor rezultaţi din alterare (proces care se petrece în cazul podzolirii).

Când pH-ul mediului este neutru, deci şi concentraţia de ioni de calciu şi magneziu este mai ridicată, cantitatea de silice absorbită de aluminiu este mare. Se formează în acest caz alumino-silicaţi bogaţi în silice şi în baze, aceştia având o capacitate ridicată de schimb cationic. Formarea

14

montmorillonitului în vertosoluri se datorează prezenţei în soluţia solului a unui conţinut ridicat în ioni de calciu şi magneziu, a unui drenaj natural mediocru şi a unui climat cu alternanţe distincte de sezoane umede şi uscate .

CarbonatareaAcest proces chimic duce la formarea în sol a carbonaţilor. El se petrece sub acţiunea

bioxidului de carbon prezent în soluţia solului. O parte din bioxidul de carbon împreună cu apa formează acid carbonic (cca. 37%, după Neniţescu, 1963), care prin disociere măreşte concentraţia în ioni de H+ a soluţiei solului şi prin urmare provoacă o creştere a puterii de alterare a acesteia. Partea cealaltă din bioxidul de carbon (63%) se găseşte sub formă dizolvată, de soluţie. Prin procesul de hidroliză, în soluţia solului sunt eliberaţi cationii metalelor alcaline şi alcalino-pământoase, care împreună cu ionul hidroxil (OH-) formează hidroxizi, cum sunt: KOH, NaOH, Ca(OH)2 sau Mg(OH)2. Mai departe, aceştia sunt neutralizaţi de acidul carbonic sub formă de carbonaţi.

2NaOH + H2CO3 → Na2CO3 + 2H2O 2KOH + H2CO3 → K2CO3 + 2H2OCarbonaţii de Na şi K sunt foarte solubili în apă şi sunt îndepărtaţi din sol de curenţii de apă

descendenţi.Reacţia acidului carbonic cu hidroxizii de calciu şi magneziu duce la formarea carbonaţilor

alcalino-pământoşi, conform reacţiei:Ca(OH)2 + H2CO3 → CaCO3 + 2H2ODacă în soluţie există încă acid carbonic, carbonatul de calciu, o sare greu solubilă, trece în

bicarbonat de calciu, uşor solubil, ce este levigat pe profil sau chiar îndepărtat din sol.CaCO3 + H2CO3 = Ca(HCO3)2

Oxidarea şi reducereaOxidarea a fost considerată iniţial doar ca un proces de combinare a unei substanţe cu

oxigenul, din această reacţie rezultând oxizi. În prezent, oxidarea este percepută cu un sens mai larg, ea fiind orice proces în care are loc o cedare de electroni. Substanţa care pierde electroni îi creşte numărul sarcinilor pozitive, deci se oxidează. Aşa spre exemplu, trecerea Fe2+ în Fe3+.

Reducerea este procesul invers oxidării, el putându-se defini ca o reacţie de scoatere a oxigenului dintr-o substanţă oxigenată, ca scădere a sarcinii pozitive a unui element într-o combinaţie a sa, cum este trecerea Fe3+ în Fe2+ sau ca un câştig de electroni de către un atom sau de un ion.

Capacitatea mediului de a oxida sau reduce elementele cu care vine în contact este cunoscută sub numele de potenţial de oxido-reducere sau potenţial redox şi se notează cu Eh. Potenţialul redox se exprimă în valori pozitive, atunci când mediul are capacitatea de oxidare şi valori negative când mediul este reductor. Prezenţa oxigenului liber în mediu determină un Eh pozitiv, pe când lipsa acestuia sau prezenţa ionilor de hidrogen, a bioxidului de carbon, a hidrogenului sulfurat sau a metanului creează condiţii reducătoare.

Procesele de oxidare şi reducere sunt procese care afectează mai ales mineralele care conţin fier şi mangan, cum sunt silicaţii primari (piroxeni, olivine, amfiboli, mice negre sau granaţi) sau sulfurile bogate în fier (pirita, calcopirita sau marcasita).

Mineralele primare s-au format în sectoarele profunde ale scoarţei, la temperaturi şi presiuni ridicate şi într-un mediu reductor. Din această cauză, fierul şi manganul se găsesc în reţeaua cristalină a silicaţilor sau sulfurilor ca fier sau mangan bivalent. În contact cu oxigenul, aceşti ioni trec în oxizi feroşi sau manganoşi şi mai departe în oxizi ferici sau manganici.

Prezenţa proceselor de oxidare sunt puse în evidenţă de culorile gălbui-roşcate ale oxizilor şi hidroxizilor de fier sau de cele brune negricioase ale oxizilor şi hidroxizilor de mangan, iar procesele de reducere sunt remarcate prin culorile albăstrui, verzui, vineţii sau negricioase ale oxizilor feroşi şi manganoşi sau a sulfurilor de fier sau mangan.

15

3.1.2.3. Alterarea biochimicăDin momentul apariţiei vieţii pe Terra, procesele de alterare a rocilor se petrec în cea mai mare

parte cu participarea directă sau indirectă a vieţuitoarelor.Vernadski, savant rus care a pus bazele geochimiei, arată că organismele vii sunt principalul

factor al migraţiunii elementelor chimice în partea superioară a litosferei. Mediul actual, de la suprafaţa scoarţei terestre, are proprietăţi fizico-chimice ce au fost determinate, în cea mai mare parte, de activitatea organismelor în decursul succesiunii erelor geologice.

În afara acţiunii fizice, organismele vii manifestă asupra mineralelor o acţiune biochimică directă şi una indirectă. Pentru necesităţile lor vitale, mai ales plantele inferioare (bacterii, ciuperci, alge şi licheni) extrag din roci diferite elemente chimice. Aşa spre exemplu, bacteriile anaerobe extrag oxigenul necesar metabolismului lor din oxizii de fier şi mangan. Diatomeele şi radiolarii extrag din silicaţi silicea şi chiar plantele superioare extrag prin rădăcinile lor cationi bazici necesari în procesul de fotosinteză.

Un rol important în alterarea biochimică îl au substanţele pe care organismele le eliberează prin procesele de asimilaţie şi dezasimilaţie, aşa cum este bioxidul de carbon, oxigenul, acizii minerali (azotic, azotos, sulfuric, clorhidric etc.) sau acizii organici (acetic, tartric, citric, humic şi alţii), substanţe care intensifică procesele de alterare a mineralelor. De asemenea, prin resturile organice pe care le lasă la suprafaţa solului şi care sunt descompuse de microorganisme se formează acizi, baze sau săruri, substanţe care contribuie la alterarea rocilor prin stimularea proceselor de hidroliză sau au loc reacţii directe cu diferite elemente componente ale mineralelor din scoarţă.

Curs 33.1.3. Produsele rezultate prin procesele de dezagregare şi alterare. În urma proceselor de dezagregare şi alterare a rocilor rezultă un material afânat. Acest

material rămâne în loc sau este transportat de agenţii externi şi depus în alte zone, acolo unde acţiunea agentului încetează. Prin depunerea produselor de dezagregare şi alterare au luat naştere rocile sedimentare sau depozitele sedimentare. Transformările fizice şi chimice ale materialelor se menţin şi în timpul transportului, dar şi după sedimentarea lor, dacă aceste materiale se află în continuare sub acţiunea agenţilor externi.

3.1.3.1. Alcătuirea părţii minerale a solului.Procesele de dezagregare şi alterare, manifestate în lungul timpului, au provocat o substanţială

modificare fizică şi chimică a mineralelor şi rocilor. Dezagregarea a dus la transformarea mineralelor şi rocilor masive în fragmente de diferite dimensiuni. Alterarea, uşurată mult de dezagregare, a dus la formarea de compuşi chimici şi minerali noi. Principalele produse ale dezagregării şi alterării sunt: sărurile, oxizii şi hidroxizii, mineralele argiloase, praful, nisipul, pietrişul şi bolovanii.

Sărurile Aceste substanţe s-au format pe seama cationilor metalelor alcaline şi alcalino-pământoase

(Ca, Mg, Na, K etc.), care din silicaţi trec prin hidroliză în soluţie sub forma hidroxizilor respectivi. La rândul lor, bazele rezultate intră în reacţie cu diverşi acizi (acid carbonic, azotic, clorhidric, sulfuric etc.), formându-se sărurile respective. Cele mai frecvente săruri întâlnite sunt clorurile de sodiu, potasiu, magneziu şi calciu, sulfaţii de sodiu, potasiu, magneziu şi calciu, carbonaţii şi bicarbonaţii de sodiu, potasiu, magneziu, calciu sau fier, fosfaţii feroşi, fosfaţii monocalcici, dicalcici şi tricalcici, fosfaţii de aluminiu şi fier etc.

Oxizii şi hidroxiziiÎn sol, o răspândire mare o au oxizii şi hidroxizii de fier, mangan, aluminiu şi silicea

secundară. În urma hidrolizei înaintate a silicaţilor are loc eliberarea ionilor de fier, mangan, aluminiu etc., care în funcţie de condiţiile de mediu din locul respectiv pot trece în oxid feros (FeO) sau manganos (MnO), oxid feric (Fe2O3) sau manganic (Mn2O3), bioxid de mangan (MnO2) sau

16

oxid de aluminiu (Al2O3). Prezenţa apei face ca aceşti oxizi să se organizeze în hidroxizi {Fe(OH)3 , Al(OH)3, Mn(OH)2}, oxihidroxizi {AlO(OH) , MnO(OH) , FeO(OH)} sau sescvioxizi {Fe2O3 · n H2O sau Al2O3 · n H2O}. Din hidroliza silicaţilor rezultă şi silice (SiO2) care se găseşte adesea ca un gel, cu un conţinut variabil de apă, având formula: SiO2 · n H2O.

Oxizii şi hidroxizii se comportă ca substanţe coloidale ce pot migra pe profilul de sol, dar aceasta se poate petrece doar în anumite condiţii de umiditate, temperatură sau pH. În regiunile ecuatoriale permanent umede, unde temperaturile sunt în permanenţă ridicate, iar reacţia în sol este acidă, doar oxizii şi hidroxizii de aluminiu nu migrează de la locul de formare. În schimb, în regiunile reci, cu umiditate ridicată şi cu pH puternic acid, silicea secundară nu migrează, dar sunt deplasaţi pe profil hidroxizii de aluminiu, fier şi mangan.

Mineralele argiloase Mineralele argiloase sunt componentele principale ale argilelor din soluri, ele rezultând în

urma procesului de hidroliză. Formarea lor are loc fie prin transformarea mineralelor primare în urma pierderii unei părţi din silice sau din cationii metalelor alcaline sau alcalino–pământoase, fie prin recristalizarea produşilor simpli rezultaţi din descompunerea acestora.

Aşa cum s-a arătat mai sus, din alterarea diferitelor tipuri de silicaţi, în condiţii de mediu specifice se formează un anumit tip de silicat secundar sau există posibilitatea ca prin hidroliza totală a mineralelor primare să rezulte produşi simpli (oxizi, hidroxizi şi săruri), fără a se mai forma minerale argiloase secundare, aşa cum se întâmplă în climatul ecuatorial permanent umed sau în climatul subpolar rece şi umed.

Mineralele argiloase au structură foioasă şi se găsesc sub formă de particule foarte mici (sub 0,002 mm), au o mare suprafaţă specifică, precum şi capacitate de a reţine şi elibera molecule de apă şi ioni "schimbabili". Multe din ele sunt plastice şi au capacitate de contractare si gonflare la variaţii de umiditate.

Mineralele argiloase sunt formate din strate de tetraedri de siliciu şi octaedri de Al, Mg sau Fe. Configuraţia tetraedrică rezultă prin dispunerea în jurul unui atom de siliciu a patru atomi de oxigen, iar prin dispunerea a şase atomi de oxigen şi/sau grupări oxidrilice în jurul unui atom de Al, Mg sau Fe rezultă un poliedru, ce are o configuraţie octaedrică (fig. 4). Prin asocierea stratelor de tetraedri cu cei de octaedri rezultă aşa numita lamelă sau foiţă a mineralelor argiloase. Asocierea se realizează în două moduri: fie prin suprapunerea unui strat tetraedric cu unul octaedric şi atunci rezultă minerale argiloase cu structură 1:1 (T:O), numite şi minerale bistratificate (grupa caolinit – serpentină), fie prin cuprinderea între două strate de tetraedri a unui strat de octaedri, în acest caz rezultând minerale argiloase cu structură 2:1 (T:O:T), numite şi minerale tristratificate (grupele micelor, smectitelor, vermiculitului sau cloritelor).

Fig. 4. Reprezentarea schematică a poliedrilor structurali care alcătuiesc reţeaua mineralelor argiloase. A. Tetraedru; B. Octaedru (După Scheffer şi Schachtschabel, citaţi de C. Crăciun, 2000)

Atomii de Si din stratul tetraedric pot fi înlocuiţi parţial de către atomi de Al3+ sau Fe3+, prin aceasta apărând un deficit de sarcină pozitivă, ce va fi compensat prin atragerea de cationi mono şi bivalenţi. La fel şi stratele octaedrice, prin înlocuirea elementelor trivalente sau bivalente (Al3+, Fe3+,

17

Fe2+, Mg2+), apare de asemenea, un deficit de sarcină pozitivă, care va fi echilibrată de cationi mono sau bivalenţi.

Mineralele bistratificate prezintă mai puţine substituţii de elemente în structura lor, astfel că ele, datorită şi spaţiului interlamelar îngust şi puţin mobil, determină ca sarcina electrică pozitivă a lamelor să fie redusă, iar prezenţa a puţine elemente compensatoare de sarcină monovalente şi bivalente să fie doar la suprafaţa externă şi nu în spaţiul interlamelar.

Fig. 5. Structura caolinitului (După C. Crăciun, 2000) Fig. 6. Structura montmorillonitului(După C. Crăciun, 2000).

Mineralele tristratificate prezintă un spaţiu interlamelar mai mare, cauzat de excesul de sarcină electrică negativă, provenit din substituţiile izomorfe ale atomilor de Si, Al, Fe sau Mg. Compensarea se face cu cationi, molecule de apă sau moleculele organice, ele plasându-se cu precădere în spaţiul dintre foiţe.

Clasificarea mineralele argiloase s-a realizat ţinându-se cont de criterii structurale (configuraţia reţelei cristaline, tipul de foiţă şi dimensiunea spaţiului interlamelar) şi chimice (elementele ce alcătuiesc stratul octaedric, mărimea sarcinii electrice a foiţei mineralului şi elementele sau substanţele chimice din spaţiul interlamelar). Astfel, au fost stabilite următoarele tipuri:

- minerale argiloase bistratificate (caolinit – serpentinit)- minerale argiloase tristratificate (talc, smectite, vermiculit, illite, clorite)- minerale cu structură fibroasă (palygorskit, sepiolit)- minerale necristaline (allofane)3.1.3.2. Compoziţia granulometrică.Produsele rezultate prin procesele de dezagregare şi alterare sunt alcătuite din particule

minerale de diferite dimensiuni. Ele au căpătat diferite denumiri uzuale, de roci, bolovani, praf sau argilă. În pedologie, aceste particule au fost denumite fracţiuni granulometrice, ele fiind clasificate în funcţie de dimensiunile particulei.

Particulele elementare au diferite forme, cele fine putând fi puse în evidenţă prin determinări microscopice, dar convenţional se acceptă forma sferică. Dimensiunea particulei granulometrice reprezintă, de fapt, diametrul echivalent, adică diametrul unei sfere care ar avea acelaşi volum cu particula reală.

Fracţiunile granulometrice mai mari de 2 mm au primit denumirea generală de scheletul solului, iar cele mai mici de 2 mm de materia minerală fină sau materialul pământos fin.

Bolovanii (> 200 mm), pietrele (200 – 20 mm) şi pietrişul (20 – 2 mm) sunt fragmente de rocă dură, nealterate sau puţin alterate. Ele se întâlnesc în aproape toate solurile formate pe substrate de roci compacte, dure, din regiunile de deal şi munte sau în solurile ce se dezvoltă pe grohotişuri, morene, pe unele conuri de dejecţie, sau albii şi terase ale râurilor.

Bolovanii, pietrele şi pietrişul din albiile şi terasele râurilor sau din conurile de dejecţie, deoarece au fost transportate de apă au o formă rotunjită. Gradul lor de rotunjire este cu atât mai

18

mare cu cât distanţa pe care au fost transportate este mai mare, în acelaşi sens scăzând şi dimensiunile particulelor.

Tabelul nr. 1. Dimensiunile fracţiunilor granulometrice în diferite sisteme de grupare

Denumirea fracţiuniigranulometrice

Dimensiunile fracţiunilor granulometrice în mmSistemul

InternaţionalScara Atterberg

SistemulBritanic

SistemulAmerican

Roci > 600Blocuri 600 – 200Bolovani > 200 200 – 75 > 254Pietre 200 – 20 254 – 76Pietriş 20 – 2 75 – 2 76 – 2Nisip grosier 2 – 0,2 2 – 0,6 2 – 0,5Nisip mediu 0,6 – 0,2 0,5 – 0,2Nisip fin 0,2 – 0,02 0,2 – 0,06 0,2 – 0,05Praf 0,02 – 0,002 0,06 – 0,002 0,05 – 0,002Argilă < 0,002 0,002 – 0,0002 < 0,002Argilă fină < 0,0002

Nisipul şi praful sunt alcătuite, în principal, din minerale primare greu alterabile, mai ales cuarţ, la care, uneori, se mai adaugă în cantităţi reduse mică albă, feldspaţi, carbonaţi şi alte minerale.

Argila, aşa cum a fost prezentată mai sus, are o alcătuire în care predomină aluminosilicaţii hidrataţi, cristalizaţi, iar în unele soluri, această fracţiune granulometrică mai poate conţine oxizi şi hidroxizi de aluminiu, fier şi mangan, aluminosilicaţi amorfi sau silice secundară.

3.1.3.3. Scoarţa de alterare.Alterarea diferitelor tipuri de roci se realizează în funcţie de condiţiile de mediu, acestea

influenţând atât viteza reacţiilor chimice, cât şi natura produselor secundare care rezultă în urma acestor reacţii. Deoarece materialul primar din care provine scoarţa de alterare este aproape în totalitate de natură silicatică, alterarea acestuia se realizează în principal prin procesul de hidroliză. Desfăşurarea procesului de hidroliză se poate petrece doar în prezenţa apei, iar în funcţie de temperatura acesteia şi a unor substanţe dizolvate în ea, intensitatea cu care acţionează asupra rocilor este diferită de la o regiune la alta.

La nivel planetar s-a constatat că alterarea silicaţilor se petrece în două moduri, fapt ce duce la formarea de produse secundare diferite. Aceste moduri sunt: allitizarea şi siallitizarea.

Allitizarea se produce în condiţii de climă caldă şi umedă, specifică regiunii pădurilor ecuatoriale şi tropicale permanent umede. În aceste regiuni hidroliza silicaţilor este totală, toate elementele chimice din mineralele primare sunt trecute în hidroxizi. Hidroxizii metalelor alcaline şi alacalino-pământoase, ca şi hidroxidul de siliciu sunt solubili şi sunt îndepărtaţi de la locul de formare odată cu apa care se infiltrează. În loc rămân doar hidroxizii de aluminiu şi fier, substanţe insolubile. Ei se acumulează treptat formând un depozit de culoare roşie, numit laterit, culoare dată de hidroxizii de fier.

Pentru formarea lateritului, în afară de condiţiile de climă, este necesar ca rocile silicatice să conţină minerale melanocrate (biotit, olivină, hornblendă etc.) În lipsa acestora, prin allitizare rezultă o scoarţă de alterare de culoare albă, ce conţine doar hidroxid de aluminiu (bauxită).

Siallitizarea se petrece mai ales în climatele temperate, unde hidroliza are loc în condiţiile unui mediu cu temperatură mai scăzută, astfel că ea se realizează doar parţial. În acest caz, silicea nu mai este solubilă şi, deci, nu mai este deplasată de la locul de formare, astfel că, împreună cu aluminiu formează minerale argiloase. Siallitizarea este întâlnită şi în regiunile calde, dar acolo unde umiditatea este mai redusă, astfel că, hidroliza parţială se datorează apei în cantitate insuficientă.

19

După natura mineralelor argiloase care se formează prin alterare, se deosebesc două moduri de manifestare a siallitizării:

1) Monosiallitizarea, prin care se formează minerale argiloase bistratificate, de tipul caolinitului. Ele se formează într-un mediu acid, sărac în baze. Monosiallitizarea este prezentă mai ales în climate bogate în precipitaţii şi unde predomină rocile cu minerale leucocrate.

2) Bisiallitizarea, proces din care rezultă minerale argiloase tristratificate, de tip illit sau smectit. Ea are loc în medii neutre sau alcaline. Bisiallitizarea este specifică regiunilor cu precipitaţii mai reduse şi cu roci bogate în minerale melanocrate (bogate în elemente bazice).

Tipurile zonale de scoarţă de alterareRăspândirea produselor de alterare la suprafaţa globului are caracter zonal.- Tipul litogen, detritic grosier sau clastic se formează în etajul periglaciar unde produsele

alterării sunt spălate de apele din precipitaţii sau în zona rece, de tundră, unde alterarea chimică este foarte slabă.

Scoarţa de alterare este alcătuită din fragmente de rocă şi din minerale primare provenite din rocă. Dintre produsele alterării se întâlnesc mai frecvent doar oxizii de fier. Grosimea scoarţei de alterare este foarte redusă.

- Tipul siallitic este specific climatului temperat în care se formează minerale argiloase tristratificate din grupele cloritelor, smectitelor şi illitelor. Alături de acestea se găsesc hidroxizi de fier şi mangan, produşi amorfi, minerale primare şi fragmente de rocă. Grosimea scoarţei de alterare atinge valori mari.

Acest tip se poate subdivide în trei subtipuri: - Subtipul siallitic propriu-zis, caracterizat prin lipsa sărurilor solubile, inclusiv a

carbonaţilor. - Subtipul carbonato-siallitic este întâlnit mai ales în zona temperat - continentală. Această

scoarţă prezintă pe lângă produse siallitice, ca şi cea precedentă, acumulări de carbonaţi de Ca şi Mg, montmorillonit şi alte minerale care se formează în mediu neutru sau bazic. Un proces caracteristic acestei zone este formarea depozitelor loessoide.

- Subtipul halo-siallitic este specific climatului deşertic, fiind alcătuit din produse de acumulare, cum sunt argilele, luturile, nisipurile toate îmbogăţite în săruri (cloruri, sulfaţi, carbonaţi) pe o grosime mare. Acţiunea principală este dezagregarea prin insolaţie. Alterarea chimică şi dizolvarea sunt prezente prin rouă şi pânzele freatice, acestea apar mai ales în zonele joase, unde se precipită săruri sub formă de crustă. Pe unele porţiuni se pot depune cruste silicioase (patina deşertului).

- Tipul siallito-allitic este un tip de tranziţie specific zonei calde cu precipitaţii mai reduse.- Tipul allitic (ferallitic), specific climatului tropical şi ecuatorial umed, prezintă în

compoziţia scoarţei oxizi secundari de Al şi Fe, alături de care mai pot apărea mici cantităţi de alumosilicaţi secundari şi de minerale primare. Scoarţa de alterare de tip allitic, poate atinge grosimi mari, uneori chiar peste 100 m.

Structura scoarţei de alterareRoca compactă, supusă proceselor de dezagregare şi alterare, suferă o serie de transformări

fizice şi chimice, care duc la formarea în partea superioară a litosferei a unui strat afânat, cunoscut sub denumirea de scoarţă de alterare (fig.7). Deoarece acţiunea agenţilor externi se manifestă diferit cu cât pătrundem în interiorul scoarţei de alterare, ca urmare scoarţa de alterare are diferite aspecte pe verticală:

▪ Orizontul argilos, situat în parte superioară şi în care fărâmiţarea este maximă. Aici domină alterarea chimică şi se formează solul;

▪ Orizontul argilo-detritic, are o compoziţie variată, argilă + detritus. Conţinutul de detritus creşte spre adâncime;

20

Fig. 7. Structura scoarţei de alterare. (După Gr. Posea şi colab., 1970).

1. Orizont argilos, se formează solul; 2. Orizont argilo-detritic; 3. Orizont de detritus;4. Rocă fisurată puternic; 5. Rădăcinile scoarţei de alterare; 6. Roca proaspătă.

▪ Orizontul cu detritus - constituit din blocuri mari, colţuroase, despărţite între ele, dar deplasate mecanic foarte puţin;

▪ Roca puternic fisurată - reprezintă un orizont variabil ca grosime, care dă prelungiri, crăpături în roca proaspătă.

Curs 43.2. Materia organică din solActivitatea organismelor vii în pedogeneză este esenţială, iar fără prezenţa lor, practic nu

putem vorbi că avem un sol. În timpul scurs de când a apărut viaţa pe Pământ, organismele vii au transformat o cantitate imensă de energie solară în energie chimică şi fizică. Ele au vehiculat în ciclurile biologice o mare parte din elementele din natură, fiind responsabile de compoziţia actuală a atmosferei, hidrosferei, a rocilor sedimentare şi a solului.

Materia organică din sol este constituită din totalitatea substanţelor organice, inclusiv organismele vii. Sursele de materie organică sunt reprezentate prin macroorganisme şi microorganisme, organisme ce aparţin regnului vegetal şi celui animal.

3.2.1. Organismele viiMicroorganismele Bacteriile sunt microorganisme procariote, unicelulare, de dimensiuni reduse (majoritatea au

diametrul transversal de cca. 0,5µ şi o lungime ce poate ajunge la mai mulţi microni), iar ca formă ele pot fi sferice, cilindrice sau spiralate.

O caracteristică importantă a microorganismelor bacteriene este aceea că suprafaţa celulei prezintă sarcini electrice, astfel că, ele se găsesc adsorbite pe structurile coloidale minerale sau organice. Acest fapt încetineşte, în general, metabolismul celulei bacteriene, iar prin substanţele ce alcătuiesc capsula bacteriană, acestea participă la cimentarea particulelor solului. Bacteriile sunt microorganismele vegetale cele mai numeroase, iar în ceea ce priveşte numărul lor, Clark, citat de P. Papacostea, arată că la 1g sol uscat numărul mediu ar fi de 2 miliarde, el putând ajunge la 10 miliarde în solurile cu fertilitate foarte ridicată, iar masa lor, calculată pe baza volumului şi densităţii protoplasmei, reprezintă cca. 0,2 % din greutatea solului.

După modul cum îşi procură bioxidul de carbon şi energia necesară sintetizării propriei sale materii organice, ele au fost grupate în două categorii: bacterii autotrofe (iau bioxidul de carbon din

21

aer şi energia din alterarea compuşilor minerali: bacterii nitrificatoare, sulfobacteriile sau ferobacteriile) şi bacterii heterotrofe (iau atât bioxidul de carbon, cât şi energia necesară prin oxidarea materiei organice din sol).

Actinomicetele reprezintă o tendinţă de evoluţie a bacteriilor spre forme superioare de organizare, fiind, din punct de vedere morfologic, cele mai diferenţiate organisme procariote (genului Streptomyces, genul Mycobacterium).

Ciupercile sunt microorganismele din sol care au cel mai înalt grad de dezvoltare morfologică şi fiziologică. Ele aparţin la patru clase: Zygomycetes, Ascomycetes, Basidiomycetes şi Hyphomycetes.

Ciupercile sunt răspândite în toate solurile, găsindu-se în diferite stadii de dezvoltare, de la forme active, cum sunt hifele, la forme inactive, ca spori şi scleroţi. Dezvoltarea lor este condiţionată de prezenţa materiei organice în sol, respectiv de humus sau de resturi organice în curs de descompunere, dar unele din ele pot trăi ca paraziţi pe unele organisme animale sau pot da naştere la structuri simbiotice, numite micorize, rezultate prin asocierea cu rădăcinile vii ale plantelor.

Algele albastre (Cyanophyceae) sunt organisme unicelulare ce se aseamănă mai mult cu bacteriile, dar datorită capacităţii lor de fotosinteză ele sunt incluse în grupa organismelor care sintetizează materie organică pe baza bioxidului de carbon atmosferic. Ele trăiesc mai rar izolat şi mai frecvent sub formă de filamente mobile, întâlnindu-se în toate solurile, de la cele formate în regiunile calde umede sau uscate, la solurile regiunilor temperate şi reci, cât şi pe solurile aluviale sau pe haldele de steril.

Algele eucariote (alge verzi, roşii, brune, galbene verzui şi diatomee) sunt plante inferioare ce posedă pigmenţi asimilatori, ele fiind reprezentate în sol prin algele verzi (Chlorophyceae), alge galbene verzui (Xanthophycae) şi diatomee (Diatomeae).

Algele verzi se găsesc adesea în simbioză cu ciupercile formând aşa numiţii licheni. Ele sunt organisme pionier pe rocile nealterate sau pe diverse materiale rezultate din activitatea umană şi au rol important în mobilizarea elementelor nutritive, pregătind instalarea şi a altor microorganisme.

Protozoarele sunt microorganisme ce aparţin regnului animal cu toate că au afinităţi cu algele şi ciupercile. Cele mai simple protozoare din sol aparţin claselor Sarcodina şi Rhizopoda.

MacroorganismelePlantele superioare sunt macroorganisme care îşi dezvoltă în sol sistemul radicular, uneori ele

au rizomi, tuberculi, bulbi sau fructe. De asemenea, în sol se găsesc seminţe în stare latentă sau de germinare.

Rădăcina are o influenţă deosebită asupra vieţii din sol. Prin volumul de sol explorat, prin adâncimea până la care pătrund (10 m la măr), rădăcinile au efect important în procesele de structurare şi formare a solului. Ele organizează în jurul lor o lume vie cu structură şi funcţii caracteristice. Vegetaţia este pentru sol principalul furnizor de materie organică, aceasta fiind produsă în procesul de fotosinteză, unde cu ajutorul energiei solare, bioxidul de carbon din atmosferă este combinat împreună cu apa şi cu importante cantităţi de diverse substanţe minerale. Substanţele organice, produse pentru necesităţile vitale ale plantelor, se acumulează la suprafaţa solului sau în sol odată cu moartea organismelor care le-au produs sau doar a unor părţi din acestea. La suprafaţa solului se acumulează părţile aeriene ale plantelor, cum sunt tulpinile, frunzele sau fructele, iar în interiorul solului, materia organică provine predominant din moartea rădăcinilor. De asemenea, în sol, rădăcinile plantelor elimină numeroase substanţe nepolimerizate cum sunt: zaharurile, aminoacizii, acizii volatili, acizii hidroxi di- şi tricarboxilici, cetoacizii, substanţe fenolice şi altele. Aceste substanţe sunt cele ce favorizează dezvoltarea bogatei microflore rizosferice.

Cantitatea de resturi vegetale care ajung în sol variază în funcţie de tipul de formaţiune vegetală. În cazul vegetaţiei ierboase, sursa principală de resturi organice o reprezintă rădăcinile,

22

părţile aeriene fiind consumate de animale sau sunt îndepărtate de către om. Astfel, după Alexandrova (1970), se apreciază că în regiunile de deşert cantitatea de rădăcini de plante ierboase pe adâncimea de 1 m ajunge anual la 3 – 12 t / ha, în zona de stepă la 8 – 28 t / ha, iar în zona de pădure la 6 – 13 t / ha, iar plantele cultivate lasă anual în sol o cantitate de rădăcini estimată la 6 – 15 t / ha. În ce priveşte vegetaţia arborescentă, sursa principală de materie organică o constituie frunzele şi tulpinile moarte, care prin acumulare la suprafaţa solului formează un strat numit litieră. Cantitatea de frunze şi tulpini moarte, ce ajung anual la suprafaţa solului în pădurile zonei temperate, este de cca. 3 – 5 t / ha.

Pe lângă vegetaţia ierboasă şi arborescentă, o cantitate importantă de resturi de materie organică este adusă în sol de microflora solului. Se apreciază că ea lasă în sol o cantitate de cca. 1 / 3 din masa totală de resturi organice. Cantităţi mult mai reduse, cca. 100 – 200 kg / ha, provin din moartea organismelor ce alcătuiesc fauna şi microfauna solului.

Fauna solului reprezintă organismele animale ce trăiesc în sol, ele aparţinând la numeroase încrengături.

Animalele din sol, cu excepţia protozoarelor, care au pigmenţi asimilatori, au un regim alimentar variat, întâlnindu-se animale micetofage, fitofage, saprofage, necrofage, coprofage sau animale prădătoare.

Animalele din sol, prin modul de viaţă dinamică, prin amestecul continuu a componentelor solului, organice şi minerale, prin metabolismul lor şi prin transportul diferiţilor constituenţi, au un rol deosebit de important în procesele pedogenetice.

Distribuţia speciilor şi numărul populaţiilor animale din sol depinde de evoluţia solului şi de condiţiile geografice ale teritoriului dat.

3.2.2. Materia organică nevie.Materiile organice nevii care ajung în sol sunt alcătuite din organisme moarte sau părţi din

acestea, din dejecţii animale şi din exudate ale rădăcinilor.Organismele moarte sunt substanţe cu structură foarte complexă, similară cu cea a materiei vii

din care provin. Toate organismele vii sunt constituite în cea mai mare parte din apă, ce poate ajunge la 75 – 90 % din masa lor, la care se adaugă diverse substanţe organice şi minerale, în primul rând hidraţi de carbon (celuloză şi hemiceluloză) în proporţie de cca. 50 %, lignine între 10 şi 40 %, substanţe proteice între 3 şi 20 %, lipide şi substanţe tanante între 1 şi 15 %, precum şi mici cantităţi de elemente minerale (K, Na, Ca, Mg, Fe, Al, Si, P, S, Cu, Zn, I, B, Cl şi altele), care sunt eliberate odată cu mineralizarea materiei organice şi folosite în mare parte din nou de către plante.

MineralizareaProcesele de mineralizare duc la descompunerea materiei organice, alcătuită din molecule

organice mari, în produşi minerali simpli.Descompunerea resturilor organice este influenţată de structura chimică şi anatomică a

ţesuturilor organice, de gradul de aerobioză al mediului în care se desfăşoară aceste procese şi de textura solului.

Cel mai rapid se descompun resturile organice bogate în proteine şi amidon, acestea având combinaţii chimice ce sunt uşor asimilabile de către microorganisme. Mai greu sunt descompuse ligninele şi substanţele tanante.

Mediile oxigenate şi cu reacţie neutră până la slab alcalină favorizează o descompunere rapidă a resturilor organice, pe când cele lipsite de oxigen (cu exces de umiditate) şi cu reacţie acidă frânează viteza de descompunere.

Un rol important în descompunerea a materiei îl are textura solului. Dacă solul conţine o cantitate mai mare de argilă, aceasta intervine în procesul de mineralizare prin absorbţia mai puternică a produşilor intermediari ai descompunerii, creând premise pentru procesele de humificare. În schimb, solurile nisipoase, datorită suprafeţei specifice mult mai reduse, absorb o cantitate mult mai mică de produşi intermediari, mineralizarea se petrece rapid şi afectează cea mai

23

mare parte din materia organică. Aceste aspecte ale descompunerii materiei organice arată că pe solurile nisipoase rata acumulării humusului este foarte scăzută, comparativ cu cea de pe solurile argiloase.

HumificareaHumificarea cuprinde un ansamblu de procese biologice, biochimice, chimice şi fizice ce

afectează materia organică moartă, ajunsă la suprafaţa solului sau în sol.Odată cu moartea organismelor, enzimele din celulele acestora acţionează în mod independent,

producând prin procese de hidroliză degradarea substanţelor organice şi eliberarea în mediul înconjurător de diverşi compuşi, unii fiind hidrosolubili, iar alţii insolubili (lignine, celuloze, şi alţi constituenţi ai membranelor celulare).

Organismele moarte, ca şi diverşii compuşi insolubili, sunt divizaţi mecanic de activitatea faunei şi sunt încorporaţi în sol, dar în acelaşi timp sunt atacate şi distruse de către microorganismele saprofite (bacterii, actinomicete şi ciuperci). Primele substanţe descompuse sunt hidraţii de carbon (glucoza şi celuloza), astfel că este eliberată lignina din structurile celulelor vegetale.

Lignina este o substanţă cu un înalt grad de polimerizare şi foarte greu degradabilă, transformarea ei producându-se printr-o serie de complexe reacţii chimice, în urma cărora iau naştere substanţele humice.

Formarea humusului din sol şi alcătuirea lui este influenţată de climă (alternanţa perioadelor uscate şi umede, de temperaturile ridicate sau de îngheţ), de prezenţa ionilor de calciu sau de tipul mineralelor argiloase (producerea substanţelor humice de către unele ciuperci este mai rapidă în prezenţa montmorillonitului şi mai redusă atunci când în sol predomină caolinitul sau cuarţul). De asemenea, asocierea intimă a componentelor organice cu fracţiunea argiloasă şi cu sescvioxizii face ca materia organică să fie doar parţial accesibilă microorganismelor, astfel că, procesul de degradare a acesteia este mult încetinit.

Descompunerea substanţelor humice din sol se petrece în perioade de timp diferite. Astfel, după E. A. Paul (citat de P. Papacostea), în solurile din Canada unele fracţiuni bogate în azot persistă în sol cca. 25 de ani, iar unele fracţiuni aromatice pot persista în sol o perioadă de timp cuprinsă între 200 şi 2000 de ani sau chiar mai mult. Prin această rezistenţă la degradare se poate explica acumularea în timp a humusului şi formarea solului.

Curs 5

3.2.4. HumusulHumusul este un complex de substanţe organice în diverse stadii de transformare, de la

substanţe organice originare, substanţe organice în stadii intermediare de descompunere, compuşi organici rezultaţi în urma proceselor de mineralizare şi humificare (acizi, alcooli, aminoacizi, glicerine, zaharuri, aldehide, amoniac, metan, hidrogen sulfurat etc.) şi substanţe humice propriu-zise.

Substanţele humice propriu-zise reprezintă constituentul principal al humusului. Ele au culori închise, de la brune gălbui până la negre, au conţinut ridicat de azot şi proprietăţi de coloid, acestea din urmă fiind date de prezenţa grupărilor active hidroxilice (OH ‾ ) şi de grupările de tip carboxilic (COOH ‾ ) ai căror atomi de hidrogen pot fi înlocuiţi de metale.

Substanţele humice din sol au fost clasificate în funcţie de metodele chimice convenţionale utilizate pentru separarea lor, în: acizi huminici, acizi fulvici şi humine.

Acizii huminici sunt produşi cu un grad înalt de polimerizare, au culoare brună până la neagră, sunt insolubili în apă şi au o ridicată capacitate de schimb cationic (350 – 600 me / 100 g acizi huminici). Împreună cu metalele alcaline, acizii huminici formează humaţi uşor solubili în apă, iar când intră în combinaţie cu Mg, Ca, Fe sau Al se formează humaţi greu solubili sau insolubili în apă.

Acizii fulvici sunt caracteristici solurilor din zona forestieră cu umiditate mai ridicată. Ei se formează mai ales prin descompunerea materiei organice, provenită de la vegetaţia arboricolă, sub

24

acţiunea predominantă a ciupercilor şi mai puţin a bacteriilor şi actinomicetelor. Datorită umidităţii ridicate, moleculele de apă împiedică şi ele formarea de lanţuri moleculare mari, astfel că, acizii fulvici au un grad de polimerizare redus. Aceşti acizi sunt de culoare gălbuie până la brună, sunt solubili în apă şi formează cu metalele săruri solubile în apă. Ei au o capacitate de schimb cationic mai redusă (300 – 350 me/100 g acizi fulvici), iar în soluţii apoase reacţia lor este mai acidă (pH = 2,6 – 2,8) faţă de cea a acizilor huminici (pH = 4,5 – 6,5). Datorită acidităţii ridicate, ei produc o intensă alterare a mineralelor primare şi împiedică totodată formarea de minerale argiloase.

Huminele reprezintă partea cea mai stabilă a humusului şi rezultă în mare parte prin îmbătrânirea compuşilor din humus, având nuclee aromatice puternic policondensate. Huminele mai conţin produse reziduale, rezultate din descompunerea materiei organice sau polizaharide, formate în urma activităţilor microbiene. Huminele formează cu mineralele argiloase şi cu hidroxizii de fier şi aluminiu, compuşi organo-minerali foarte stabili, contribuind la formarea structurii solului.

Raportul carbon : azot (C:N)Caracterizarea humusului din sol se face prin calculul unui indice dat de raportul C:N.

(Indicele se obţine împărţind numărul de atomi gram de carbon la numărul de atomi gram de azot din 100 g sol). Prin acest indice se obţin unele informaţii asupra naturii humusului din sol şi a condiţiilor în care s-a realizat acumularea materiei organice în sol. El exprimă sintetic un anumit bilanţ al proceselor de descompunere a materiei organice şi de sinteză şi acumulare a compuşilor humici. Cele mai mari valori ale raportului C:N le prezintă materia organică proaspătă, dar pe măsură ce procesele de mineralizare şi humificare degradează mai intens resturile organice, valorile scad progresiv, aceasta ca urmare a acumulării de azot. Astfel, cele mai mici valori C:N le prezintă humusul din solurile regiunilor de semideşert şi stepă, pe când humusul din litiera pădurilor prezintă valori mult mai mari.

Limitele valorilor raportului C:N sunt folosite pentru aprecierea tipului de humus la solurile forestiere şi de pajişti. Astfel, humusul de tip mull calcic are un raport C:N sub 15, mullul acid între 16 şi 19, humusul de tip moder între 23 şi 26, iar humusul brut are un raport C:N mai mare de 27.

Tipurile de humusVariaţia condiţiilor pedogenetice duce la un anumit mod de formare şi acumulare a humusului,

el caracterizându-se printr-o morfologie distinctă, o anumită proporţie de acizi huminici, acizi fulvici şi humine, o activitate biologică specifică condiţiilor de mediu, precum şi un raport C:N distinct. Ţinând cont de însuşirile sale, au fost stabilite câteva tipuri şi subtipuri de humus.

Humusul de tip mull prezintă materia organică complet humificată şi amestecată intim cu componenta minerală a solului. El se formează în medii bine aerisite, cu o intensă activitate biologică, mai ales a râmelor şi bacteriilor, mediu specific regiunilor de stepă şi silvostepă. Mullul din solurile stepelor şi silvostepelor are valori ale raportului C:N în jur de 10-12. Mullul din solurile forestiere şi ale pajiştilor are valori ale raportului C:N ce ajung la 16-19. (În funcţie de anumite însuşiri a fost deosebit un mull calcic, un mull acid, un hidromull).

Humusul de tip moder este constituit dintr-o materie organică parţial humificată, constând din fragmente foarte fine de resturi organice, din humo-lignine şi alte produse intermediare de humificare. Mediul în care se formează este cu umiditate mai mare, cu temperaturi mai scăzute şi mai slab aerate, specific pădurilor de foioase şi conifere. În aceste condiţii activitatea biologică este mai redusă, astfel că moderul este amestecat doar în parte cu partea minerală, descompunerea resturilor organice făcându-se sub acţiunea preponderentă a ciupercilor.

Humusul brut sau morul, reprezintă forma cea mai puţin descompusă a materiei organice, resturile vegetale mai păstrează în mare parte structura iniţială, vizibilă macroscopic. Acest humus este de culoare deschisă, brună gălbuie sau roşcată, este relativ afânat, iar deasupra acestui strat de humus se găseşte stratul de litieră. Către orizontul mineral subiacent trecerea se produce adesea brusc, orizontul cu humus brut ne fiind amestecat cu partea minerală. Acest tip de humus este puternic acid. Humusul brut este sărac în azot, raportul C:N având valori de 30-40. El eliberează în

25

sol cantităţi însemnate de acizi fulvici, care împreună cu apa de infiltraţie pătrunde în substrat, producând o intensă alterare a mineralelor primare.

Morul se formează în climatele umede şi reci, sub o vegetaţie de păduri de conifere sau de pajişti alpine, mai ales acolo unde apar asociaţii de arbuşti de Vaccinium vitis ideea şi Vaccinium myrtillus. Humusul brut se întâlneşte în toate solurile forestiere, dar el reprezintă aici un studiu intermediar, de scurtă durată, de descompunere a litierei.

Turba este un material organic format prin descompunerea plantelor moarte într-un mediu saturat în apă. În funcţie de condiţiile de mediu în care se formează şi de materialul organic din care provin, turbele au fost clasificate în două categorii principale: turbe eutrofe şi turbe oligotrofe. Turba eutrofă este saturată în cationi, are reacţie slab alcalină până la slab acidă şi se formează pe seama vegetaţiei de rogoz, papură, stuf sau de plante plutitoare sau submerse (iarba broaştelor, broscăriţa, limbariţa etc.). Turba oligotrofă este foarte acidă şi foarte săracă în substanţe minerale. Ea se formează în climate reci, într-un mediu saturat cu apă din precipitaţii şi pe seama vegetaţie de muşchi din genurile Sphagnum şi Eriophorum.

3.3. Apa din solApa reprezintă unul din elementele esenţiale ale vieţii, găsindu-se în natură sub formă de

vapori, lichidă şi solidă. Moleculele de apă din starea lichidă sau solidă se găsesc asociate (H2O)n , datorită faptului că molecula este un dipol, iar între molecule apar legături de hidrogen. La solidificare, apa îşi măreşte volumul, aducându-şi o contribuţie însemnată în procesele de dezagregare a rocilor.

În sol, apa are o importanţă deosebită, ea contribuind într-o formă sau alta la toate procesele pedogenetice, fie că este vorba de alterarea mineralelor, fie că este mijloc de transport pentru diverse substanţe, fie că organismele vegetale sau animale nu pot trăi fără apă, de ele fiind legate procesele de bioacumulare şi formare a humusului.

Sursa de apă din sol o constituie în primul rând precipitaţiile atmosferice, iar în anumite condiţii ea poate proveni din apele subterane freatice, din apele de inundaţie, prin condensarea vaporilor de apă sau este adusă de om prin sistemele de irigaţie.

3.3.1. Forţele care acţionează asupra apei din solSolul este un corp cu o structură poroasă, fiecare particulă din el fiind acoperită cu o peliculă

mai groasă sau mai subţire de apă, iar spaţiile dintre particule pot fi şi ele ocupate de o anumită cantitate de apă.

Asupra apei din sol se manifestă diverse forţe, fiecare având un anumit efect asupra mişcării apei în interiorul acestui mediu. Natura forţelor şi intensitatea cu care ele acţionează sunt în funcţie de cantitatea de apă din sol şi de temperatura acesteia. Aceste forţe sunt: forţele de adsorbţie, forţele capilare, forţa gravitaţională, forţele de sucţiune ale rădăcinilor plantelor, forţele osmotice, forţele hidrostatice şi forţele determinate de tensiunea vaporilor de apă.

Condiţiile de mediu, în primul rând temperatura şi umiditatea solului ca şi forţele care acţionează aici, determină ca apa din sol să se găsească sub anumite forme sau stări. Astfel, vorbim de apă în stare de vapori, în stare solidă sau în stare lichidă, de apă de constituţie sau de apă de cristalizare.

3.3.2. Formele de apă din solÎn funcţie de forţele care acţionează asupra apei din sol, aceasta se află sub trei forme:Apa legată chimic reprezintă formele de apă care intră în componenţa diferitelor substanţe

din sol. Din acest punct de vedere se vorbeşte de o apă de constituţie, ce intră în compoziţia unor compuşi minerali, organo-minerali sau organici sub formă de grupări hidroxilice (OH-) şi de apă de cristalizare, formă ce se referă la moleculele de apă ce intră în structura cristalină a unor minerale (gipsul – CaSO4 · 2 H2O , soda – Na2(CO3) · 10 H2O) Aceste forme de apă sunt foarte puternic legate, ele putând fi cedate doar la temperaturi mari, ce pot depăşi câteva sute de grade.

26

Apa legată fizic este o noţiune în care sunt incluse formele de apă adsorbite la suprafaţa particulelor solide. În funcţie de mărimea forţelor de reţinere a apei s-au deosebit două tipuri de apă : apa stabil legată, numită şi apă higroscopică şi apa labil legată sau apa peliculară (fig. 8).

Apa stabil legată sau apa higroscopică reprezintă apa adsorbită la suprafaţa particulelor solide cu o forţă cuprinsă între 10000 atmosfere şi cca. 50 atmosfere. Forţa aceasta este foarte mare, pentru că dipolii de apă sunt atraşi de câmpurile electrice de forţă ale cationilor adsorbiţi de către particulele minerale sau organice. Cantitatea de apă higroscopică depinde de umiditatea relativă a aerului şi este cu atât mai mare, cu cât umiditatea este mai ridicată. Cantitatea maximă de apă pe care solul o poate adsorbi când aerul are o umiditate relativă de 94 – 98 % se numeşte higroscopicitate maximă sau coeficient de higroscopicitate. Valoarea coeficientului de higroscopicitate depinde de suprafaţa specifică a particulelor solului, de conţinutul de humus şi compoziţia acestuia, de compoziţia mineralogică, de gradul de debazificare, de conţinutul de săruri solubile etc.

Fig. 8. Reprezentarea schematică a tipurilor de apă din sol (După C. Chiriţă, 1953).

Fig. 9. Reprezentarea schematică a apei pendulare (de colţ sau unghiulară) (După A.A. Rode, citat de N. Florea. 1963).

Apa labil legată sau apa peliculară. Când particulele de sol, ce au atins pragul de higroscopicitate maximă, ajung în contact cu apa lichidă, ele atrag în jurul lor noi straturi de apă, ce se dispun peste stratul de apă stabil legată. Această apă, reţinută cu o forţă cuprinsă între aproximativ 50 atmosfere şi 0,5 atmosfere, a fost denumită apă labil legată sau apă peliculară. La o tensiune mai mică de 30 atmosfere, ea poate fi folosită de către plante. Faţă de apa stabil legată, pentru echilibrarea forţelor de reţinere, apa peliculară se poate deplasa în stare lichidă de la particulele cu peliculă mai groasă, către cele cu peliculă mai subţire.

Apa liberă se poate întâlni în porii capilari şi necapilari ai solului. Ea poate fi sub formă solidă, când temperaturile sunt negative şi sub formă lichidă, aceasta putându-se deplasa sub acţiunea forţelor capilare şi a celei gravitaţionale.

Apa capilară apare în sol atunci când cantitatea de apă a depăşit necesarul pentru formarea apei peliculare. Ea este forma de apă liberă care este reţinută în porii capilari ai solului de către forţele capilare şi s-ar scurge în interiorul solului sub acţiunea forţei gravitaţiei, dacă nu ar interveni sucţiunea cauzată de tensiunea de menisc.

Mişcarea apei capilare este în funcţie de proprietăţile constituenţilor minerali şi organici ai solului (substanţele hidrofobe din sol nu se umectează), de mărimea suprafeţei specifice a particulelor solului, de porozitatea capilară şi necapilară, de acestea depinzând mărimea tensiunii meniscului apei capilare. Cu cât forţa de legătură a apei capilare cu suprafaţa particulelor de sol este

27

mai mare şi cu cât diametrul capilarelor este mai mic, cu atât curbura meniscului este mai mare şi forţa de sucţiune este mai puternică.

În funcţie de modul de umectare a solului s-au separat mai multe categorii de apă capilară:- Apă capilară de colţ, numită şi unghiulară sau pendulară, se formează în jurul punctelor de

contact dintre particulele solului (fig. 9).- Apa capilară suspendată este reţinută în porii capilari din interiorul agregatelor structurale,

cât şi în cei dintre agregate. Ea provine mai ales prin pătrunderea apei din precipitaţii sau irigaţii, dar şi prin condensul vaporilor de apă.

Cantitatea maximă de apă capilară suspendată reţinută în mod durabil, după ce solul a fost umezit în exces, iar apa gravitaţională s-a scurs, a fost numită capacitate de apă în câmp.

- Apa capilară sprijinită se formează deasupra nivelului stratului acvifer freatic, ca urmare a ridicării apei sub acţiunea forţelor de menisc. Înălţimea până la care se ridică apa capilară sprijinită depinde de alcătuirea granulometrică a solului sau a rocii. Ea variază de la câţiva zeci de centimetri la solurile nisipoase, la câţiva metri în solurile lutoase şi mult mai mult în solurile argiloase. Acest strat cu apă capilară sprijinită este cunoscut şi sub numele de franj capilar.

În funcţie de adâncimea la care se găseşte stratul acvifer freatic şi de grosimea franjului capilar, el poate influenţa regimul hidric şi evoluţia solului prin procesele de gleizare, salinizare sau alcalizare. Ţinând cont de regimul climatic, de textura solului, de gradul de mineralizare şi compoziţia chimică a apei freatice, s-au stabilit aşa numitele adâncimi critice, subcritice şi acritice ale apei freatice.

▪ Adâncimea acritică a apei freatice reprezintă adâncimea minimă de la care apa freatică nu influenţează deloc regimul hidric al solului.

▪ Adâncimea subcritică este definită ca adâncimea maximă de la care apa freatică influenţează regimul hidric al solului, dar fără a saliniza orizonturile profilului de sol.

▪ Adâncimea critică este o noţiune utilizată pentru definirea a două aspecte ale modului cum influenţează apa freatică regimul hidric şi evoluţia solului şi anume:

a) Adâncimea critică de înmlăştinire este adâncimea maximă de la care apa freatică poate înmlăştini solul.

b) Adâncimea critică de salinizare este adâncimea maximă de la care apa freatică poate saliniza solul.

Pentru că producerea salinizării solului este în funcţie şi de gradul de mineralizare al apelor freatice, s-a introdus şi noţiunea de mineralizare critică, ce reprezintă pragul de la care concentraţia în săruri solubile poate saliniza solul (tabelul nr. 2).

Tabelul nr. 2.Adâncimea şi mineralizarea critică a apelor freatice în diferite zone naturale ( după N. Florea, 1963)

Zona Adâncimea critică Mineralizarea critică Zona de pădure < 1,1 m 0,5 – 0,8 g / l Zona de antestepă 1,8 – 1,9 m 0,7 – 1,2 g / l Zona de stepă 2,5 – 3,5 m 1,5 – 2,1 ( 3 ) g / l

Apa gravitaţională reprezintă apa liberă ce se scurge în interiorul solului, sub acţiunea forţei gravitaţionale. Apa gravitaţională provine din precipitaţiile atmosferice, din aportul de apă adus prin irigaţii, precum şi pe seama unei părţi din apa capilară, care este eliberată prin scăderea temperaturii şi creşterea tensiunii vaporilor de apă. Prin deplasarea apei gravitaţionale în interiorul solului se transportă odată cu ea şi unele din produsele rezultate în urma proceselor de alterare a rocii parentale şi de mineralizare şi humificare a materiei organice, prin aceasta ea contribuind la formarea diferitelor tipuri de orizonturi pedogenetice.

28

Curs 63.3.3. Indicii hidrofiziciDiferitele varietăţi de apă din sol prezintă anumite proprietăţi, cauzate de forţele de reţinere a

acesteia de către componenta solidă a solului. O importanţă mai mare o are mobilitatea apei din sol, iar pentru plante gradul de accesibilitate a acesteia. Aceste proprietăţi sunt exprimate prin anumite valori ale umidităţii solului, valori ce au primit numele de indici hidrofizici şi corespund unui anume potenţial de reţinere a apei în sol.

Cercetările de fizica şi hidrofizica solurilor au stabilit o serie de indici hidrofizici, dintre care mai utilizaţi sunt: coeficientul de higroscopicitate, coeficientul de ofilire, capacitatea de apă în câmp, capacitatea de apă utilă, capacitatea pentru apă capilară, capacitatea totală pentru apă sau permeabilitatea solului pentru apă.

Coeficientul de higroscopicitate (CH), numit şi higroscopicitatea maximă, constituie umiditatea pe care o are solul la echilibru cu o atmosferă ce are umiditatea relativă de 94 %. Din punct de vedere energetic, coeficientul de higroscopicitate reprezintă umiditatea solului la o sucţiune corespunzătoare valorii pF = 4,7 sau a umidităţii care se realizează la 50 atmosfere.

Apa higroscopică este reţinută de forţele de adsorbţie şi nu este accesibilă plantelor.Coeficientul de ofilire (CO) este un indice hidrofizic cu deosebită importanţă teoretică şi

practică, el reprezentând limita între apa accesibilă şi cea inaccesibilă plantelor. Coeficientul de ofilire este definit ca acea umiditate a solului la care plantele se ofilesc ireversibil, el corespunzând unei valori pF în jur de 4,2 sau umidităţii la 15 atmosfere. Mărimea coeficientului de ofilire este în funcţie de textura solului (tabelul nr. 3), variind în limite foarte largi, de la cca. 1 % în solurile nisipoase, la peste 20 % în solurile argiloase.

Tabelul nr. 3.Valorile coeficientului de ofilire pentru diferite categorii texturale de sol (după Gr. Obrejanu, 1972)

Categoria texturală Coeficientul de ofilire (%)Nisip 1 – 3Nisip lutos 3 – 6Lut nisipos 6 – 9Lut 9 – 13Lut argilos 13 – 15Argilă lutoasă 15 – 19Argilă, argilă fină 19 – 24

Capacitatea de apă în câmp (CC) este un indice hidrofizic, ce exprimă cantitatea maximă de apă capilară suspendată, pe care o poate reţine un sol cu alcătuire granulometrică omogenă, la o umectare puternică şi după scurgerea în profunzime a apei gravitaţionale.

Pentru că determinarea capacităţii de câmp prezintă unele dificultăţi, se foloseşte frecvent un indice hidrofizic determinat în laborator numit echivalentul umidităţii (EU), indice ce prezintă valori apropiate capacităţii de apă în câmp.

Capacitatea de apă utilă (CU) reprezintă umiditatea accesibilă plantelor şi reprezintă cantitatea de apă din sol cuprinsă între capacitatea de apă în câmp şi coeficientul de

Capacitatea totală pentru apă (CT) sau capacitatea maximă pentru apă reprezintă cantitatea de apă care saturează solul, atunci când toţi porii sunt complet umpluţi.

Permeabilitatea solului pentru apăPermeabilitatea este o proprietate a unui corp de a permite să treacă prin el un fluid, în cazul

solului a apei sau a aerului.Permeabilitatea solului este influenţată în primul rând de porozitate, iar aceasta la rândul ei

depinzând de compoziţia granulometrică, de structură, de gradul de tasare, de conţinutul de humus, de activitatea organismelor vii etc. Ca urmare, cu cât un sol este mai poros şi pori au un diametru

29

mai mare, cu atât permeabilitatea este mai mare. Cele mai permeabile soluri sunt cele cu textură grosieră, permeabilitatea scăzând către cele lutoase şi argiloase.

Pentru caracterizarea mărimii permeabilităţii solului se foloseşte un indice determinat în laborator şi care a fost numit conductivitate hidraulică (K).

Conductivitatea hidraulică este un indice ce caracterizează permeabilitatea şi este utilizat mai ales în calculele ce se fac pentru lucrările de desecare – drenaj, la stabilirea distanţelor şi adâncimii de construcţie a canalelor de desecare sau cele ale pozării drenurilor.

Permeabilitatea solului influenţează diferitele procese ce se petrec în sol, cum sunt cele de levigare a produselor, rezultate din alterarea mineralelor sau din mineralizarea şi humificarea materiei organice. De permeabilitate sunt legate procesele de gleizare sau stagnogleizare a solului sau deficitul de umiditate, acestea impunând oportunitatea lucrărilor de îmbunătăţiri funciare.

3.3.4. Regimul hidric al soluluiApa în natură joacă un rol esenţial în realizarea schimbului de materie şi energie între

domeniul mineral şi lumea vie. Ea este parte componentă a marelui circuit geologic al materiei de la suprafaţa Pământului. Prin numeroase transformări şi deplasări, apa formează în natură un imens circuit, pus în mişcare de energia primită de la Soare. Din acest circuit general al apei, face parte şi circuitul apei în sol, acesta reprezentând totalitatea fenomenelor legate de pătrunderea apei în sol, de mişcarea prin sol şi de ieşirea ei din acest mediu.

Datorită variatelor condiţii climatice de pe glob, circuitul apei în sol prezintă unele diferenţieri de la o zonă la alta. A. A. Rode (1963) (citat de Lupaşcu, 1998) a grupat aceste variaţii în 5 tipuri principale de regim: pergelic, percolativ, periodic percolativ, nepercolativ şi exudativ.

Regimul hidric pergelic este întâlnit în regiunile unde se găseşte prezent stratul de permafrost. Acest regim prezintă două perioade distincte. În perioada de iarnă, apa din sol se găseşte în stare solidă, iar în perioada de vară, deasupra stratului de permafrost se formează un strat de apă care se consumă în mică măsură prin evapotranspiraţie sau prin scurgeri laterale. Solul este, în general, permanent umed, iar pe terenurile orizontale sau depresionare are largă extindere fenomenul de înmlăştinire.

Regimul hidric pergelic este specific criosolurilor, cât şi subdiviziunilor gelice ale unor soluri.Regimul hidric percolativ se întâlneşte în regiunile cu climă umedă, în sol realizându-se

anual sau de mai multe ori pe an un flux de apă descendent, ce ajunge până la apa freatică. În acest tip de regim, umiditatea solului se menţine relativ constantă şi apropiată de capacitatea de apă în câmp. Regimul hidric percolativ este specific atât solurilor din zona tropicală umedă, cât şi acelora formate în regiunile temperate umede sau în regiunile montane umede.

Regimul hidric periodic percolativ este caracteristic regiunilor mai puţin umede. Aici, fluxul de apă ce pătrunde în sol doar în anii cu precipitaţii mai bogate poate ajunge până la nivelul apei freatice. Solurile care prezintă acest regim au sărurile solubile îndepărtate complet din sol şi doar carbonatul de calciu, mai puţin solubil, se găseşte spălat către baza profilului de sol. Aşa sunt cernoziomurile argice, faeoziomurile sau preluvosolurile roşcate.

Regimul hidric nepercolativ se întâlneşte în climatele secetoase sau aride, unde precipitaţiile care cad umezesc doar o parte din sol. Sub acest orizont umezit se găseşte aşa numitul orizont mort, permanent uscat, adică umiditatea lui se găseşte la nivelul coeficientului de ofilire. Aşa sunt cernoziomurile, solurile bălane sau unele cambisoluri din regiunile deşertice.

Regimul hidric exudativ este specific tot regiunilor cu climă secetoasă sau aridă, întâlnindu-se în arealele unde stratul acvifer freatic se găseşte la mică adâncime. În aceste regiuni, în perioadele uscate şi calde ale anului prin evapotranspiraţia foarte intensă se creează o circulaţie ascendentă a apei provenită din pânza freatică. Acest fenomen este pus în evidenţă, pe lângă umiditatea ridicată a solului, de acumulările de săruri solubile din orizonturile superioare ale profilului de sol. Solurile caracteristice sunt solonceacurile, gipsisolurile şi soloneţurile.

30

3.4. Aerul din solFiind un corp natural afânat, eterogen şi polidispers, solul este format pe lângă partea solidă şi

lichidă şi dintr-o parte gazoasă. Această parte reprezintă aerul din sol. El este un component important, ce participă la toate procesele ce se petrec în sol, dar mai ales la cele chimice şi biologice. În solurile bine aerate, unde oxigenul este mereu reînnoit, procesele de oxidare sunt predominante, mineralizarea materiei organice este puternică, în sol se formează nitraţi, oxizi ferici şi manganici, sulfaţi etc. Atunci când în sol oxigenul este deficitar, vor predomina procesele de reducere, mineralizarea materiei organice este mult încetinită şi se vor forma mai ales nitriţi, oxizi feroşi şi manganoşi sau sulfuri.

Aerul este absolut indispensabil pentru întreţinerea vieţii organismelor aerobe, fiind un factor ce influenţează direct şi indirect creşterea plantelor.

3.4.1. Volumul de aer din solAerul şi apa ocupă în sol spaţiul porilor, spaţiu ce reprezintă aproximativ 50 % din volumul

solului. Deci, mărimea volumului de aer din sol depinde de gradul de umiditate al solului.Porozitatea solului este în strânsă dependenţă de densitatea aparentă, la unele soluri, aceasta

putând limita volumul de apă şi aer. Astfel, a apărut noţiunea de porozitate de aeraţie sau capacitatea de aer a solului, ce reprezintă conţinutul de aer al solului, atunci când umiditatea lui se găseşte la valoarea capacităţii de câmp, aerul din sol ocupând la această umiditate doar porii necapilari, porii capilari fiind umpluţi cu apă. S-a constatat că pentru creşterea normală a plantelor, în sol trebuie să existe un anumit volum de aer. Pentru majoritatea plantelor de cultură conţinutul minim de aer din sol se limitează la cca. 10 % din volumul porozităţii totale. Condiţiile cele mai bune de creştere a plantelor se realizează atunci când solul are o structură glomerulară bine formată şi stabilă, iar porozitatea de aeraţie necapilară este egală cu porozitatea capilară, adică cea de reţinere a apei.

3.4.2. Compoziţia aerului din solAerul din sol are, în general, aceleaşi componente ca aerul atmosferic, doar că proporţiile

principalilor componenţi diferă în anumite limite. Tabelul nr. 4.

Compoziţia comparativă a aerului din sol cu cel atmosferic(Date după C. D. Neniţescu, 1963, A. Canarache, 1990 şi Gh. Lupaşcu, 1998)

Componenţii aerului Aerul atmosferic (% din volum) Aerul din sol (% din volum)Azot 78,09 78 – 80Oxigen 20,94 10 – 20Bioxid de carbon 0,03 0,3 – 3Vapori de apă 1 – 2 ~ 2

Din tabelul nr. 4, se observă că azotul şi vaporii de apă prezintă o concentraţie apropiată sau

puţin mai ridicată faţă de cea atmosferică, azotul datorită proceselor de humificare şi mineralizare a materiei organice, iar vaporii de apă datorită faptului că ei se găsesc de cele mai multe ori la presiunea de saturaţie.

Conţinutul de oxigen în sol este mai redus ca cel din aerul atmosferic, iar cel de bioxid de carbon este mai mare. În general, micşorarea conţinutului de oxigen este însoţită de o creştere a conţinutului de bioxid de carbon. Acest fapt se petrece în sol în urma proceselor de respiraţie a organismelor aerobe, care consumă oxigen şi elimină bioxid de carbon. De asemenea, descompunerea substanţelor organice are loc, mai ales, prin reacţii chimice de oxidare, deci cu consum de oxigen, iar printre compuşii finali rezultaţi se află întotdeauna bioxidul de carbon.

31

Curs 74. Proprietăţile soluluiSolul, format pe baza a numeroase procese de ordin fizic, chimic sau biologic, a căpătat o serie

de proprietăţi specifice lui şi care fac ca el să fie deosebit de roca din care a provenit. El prezintă proprietăţi fizice, chimice şi morfologice specifice.

4.1. Proprietăţile fizice ale solului4.1.1. Temperatura soluluiSursa de energie care provoacă încălzirea solului este în primul rând energia solară şi în mică

măsură energia provenită din interiorul Pământului sau cea cauzată de diferitele procese exotermice din sol (descompunerea resturilor organice sau hidratarea).

Cantitatea de energie depinde în primul rând de latitudine, scăzând cu cât ne deplasăm de la ecuator către pol, deoarece în aceeaşi direcţie scade şi unghiul de incidenţă al razelor solare. Un rol important în distribuţia energiei solare îl are relieful prin înclinarea şi direcţia expoziţiei suprafeţelor sale, versanţii orientaţi către sud primind mai multă energie decât cei cu alte orientări. De asemenea, o influenţă ridicată o are şi starea de umiditate a atmosferei. Astfel, cu cât atmosfera este mai umedă cu atât ea reţine mai multă energie calorică, apa având cea mai ridicată capacitate calorică.

Temperatura solului este una din proprietăţile importante ale solului. În primul rând, de ea depind posibilităţile de creştere ale plantelor, şi asta pentru că sub 0° C nu poate exista activitate biotică, iar pentru cele mai multe plante germinarea seminţelor şi dezvoltarea lor se poate realiza doar la temperaturi ale solului mai mari de 5° C. La fel, fauna din sol are şi ea nevoie de o anumită temperatură pentru a putea trăi. De asemenea, în funcţie de temperatură este şi intensitatea cu care se desfăşoară în sol diferitele procese fizice, chimice şi biologice.

Regimul temperaturii soluluiDatorită proprietăţilor termice ale solului, energia primită de la Soare este transmisă către

interiorul solului, realizându-se aşa numitul flux termic.Variaţia căldurii în timp, dar şi pe adâncimea profilului de sol, reprezintă regimul temperaturii

solului. În orice moment, temperatura în sol variază de la un loc la altul, de la orizont la orizont. La suprafaţă, temperatura se modifică în fiecare moment al zilei, cât şi sezonier, aici înregistrându-se şi amplitudinile termice cele mai mari. Cu cât pătrundem mai adânc în interiorul solului, se constată o întârziere în transmiterea variaţiilor de temperatură de la suprafaţa solului. De asemenea, spre adâncime se produce şi o diminuare a amplitudinilor termice, ceea ce face ca la o adâncime de mai mulţi metri sau zeci de metri (10 – 13 m în condiţiile ţării noastre), temperatura să rămână constantă tot timpul anului. Valoarea acestei temperaturi este, în general, egală cu temperatura medie anuală a aerului din locul respectiv.

Principalii factori care determină regimul de temperatură al solului sunt: latitudinea locului, relieful, condiţiile atmosferice, umiditatea solului sau covorul vegetal.

Latitudinea locului de ea depinzând cantitatea de energie pe care o primeşte scoarţa terestră.Relieful influenţează regimul de temperatură al solului şi adâncimea până la care se transmit

variaţiile de temperatură, prin altitudinea, înclinarea şi expoziţia suprafeţelor sale, el putând primi mai multă sau mai puţină energie de la Soare.

Atmosfera influenţează temperatura solului prin conţinutul de vapori de apă, prin nebulozitate, prin temperatura precipitaţiilor sau prin deplasarea maselor de aer. Un rol important îl au precipitaţiile solide, mai ales atunci când solul se acoperă cu un strat gros de zăpadă, acesta diminuând foarte mult pătrunderea gerurilor puternice în sol.

Regimul de temperatură al solului este influenţat şi de umiditatea solului, apa prin capacitatea sa calorică ridicată şi prin difuzivitatea termică redusă determină o anumită distribuţie a căldurii în interiorul solului. La aceeaşi temperatură medie anuală, un sol mlăştinos este mai cald iarna şi mai rece vara, decât un sol uscat.

32

Un alt factor important în stabilirea regimului termic al solului este învelişul vegetal, care, prin tipul de vegetaţie şi gradul de acoperire al solului, reprezintă un filtru pentru radiaţia solară, dar şi pentru energia radiată în timpul nopţii de către sol. Astfel, mai ales solurile acoperite cu vegetaţie arborescentă vor primi mai puţină căldură de la Soare, pentru că o bună parte din această energie este reţinută şi consumată de către plante. De asemenea, energia radiată de către sol este reţinută în bună măsură de către vegetaţie, toate acestea determinând o reducere semnificativă a amplitudinilor termice în solurile acoperite cu vegetaţie, faţă de cele descoperite.

Temperatura medie anuală a solului este aceeaşi pe întregul profil de sol şi corespunde în foarte mare măsură cu temperatura aerului de deasupra locului respectiv. Din acest motiv, temperatura solului este estimată cu o bună precizie după datele climatologice.

4.1.2. Alcătuirea granulometricăÎn urma proceselor de dezagregare şi alterare a rocilor, rezultă particule minerale, predominant

silicatice, de diverse dimensiuni. Exprimarea procentuală a acestei proporţii a fost denumită în pedologie alcătuire granulometrică, compoziţie mecanică sau textură. Ea se poate realiza în teren sau în laborator.

Determinările din teren se realizează prin examinarea directă a solului pe cale organoleptică, adică pe baza unor proprietăţi fizice, apreciindu-se clasa texturală globală pentru materialul pământos fin (tabelul nr. 5), iar acolo unde solul prezintă elemente scheletice se face o estimare a conţinutului de schelet sau se face o cernere prin site calibrate, pentru o determinare mai exactă.

Determinările ce se execută în laborator privesc mai ales stabilirea procentelor cu care participă fracţiunile de nisip, praf şi argilă la alcătuirea materialului pământos fin.

Realizarea clasificării texturale a părţii minerale fine a solului s-a făcut ţinând cont, în principal, de conţinutul de argilă şi apoi de cel de praf şi nisip. Argila are rolul principal în formarea unui număr însemnat de însuşiri fizice şi chimice ale solului. În primul rând, de conţinutul în argilă, la care se adaugă şi cel de humus, depinde adsorbţia apei, a cationilor schimbabili şi a substanţelor nutritive, adeziunea, plasticitatea, contracţia şi gonflarea.

Tabelul nr. 5.Recunoaşterea pe teren a claselor texturale (Date după C. Chiriţă, 1955 şi A. Canarache, 1990)

Clasa texturală

Friabilitateaagregatelor uscate

Senzaţia la frecare în stare umedă

Aderenţă Plasticitate Modelarea în stare umedă la limita de aderenţă

Nisip Foarte uşor friabile. Foarte aspru, degetele nu se murdăresc.

Nulă. Neplastic. Nu se modelează.

Nisip lutos

Uşor friabile. Foarte aspru, degetele se murdăresc uşor.

Nulă. Extrem de slab plastic.

Nu se modelează. Sfărâmicios.

Lut nisipos

Moderat friabile, fără senzaţie dureroasă .

Făinos – aspru, degetele se murdăresc bine.

Slabă până la moderată.

Foarte slab plastic.

Formează sfere sau suluri care se rup uşor.

Lut Greu friabile, cu senzaţie dureroasă.

Făinos – alunecos. Moderată - accentuată.

Slab–moderat plastic.

Formează sfere, suluri care crapă uşor. Formează greu inele care se rup uşor.

Lut argilos

Foarte rezistente. Unsuros – slab făinos. Foarte mare.

Plastic. Formează: sfere şi suluri, inele care se crapă uşor şi panglici care se rup uşor.

Argilă Foarte tari, nu se pot sfărâma între degete.

Unsuros – alunecos. Foarte mare.

Foarte plastic.

Formează sfere, suluri, inele, panglici subţiri, flexibile, fără a crăpa.

Praful se găseşte între argilă şi nisip, în ce priveşte însuşirile solului pe care le determină. Nisipul, ca însuşiri, este diametral opus argilei. El are o suprafaţă superficială specifică foarte mică, o capacitate redusă de reţinere a apei, a cationilor schimbabili şi elementelor nutritive şi are o bună permeabilitate şi porozitate de aeraţie. De asemenea, nisipurile au o redusă coeziune, adeziune sau capacitate de formare a elementelor structurale, ele nu sunt plastice, nu gonflează şi nu se contractă.

33

Tabelul nr. 6.Grupe de clase şi clase texturale (Date după I.C.P.A. Bucureşti, 1987)

Simbol Denumire Argilă (< 0,002 mm) Praf (0,002 – 0,02 mm)

Nisip (0,02 – 2mm)

G Texturi grosiere ≤12 ≤32 ≥56N Nisip ≤5 ≤32 ≥63

U Nisip lutos 6 – 12 ≤32 56 – 94M Texturi mijlocii 13 – 32

≤32≤32≥33

35 – 87≤67

S Lut nisipos 13 – 20 ≤20

≤32≥33

48 – 87≤67

L Lut 21 – 32 ≤79 ≤79F Texturi fine ≥33 ≤67 ≤67T Lut argilos 33 – 45 ≤67 ≤67A Argilă ≥46 ≤54 ≤54O Nu este cazul

Pentru gruparea rapidă a datelor analizelor granulometrice şi interpretarea lor uşoară, pedologii au întocmit diverse sisteme de clasificare a granulometriei solurilor. În prezent este oficializat sistemul de clase texturale întocmit de I.C.P.A. Bucureşti în 1987.

Acest sistem cuprinde un număr de 3 grupe de clase (texturi grosiere, mijlocii şi fine) şi 6 clase texturale ale materialului mineral fin. Clasele au fost stabilite după conţinutul de argilă, praful şi nisipul având rol orientativ pentru stabilirea subclaselor (tabelul nr. 6).

În funcţie de conţinutul de schelet, solurile au fost clasificate în trei grupe mari: soluri fără schelet, soluri scheletice şi pietrişuri şi roci compacte fisurate (tabelul nr. 7).

Stabilirea conţinutului de schelet este utilă atunci când trebuie să cunoaştem care este volumul edafic al solului, adică volumul de sol ce furnizează apă şi elemente nutritive pentru creşterea plantelor.

Tabelul nr. 7.Grupe de clase şi clase de conţinut de schelet (Date după I.C.P.A. Bucureşti, 1987)

Simbol Denumire Conţinut (% din volum)- Sol fără schelet ≤25q0 - fără schelet ≤5q1 - slab scheletic 6 – 25q Sol cu schelet 25 – 90q2 - moderat scheletic 26 – 50q3 - puternic scheletic 51 - 75q4 - excesiv scheletic 76 – 90q5 Roci compacte fisurate şi pietrişuri ≥91

4.1.3. Densitatea aparentă. Porozitatea. Compactarea.Solul este un corp natural, constituit din material relativ afânat, ce a rezultat în urma a

numeroase procese pedogenetice. Particulele, ce alcătuiesc materia minerală solidă a solului, se găsesc într-o aşezare mai compactă sau mai laxă, astfel că, între particule rămân goluri de diferite dimensiuni. Acest mod de aşezare se poate reda prin indicatorii: densitate aparentă, porozitate şi compactare (grad de tasare).

Densitatea şi densitatea aparentăDensitatea solului (D) reprezintă masa unităţii de volum şi se exprimă în g / cm3. Ea se

calculează după formula:D = M / Vs

unde: D – densitatea (g / cm3), M – masa solului uscat (g), Vs – volumul particulelor solide ale solului (cm3)

34

Densitatea unui corp depinde de densitatea componenţilor părţii solide a solului În general, orizonturile superioare ale solurilor minerale au o densitate de 2,65 – 2,68 g / cm3,

iar orizonturile inferioare de 2,70 – 2,72 g / cm3. Materialele ce au conţinuturi ridicate de materie organică prezintă o densitate mai mică, ce poate coborî până la 1,80 – 2,00 g / cm3 (fig. 15).

Densitatea aparentă (DA) reprezintă raportul dintre masa unui corp şi volumul lui, limitat la suprafaţa exterioară, adică inclusiv volumul porilor.

Pentru determinarea densităţii aparente se recoltează o probă de sol în aşezare nemodificată. În practica pedologică, pentru acest lucru se utilizează cilindri metalici cu o capacitate de 100 cm3 sau 200 cm3 care se introduc în sol prin presare. În laborator se usucă proba la etuvă şi se cântăreşte, calculându-se apoi densitatea aparentă. Pentru solurile scheletice, calculul densităţii aparente include pe lângă densitatea aparentă a pământului fin şi pe cea a scheletului.

Densitatea aparentă depinde de în mare măsură de conţinutul de materie organică al solului, de compoziţia mineralogică, de gradul de structurare sau de cel de compactare pe care îl prezintă solul. Densitatea aparentă influenţează multe din însuşirile fizice ale solului, cum este capacitatea de reţinere a apei, porozitatea, aeraţia solului, permeabilitatea sau rezistenţa mecanică la pătrunderea rădăcinilor plantelor sau a uneltelor la efectuarea lucrărilor agricole.

Pentru principalele soluri agricole din România, densitatea aparentă pe primii 100 cm variază între 0,90 g / cm3 şi 1,50 – 1,65 g / cm3. Cele mai mici densităţi aparente, valori subunitare, se înregistrează la solurile turboase, precum şi la cele formate pe cenuşi vulcanice (andosoluri şi soluri andice). Valorile cele mai ridicate se întâlnesc în orizonturile puternic tasate, cum sunt orizonturile Bt ale luvisolurilor sau soloneţurilor, dar şi în cazul solurilor nisipoase.

Porozitatea solului (P)Porozitatea este proprietatea unui corp de a avea pori în masa sa. În ce priveşte porozitatea

solului, ea reprezintă, din punct de vedere fizic, spaţiul lacunar ocupat de apa şi aerul din sol. Volumul total al acestui spaţiu defineşte ceea ce numim porozitate totală şi se exprimă în procente din unitatea de volum.

Calcularea porozităţii totale se face pe baza relaţiei:PT = 100 · (1 – DA / D)

unde: PT – porozitatea totală (% v / v), DA – densitatea aparentă (g / cm3), D – densitatea (g/cm3)Valorile porozităţii totale se găsesc în relaţie directă cu cele ale densităţii aparente, fiind foarte

mari la solurile cu un conţinut ridicat de materie organică (solurile turboase şi solurile organo-minerale), ca şi la cele evoluate pe materiale vulcanice amorfe.

În afară de volumul total al porilor din sol, un rol important în determinarea unor însuşiri fizice şi hidrofizice ale solului îl are mărimea porilor. În solurile minerale, porii devin tot mai fini pe măsură ce şi textura devine mai fină.

Compactarea soluluiCompactarea solului este un proces provocat de cauze naturale sau artificiale, în urma căruia

densitatea aparentă creşte foarte mult, iar porozitatea totală şi cea de aeraţie scade sub valorile obişnuite.

4.1.4. Proprietăţile fizico-mecanice ale soluluiProprietăţile fizico-mecanice ale solului au fost studiate din necesitatea cunoaşterii mişcării

solului ca urmare a unor activităţi ale omului. Studiile pedologice au în vedere cunoaşterea proprietăţilor fizico-mecanice ale solului pentru rezolvarea problemelor de exploatare agricolă a terenurilor.

Coeziunea soluluiCoeziunea reprezintă atracţia dintre moleculele unui corp, prin aceasta putându-se explica

rezistenţa opusă de acesta când încercăm să-l fărâmiţăm. Coeziunea apare datorită forţelor intermoleculare, care între anumite distanţe limită devin atractive. Rezistenţa solului la sfărâmare depinde de umiditatea acestuia şi de conţinutul de argilă.

35

Adeziunea solului Adeziunea solului este o proprietate a acestuia de a se lipi de obiectele cu care vine în contact

ca urmare a forţelor de atracţie. Aceste forţe, cunoscute sub numele de Van der Waals, se exercită prin intermediul moleculelor de apă, care, fiind absorbite la suprafaţa particulelor de sol, sunt atrase totodată şi de suprafaţa obiectului cu care vin în contact. Adeziunea devine mai mare pe măsură ce creşte conţinutul de argilă.

Consistenţa şi plasticitatea solului Particulele solide ce alcătuiesc materialul solului prezintă la diferite stări de umiditate anumite

forţe de legătură între ele, acestea stabilind formele de consistenţă ale solului.În determinarea formelor de consistenţă ale solului un rol însemnat îl are conţinutul de argilă,

deoarece pe măsura creşterii acestuia, se modifică limitele dintre diferitele forme. Solurile cu textură extrem grosieră nu prezintă stări de consistenţă, deoarece între particule, practic, nu există forţe de coeziune, acestea fiind definite în geotehnică soluri necoezive. De asemenea, consistenţa solului este influenţată de compoziţia mineralogică a argilei, de conţinutul de humus şi activitatea biologică din sol, de gradul de saturaţie în baze şi tipul cationilor de schimb etc.

Rezistenţa la penetrare (RP) este proprietatea solului de a se opune la pătrunderea unui corp. Ea se determină cu un dispozitiv special, numit penetrometru, rezistenţa exprimându-se în kg/cm2.

Rezistenţa solului la penetrare depinde de unele însuşiri ale acestuia, cum sunt: compoziţia granulometrică, gradul de compactare şi structurare, conţinutul de humus sau umiditatea solului.

Gonflarea şi contracţia sunt două procese ce provoacă modificarea volumului solului, ele având caracter contrar. Modificarea volumului este cauzată de variaţiile umidităţii, ca urmare a interacţiunii fizico-chimice între particulele solului şi moleculele de apă.

Gonflarea are loc prin hidratarea particulelor coloidale, acestea având capacitatea de a adsorbi moleculele de apă şi a forma pelicule în jurul fiecărei particule elementare de sol. Cu cât sunt mai fine aceste particule, cu atât poate fi reţinută o cantitate mai mare de apă şi prin urmare, solul va avea o capacitate de gonflare mai mare. Prin deshidratarea solului apare fenomenul de contracţie, acesta producându-se doar până la o anumită umiditate, numită limită de contracţie.

Procesele de gonflare şi contracţie sunt influenţate, în afară de conţinutul în particule coloidale, de mineralogia fracţiunii argiloase. Se cunoaşte că mineralele din grupa smectitelor (montmorillonit, beidellit şi nontronit) permit penetrarea în spaţiul interlamelar a moleculelor de apă, ceea ce produce o hidratare puternică şi ca urmare apare fenomenul de gonflare a mineralului.

Cunoaşterea proceselor de gonflare şi contracţie serveşte unor activităţi practice, mai ale în agricultură, unde prezenţa unor soluri cu o capacitate mare de gonflare şi contracţie impune restricţii în utilizarea lor pentru anumite culturi cu înrădăcinare mai profundă, cum sunt cele viticole şi pomicole. De asemenea, construirea sistemelor de hidroamelioraţii impun adoptarea unor măsuri de prevenire a deplasării, deformării sau ruperii conductelor, drenurilor sau a altor construcţii aferente sistemului.

În afara acestor domenii, datele privitoare la gonflarea şi contracţia solului sau doar a unor orizonturi sunt necesare în lucrările de amenajare a versanţilor, mai ales acolo unde sunt şi terenuri afectate de alunecări, precum şi la alte diverse construcţii, de la căi de comunicaţie rutiere, căi ferate sau de transporturi speciale, la construcţii industriale sau civile.

Curs 84.2. Proprietăţile chimice ale solului

36

4.2.1. Complexul coloidal al soluluiSolul este un sistem polidispers, alcătuit din particule minerale şi organice mai mult sau mai

puţin dispersate. Fracţiunile de praf şi nisip reprezintă particule de minerale slab afectate de procesele de solificare, au o activitate chimică redusă, ele jucând mai mult un rol fizic.

Argila, oxizii şi hidroxizii de fier şi aluminiu, silicea, substanţele humice şi compuşii organo-minerali, produse rezultate prin procesele de solificare, constituie materia distinctivă a solului, cea care îi conferă principalele proprietăţi chimice. Aceste materiale se găsesc într-o stare de dispersare înaintată, cu particule mai mici de 2 µm, ele alcătuind complexul coloidal al solului.

Coloizii solului sunt încărcaţi cu diferite sarcini electrice, cel mai adesea negative. Coloizi cu sarcini pozitive pot apare doar în anumite condiţii de reacţie a solului, putând disocia superficial ca un acid sau ca o bază. În această categorie intră oxizii hidrataţi de fier şi aluminiu şi substanţele proteice din humus.

O particulă coloidală, numită şi micelă (fig. 10), este formată dintr-un nucleu în care moleculele materialului se găsesc agregate cu forţe puternice între ele. Pe faţa exterioară a nucleului se află un strat de ioni (negativi), determinat de potenţialul particulei, după care urmează un strat de ioni de compensare cu sarcină contrară, dispuşi la rândul lor în două straturi, unul foarte compact de ioni imobili, legaţi de suprafaţa particulei şi un strat difuz de ioni disociaţi, mobili.

Sarcinile negative ale particulelor coloidale sunt compensate de sarcinile pozitive ale cationilor şi ale dipolilor de apă, astfel că micela coloidală în întregul ei este neutră din punct de vedere electric.

Nucleul micelei cu stratul de ioni care îi determină sarcina electrică prezintă un anumit potenţial electric faţă de lichidul înconjurător, numit potenţial termodinamic. O parte din potenţialul termodinamic este neutralizat de stratul dens de contraioni, astfel că, partea de potenţial disponibilă a fost denumită potenţial electrocinetic sau potenţial zeta. El reprezintă, de fapt, diferenţa de potenţial care se stabileşte între cele două învelişuri ale stratului dublu electric al particulei coloidale.

A BFig. 10. Schema teoretică a micelelor coloidale (după N.I. Gorbunov, citat de N. Florea, 1963).

A. Micelă minerală; B. Micelă organică.

Micelele coloidale formează cu apa soluţii coloidale (hidrosole), fiind supuse fie acţiunii forţelor de atracţie, fie celor de respingere. Aceste forţe acţionează în funcţie de valoarea potenţialului electrocinetic al particulei coloidale.

Atunci când potenţialul electrocinetic este ridicat, deci nu este neutralizat în întregime de ionii compensatori, acţionează forţele de respingere dintre particulele hidrosolei. Situaţia se înregistrează în hidrosolele unde sunt frecvenţi ionii metalelor alcaline, cum este Na+ sau a hidrosolelor cu acizi humici. Cationii de sodiu, datorită valenţelor mici şi disocierii lor în stratul difuz de la suprafaţa particulei coloidale, formează mantale groase de apă, ceea ce determină doar o neutralizare parţială a

37

sarcinilor electrice ale nucleului micelei. Acest fapt face ca sub acţiunea forţelor de respingere dintre micelele hidrosolei, soluţia coloidală să se menţină. Când potenţialul electrocinetic scade, se ajunge la aşa numitul potenţial critic, moment în care încep să acţioneze forţele de atracţie, iar când s-a ajuns la punctul izoelectric se produce coagularea hidrosolei şi transformarea ei în gel. Fenomenul are loc când cationii compensatori din stratul difuz al micelei sunt bivalenţi, adică este prezent Ca şi Mg, aceştia având o putere de neutralizare a sarcinilor electrice negative ale nucleului micelei mai mare decât cea a cationilor monovalenţi. Ionii de calciu sunt mai puternic reţinuţi în stratul difuz şi se înconjoară cu o peliculă mai subţire de apă, ceea ce determină neutralizarea întregului potenţial electrocinetic al particulei coloidale. Astfel, solurile ce prezintă un complex coloidal saturat cu ioni de calciu, ca şi soluţii bogate în astfel de ioni, au cele mai bune condiţii de coagulare a argilei şi humusului şi de stabilitate a agregatelor structurale.

Menţinerea stării de coagulare se păstrează atât timp cât sunt prezente condiţiile fizico-chimice ce au determinat coagularea. Prin îndepărtarea ionilor de calciu şi magneziu şi înlocuirea lor cu ioni de sodiu, se produce ridicarea potenţialului electrocinetic, are loc hidratarea puternică a particulelor coloidale, fapt ce conduce la dispersia complexului coloidal şi stricarea structurii. Adesea, prin îndepărtarea ionilor de Ca şi Mg, în complexul coloidal sunt fixaţi mai ales ionii de hidrogen. Aceştia, deşi au o putere de coagulare la fel de mare ca a calciului, determină ridicarea acidităţii şi prezenţa acizilor humici, ceea ce provoacă dispersia complexului coloidal. Dispersia puternică a complexului coloidal face ca particulele dispersate să migreze pe profil odată cu apa ce se infiltrează.

Prin accentuarea acidităţii complexului coloidal, începe să se distrugă şi particulele de argilă, care se desfac în grupe de silice hidratată şi hidroxizi de Fe şi Al. Datorită caracterului amfoter al hidroxizilor de Al şi Fe, ei realizează cu acizii humici complexe humico-alumino-ferice. Aceste complexe se comportă ca hidrosole şi migrează pe profil odată cu apa ce se infiltrează, depunându-se la adâncimea unde se realizează condiţii fizico-chimice de coagulare.

Trecerea unui coloid coagulat din nou în stare de dispersie se numeşte peptizare. Procesele de peptizare şi coagulare au importanţă în formarea solului. Coagularea coloizilor contribuie la structurarea materiei solului, iar procesele de peptizare sunt cele ce condiţionează migrarea coloizilor pe profilul de sol.

4.2.2. Funcţiile complexului coloidal al soluluiSolul este un sistem natural deschis, în care, în mod continuu se petrece un schimb de energie

şi substanţă cu mediul înconjurător. În cadrul acestor procese, solul are proprietatea de a reţine diverse substanţe pe cale mecanică, fizică, fizico-chimică, chimică sau biologică (K. K. Ghedroiţ).

Capacitatea de reţinere mecanică reprezintă proprietatea solului de a opri particulele aflate în suspensie din apa care se infiltrează. Reţinerea este făcută de către porii care au diametrul mai mic decât cel al particulelor reţinute. În sol se realizează şi o reţinere a particulelor mai fine decât diametrul porilor, în momentul când fluxul de apă capilară pătrunde într-un orizont mai puţin umed sau unde aşezarea particulelor solului este mai îndesată, mai compactă şi unde circulaţia capilară a apei trece la o deplasare peliculară sau chiar se opreşte.

Capacitatea de reţinere mecanică a solului influenţează diferitele procese pedogenetice, cum sunt cele de iluviere a argilei, de stagnogleizare sau înmlăştinire, precum şi cele ale activităţii biologice a solului.

Capacitatea de reţinere fizică mai este cunoscută sub numele de adsorbţie apolară sau moleculară. Fenomenul de reţinere fizică constă în adsorbţia la suprafaţa particulelor minerale sau organice ale solului a moleculelor unor substanţe din aerul sau soluţia solului.

Fenomenul de reţinere fizică cuprinde şi unele substanţe coloidale ca acizii humici, oxizii de fier şi mangan, dar cel mai cunoscut este cel al adsorbţiei moleculelor de apă, ce formează la suprafaţa particulei o peliculă de apă. Prin acelaşi fenomen sunt reţinute de sol multe din substanţele nutritive, împiedecându-se spălarea lor din profilul de sol, în acelaşi timp, acestea sunt uşor accesibile pentru rădăcinile plantelor.

38

Capacitatea de reţinere fizico-chimică este cunoscută şi sub numele de adsorbţie polară sau de schimb ionic. Fenomenul se referă la adsorbţia ionilor (fie cationi, fie anioni) pe care complexul coloidal o realizează din soluţia solului. Ionii adsorbiţi din soluţia solului vor fi compensaţi de o cantitate echivalentă de ioni de acelaşi tip de sarcină, astfel că atât soluţia solului cât şi complexul coloidal vor rămâne neutre din punct de vedere electric.

Coloizii de argilă şi humus, fiind încărcaţi cu sarcini electrice negative, vor reţine din soluţia solului ioni cu sarcină de semn contrar, adică cationi. Cationii din soluţia solului provin din debazificarea silicaţilor primari, din mineralizarea materiei organice sau din disocierea electroliţilor. Cationii cei mai ades întâlniţi în sol sunt cei de Ca, Mg, Na, K, H, NH4, Al, Fe sau Mn.

Cercetările efectuate asupra fenomenului de schimb ionic au stabilit că acesta se petrece după anumite legi.

Legea echivalenţei precizează faptul că schimbul de ioni are loc în proporţii echivalente.Legea reversibilităţii menţionează că schimbul de cationi este reversibil. Legea echilibrului arată că schimbul cationic între soluţia solului şi complexul adsorbtiv se

petrece până la stabilirea unui echilibru. Cum însă în sol, în condiţii naturale, aproape continuu apar modificări ce strică echilibrul, în permanenţă va fi o reacţie de restabilire a echilibrului.

Legea energiei de adsorbţie arată că energia de adsorbţie a cationilor din soluţie şi energia de trecere a cationilor din stare adsorbită în soluţie sunt în funcţie de valenţa şi raza ionică a cationilor şi de gradul de hidratare a acestora. Ea depinde, de asemenea, de concentraţia cationilor în soluţia solului.

Cationii trivalenţi, ca cei de Fe3+ sau Al3+, sunt mai puternic reţinuţi decât cei bivalenţi de Ca2+

şi Mg2+, iar aceştia decât cei monovalenţi de Li+, K+ şi Na+.Indicii de caracterizare a capacităţii de schimb cationicSchimbul de cationi este una din însuşirile de bază ale solului, el fiind în strânsă legătură cu

alte proprietăţi ale acestuia pe care, totodată, le condiţionează. În funcţie de condiţiile de mediu, ce determină anumite tipuri de solificare, în complexul adsorbtiv sunt prezenţi anumiţi cationi (Al3+, Ca2+ , Mg2+, Na+ , K+, H+, NH4

+). Cationii alcalini (Na+ şi K+) şi cei alcalino-pământoşi (Ca2+ şi Mg2+) conferă solului caracteristici bazice, iar cei de Al3+ şi H+ proprietăţi acide.

Pentru a putea aprecia unele însuşiri chimice ale solului se folosesc următorii indici de caracterizare a capacităţii de schimb cationic: capacitatea totală de schimb cationic (T), suma bazelor schimbabile (SB), hidrogenul schimbabil (SH) şi gradul de saturaţie în baze (V). În afară de aceşti indici, pentru caracterizarea unor soluri, sau pentru unele necesităţi practice, se iau în consideraţie: capacitatea de schimb cationic efectivă (determinată la pH-ul real al solului), procentul de Na+ schimbabil din T (pentru stabilirea gradului de alcalinitate al solului) sau aciditatea de schimb efectivă (dată de suma Al3+ schimbabil + H+ schimbabil).

Capacitatea totală de schimb cationic reprezintă cantitatea totală de cationi pe care un sol o poate reţine sau schimba. Ea se notează cu litera T şi se exprimă în miliechivalenţi la 100 g sol, uscat la 105° C.

Capacitatea de schimb pentru baze (SB) reprezintă suma bazelor schimbabile, adică totalul cationilor de Ca2+, Mg2+, Na+ şi K+ adsorbiţi de complexul coloidal al solului. Ea se exprimă în me la 100 g sol uscat la 105° C.

Complexul coloidal al solului poate să conţină doar baze schimbabile şi atunci spunem că solul sau orizontul de sol este saturat în baze. Astfel de situaţii sunt întâlnite frecvent în regiunile mai uscate, de stepă sau deşert, unde sărurile mai greu solubile sau chiar cele uşor solubile nu sunt levigate în totalitate, complexul adsorbtiv fiind saturat în cationi bazici.

Cel mai adesea, complexul coloidal nu este saturat în cationi bazici, ci o parte din ei au fost înlocuiţi cu ioni de hidrogen sau aluminiu.

39

Gradul de saturaţie în baze (V) exprimă proporţia în care complexul coloidal al solului este saturat în cationi bazici. El este redat în procente din capacitatea totală de schimb cationic, după formula: V = (SB / T) · 100

Gradul de saturaţie în baze este de 100 % la solurile complet saturate în baze (kastanoziomuri, unele cernoziomuri, rendzine, solonceacuri etc.) şi devine tot mai mic cu cât capacitatea de schimb pentru hidrogen (SH) devine mai mare (tabelul nr. 8).

Tabelul nr. 8.Clase de saturaţie în baze

Simbol Denumire Limite în %V1 Extrem oligobazic < 10V2 Oligobazic 10 - 30V3 Oligomezobazic 31 - 53V4 Mezobazic 54 - 75V5 Eubazic 76 - 90V6 Saturat în baze ≥ 91

Curs 94.2.3. Soluţia soluluiApa din sol este una din componentele fără de care solul ar fi un corp inert. Soluţia solului

conţine diferite substanţe, acestea găsindu-se în stare de dispersie ionică, moleculară sau coloidală. Unele din ele sunt preluate din aer, când precipitaţiile traversează atmosfera (bioxid de carbon, oxigen, oxizi de azot, amoniac, bioxid de sulf, clor etc.), altele (acizi organici şi anorganici, săruri ale acestora, baze etc.) trec în soluţie din componenţii fazei gazoase şi solide a solului sau prin activitatea organismelor.

Soluţia solului are o compoziţie foarte complexă, variată de la un tip de sol la altul, prezintă variaţii pe acelaşi profil de sol, precum şi variaţii în timp, atât sezoniere cât şi diurne. Compoziţia este determinată de o multitudine de factori, cum sunt: cei climatici (precipitaţii, temperatură, evapotranspiraţie), adâncimea şi mineralizarea apei freatice, tipul de vegetaţie, tipul de humus, activitatea microbiologică din sol, natura şi gradul de solubilitate a substanţelor minerale şi organice, proprietăţile complexului coloidal al solului etc.

4.2.4. Aciditatea soluluiÎntreaga aciditate din sol se mai numeşte şi aciditate totală. Ea reprezintă însumarea acidităţii

soluţiei solului, adică a acidităţii actuale, cu aciditatea complexului adsorbtiv al solului, numită şi aciditate potenţială.

Aciditatea actuală - reacţia soluluiSubstanţele prezente în soluţia solului eliberează prin disociere sau hidroliză ioni de hidrogen

(H+) sau de oxidril (OH -), dând soluţiei caracter acid sau alcalin, în funcţie de cum predomină unii sau alţii dintre ioni. Însuşi apa, ce este solventul diferitelor substanţe, este disociată şi ea în proporţie foarte redusă. Ionii rezultaţi prin disociere formează cu ionii apei acizi şi baze, ce pot fi electroliţi puternici sau slabi. Cei puternici se pot disocia complet şi vor pune în libertate mai mulţi ioni de hidrogen sau de oxidril, pe când cei slabi se disociază foarte puţin şi, prin urmare, vor elibera mai puţini ioni. Concentraţia ionilor de hidrogen liberi existenţi în soluţia solului reprezintă ceea ce se numeşte aciditate actuală şi se exprimă în unităţi pH.

pH = − log (H+)Aciditatea actuală a solului se determină prin măsurarea pH-ului unui amestec de sol şi apă,

stabilite adesea în proporţii de 1/1 sau 1/2,5. Pentru stabilirea unităţilor pH, s-a avut în vedere că apa chimic pură are la temperatura de 22° C o concentraţie ionică de 10-14, ea fiind dată de produsul concentraţiei ionilor de H+ de 10-7, cu a ionilor de OH - de 10-7. Stabilirea reacţiei unei soluţii se face

40

prin definirea concentraţiei acesteia în ioni de H+, iar pentru o mai uşoară exprimare se foloseşte cologaritmul concentraţiei de ioni de H+:

Tabelul nr. 9.Clase de reacţie a solului (pH-ul în suspensie apoasă la raport sol / soluţie de 1 : 2,5)

Denumire Limite Denumire LimiteExtrem de acidă ≤ 3,5 Slab alcalină 7,3 - 8,4Foarte puternic acidă 3,6 - 4,3 Moderat alcalină 8,5 - 9,0Puternic acidă 4,4 - 5,0 Puternic alcalină 9,1 - 9,4Moderat acidă 5,1 - 5,8 Foarte puternic alcalină 9,5 - 10,0Slab acidă 5,9 - 6,8 Extrem de alcalină ≥ 10,1Neutră 6,9 - 7,2

(După Metodologia elaborării studiilor pedologice, ICPA,1987).

În ceea ce priveşte valorile pH-ului solului ele se înscriu cel mai adesea între 4 şi 11, mai rar se pot întâlni valori mai mici de 4 sau mai mari de 11. În metodologia ICPA de caracterizare a solurilor (tabelul nr. 9), au fost stabilite 11 clase de reacţie a solului (valori pH).

4.2.5. Potenţialul de oxido-reducere al solului (redox)Reacţiile de oxidare sunt considerate, de obicei, ca fiind procese de combinare cu oxigenul sau

mai simplu, de câştigare de oxigen sau de pierdere de hidrogen. În sens larg, oxidarea reprezintă orice proces ce se petrece cu cedare de electroni, astfel că numărul sarcinilor pozitive libere va creşte.

Reacţia de reducere este un proces invers oxidării, ea fiind definită ca o pierdere de oxigen sau un câştig de hidrogen sau de electroni, deci o creştere a sarcinilor negative libere.

În sol se petrec atât procese de oxidare cât şi de reducere, ele depinzând de condiţiile de aeraţie ale solului. Aceste condiţii variază în funcţie de gradul de umezire, de structură şi textură, de conţinutul de materie organică, de condiţiile de drenaj global specifice locului respectiv, de intensitatea activităţii microorganismelor ş. a.

Pentru caracterizarea potenţialului redox al solurilor se foloseşte, de obicei, determinarea presiunii (P) hidrogenului molecular (H2), definită prin indicele rH. Acesta reprezintă cologaritmul presiunii de H2 molecular aflat sub formă gazoasă în soluţie. rH = log 1/P

4.2.6. Salinitatea soluluiSursa principală a sărurilor din sol o reprezintă rocile şi mineralele din scoarţa terestră. Cele

mai comune săruri sunt carbonaţii, clorurile, sulfaţii, silicaţii sau nitraţii. Dintre acestea, o parte sunt considerate uşor solubile (cele cu un grad de solubilitate mai mare decât CaSO4), aşa cum sunt clorurile de Na, K, Mg şi Ca şi sulfaţii şi carbonaţii de Na şi K. Carbonaţii de calciu şi magneziu sunt solubili doar în prezenţa CO2 dizolvat în apă.

Tabelul nr. 10.Intensitatea salinizării

(apreciată după conţinutul total de săruri solubile în extras apos 1 : 5 corectat sau după electroconductivitate)

Simbol - Denumire

Textura Orice texturăgrosieră mijlocie fină Salinizarea

Salinizarea clorurică sulfaticăclorurică* sulfatică clorurică sulfatică clorurică sulfatică ECe***

mmho / cm sau dS / mLimitele de conţinut total de săruri solubile (mg / 100 g sol) **S1- nesalinizat ≤ 90 ≤ 140 ≤ 100 ≤ 150 ≤ 115 ≤ 170 ≤ 1,7 ≤ 2,7S2 - slab salinzat 91 - 230 41 - 230 101 - 250 151 - 350 116 - 300 171 - 400 1,8 - 5 2,8 - 7S3 - moderat salinizat 231 - 550 331 - 830 251 - 600 351 - 900 301 - 700 401 - 1050 6 - 13 8 - 19S4 - puternic salinzat 551 - 920 831 - 1400 601 - 1000 901 - 1500 701 - 1200 1051 - 1750 14 - 23 20 -32S5 - foarte puternic salinizat

≥ 921 ≥ 1401 ≥ 1001 ≥ 1501 ≥ 1201 ≥ 1751 ≥ 24 ≥ 33

* Tipul de salinizare se stabileşte după raportul între ionii-gram exprimaţi în miliechivalenţi-gram, astfel: salinizare clorurică - Cl- / SO4 ≥ 1,1 ; salinizare sulfatică - Cl- / SO4 ≤ 1,0 ** Conţinutul total de săruri solubile corectat se stabileşte pe baza analizei extractului apos (1 : 5), din suma totală a anionilor şi cationilor scăzându-se dacă este cazul conţinuturile de sulfat de calciu solubilizat şi de bicarbonat de calciu solubilizat în plus în extract (1 : 5) faţă de extract la saturaţie. *** ECe reprezintă electroconductivitatea solului măsurată în extractul de sol la saturaţie, la 25ºC.

În anumite condiţii de mediu se poate ajunge la o concentrare a sărurilor în sol şi prin aceasta în soluţia solului (tabelul nr. 10). Acest fapt duce la creşterea presiunii osmotice, ceea ce micşorează

41

accesibilitatea apei şi a substanţelor nutritive pentru plante. Pentru stabilirea gradului de salinizare a solului se face o corelaţie între intensitatea salinizării probei de sol (s1 - s5) cu adâncimea la care se înregistrează salinizarea respectivă. (tabelul nr. 11).

Tabelul nr. 11.Grade de salinizare a solului (S) (După Metodologia elaborării studiilor pedologice, ICPA, 1987)

Simbol Apreciere Criterii de încadrareS0 nesalinizat s1 la orice adâncime.S1 salinizat în adâncime s2 - s5 mai jos de 100 cm.S2 salinizat slab s2 între 0 - 100 cm; s3 între 20 - 100 cm; s4 între 50 - 100 cm. S3 salinizat moderat s3 între 0 - 20 cm; s4 între 20 - 50 cm; s5 între 50 - 100 cm.S4 salinizat puternic s4 între 0 - 20 cm; s5 între 20 - 50cm.S5 salinizat foarte puternic s5 între 0 - 20 cm.

Cunoaşterea gradului de salinizare a solului are o deosebită importanţă în practica agricolă, pentru că în funcţie de aceasta şi de natura sărurilor solubile se stabilesc sortimentul de plante ce pot fi cultivate şi măsurile ameliorative necesare pentru diminuarea conţinutului de săruri solubile, cel puţin în stratul de înrădăcinare al plantelor.

4.2.7. Alcalinitatea soluluiReacţia alcalină a solurilor este dată fie de prezenţa sărurilor alcaline (carbonaţi şi bicarbonaţi

ai metalelor alcaline şi alcalino-pământoase), fie de îmbogăţirea complexului adsorbtiv în Na+

schimbabil.Tabelul nr. 12.

Intensitatea sodizării (alcalizării) (a) (apreciată după VNa sau alcalinitatea probei de sol)

Simbol - denumireLimite

VNa (% din T) alcalinitateaCO3

2- CO3H- *mg / me la 100 g sol

a1 - nesodizat ≤ 5 abs. ≤ 60 / ≤ 1,0a2 - slab sodizat 6 - 10 abs. > 60 / >1,0a3 - moderat sodizat 11 - 15 < 4 / < 1,0 -a4 - puternic sodizat ≥ 16 5 - 10 / 0,16 - 0,33 -a5 - foarte puternic sodizat > 10 / > 0,33 -

* Sub formă de bicarbonat de sodiu sau de magneziuNotă: La ultimele 3 clase, CO3

2- include şi CO3H- existent sub forma bicarbonatului de sodiu(După Sistemul Român de Taxonomie a Solurilor, 2003)

Conţinutul de Na2CO3 şi NaHCO3 (exprimat în mg la 100 g sol) este folosit împreună cu gradul de saturaţie în Na+ schimbabil al complexului adsorbtiv la aprecierea intensităţii de sodizare a probei de sol (tabelul nr. 12). Intensitatea sodizării materialului de sol, corelată cu adâncimea la care aceasta apare, stabileşte gradul de sodizare al solului (tabelul nr. 13).

Tabelul nr. 13.Grade de sodizare (alcalizare) a solului (A) (După Sistemul Român de Taxonomie a Solurilor, 2003)

Simbol Apreciere Criterii de încadrareA0 nesodizat a1 la orice adâncime.A1 sodizat în adâncime a2 - a5 mai jos de 100 cm.A2 sodizat slab a2 între 0-100 cm; a3 între 20-100 cm; a4 între 50-100 cm. A3 sodizat moderat a3 între 0 - 20 cm; a5 între 50 - 100 cm.A4 sodizat puternic sau soloneţ a4 între 0 - 50 cm; A5 sodizat foarte puternic sau soloneţ cu sodă a5 între 0 - 50 cm.

Cunoaşterea gradului de sodizare al solului are o deosebită importanţă, mai ales practică. Creşterea alcalinităţii solului duce la înrăutăţirea proprietăţilor chimice şi fizice, fapt ce are efect negativ asupra activităţii microbiologice din sol şi asupra dezvoltării plantelor.

42

Curs 104.3. Proprietăţile morfologice ale solului4.3.1. Structura soluluiO însuşire comună tuturor solurilor este gruparea particulelor primare minerale şi organice în

agregate de diferite dimensiuni. S-a constatat că există o tendinţă generală de structurare a materiei ce alcătuieşte partea superficială a scoarţei terestre, ca urmare a acţiunii diverşilor factori ai mediului înconjurător. Chiar materiale aparent nestructurate pot prezenta în unele orizonturi un început de structurare, datorită depunerii de particule coloidale pe particule mai grosiere şi agregarea acestora în formaţiuni mai mari.

În interiorul agregatului structural, coeziunea dintre particulele elementare ce îl compun este mai mare faţă de cea realizată între agregate, astfel că, atunci când asupra solului se aplică chiar o uşoară forţă mecanică, acesta se va desface în agregate structurale.

Gruparea particulelor elementare de sol în agregate constituie ceea ce numim structura solului. Pentru că forma şi mărimea agregatelor structurale sunt foarte variate, a apărut necesitatea de clasificare a acestora. O primă clasificare s-a făcut în funcţie de mărimea agregatelor structurale, iar din acest punct de vedere s-au deosebit două tipuri:

- microstructura, unde elementele structurale au dimensiuni mai mici de 0,25 mm, aceasta fiind studiată mai ales prin tehnici microscopice;

- macrostructura, cu elemente structurale mai mari de 0,25 mm.În prezent, în ţara noastră, aprecierea structurii solului se face ţinând cont de forma agregatelor

structurale, de dimensiunea acestora precum şi de gradul de structurare a masei solului. În funcţie de forma agregatelor au fost definite mai multe tipuri de structură.

Tipul monogranular se referă la acele materiale de sol cu structură foarte puţin dezvoltată încât nu se pot recunoaşte elemente structurale în masa solului, aceasta fiind formată din grăunţi minerali nelegaţi. Termenul de monogranular se aplică pentru materialele de sol necoezive, cum sunt, spre exemplu, unele nisipuri grosiere.

Tipul masiv reprezintă o structură atât de puţin dezvoltată încât nu pot fi recunoscute elemente structurale în masa solului, aceasta apărând ca un monolit. Termenul de structură masivă defineşte materialele de sol coezive.

Structura glomerulară este formată din agregate de formă sferoidal – cuboidă, macroscopic poroase, fără a prezenta feţe de alipire între ele. Caracteristic structurii glomerulare este rezistenţa ei la acţiunea de dispersare a apei şi la acţiunea mecanică de lucrare a solului. Ea se întâlneşte mai ales în orizontul A molic a solurilor din stepă şi silvostepă, formate pe loessuri şi depozite loessoide, cu o intensă activitate biologică şi cu un complex adsorbtiv saturat în ioni de calciu.

Structura grăunţoasă prezintă agregate de formă sferoidal – cuboidă, dar macroscopic sunt puţin poroase.

Structura poliedrică angulară are agregate de formă mai mult cuboidă, elementele structurale având feţe netede care se intersectează în muchii ascuţite. Agregatele structurale se îmbină unele cu altele, feţele lor alipindu-se unele de altele.

Structura poliedrică subangulară prezintă agregate asemănătoare cu cea poliedric angulară, doar că muchiile de intersecţie a feţelor agregatului sunt rotunjite. De asemenea, feţele agregatelor se alipesc unele de altele.

Structura sfenoidală prezintă elemente structurale ce au muchii ascuţite şi feţe netede, asemănătoare structurii poliedric-angulare, doar că agregatele sunt alungite, axul mai lung fiind înclinat la un unghi cuprins între 10 şi 60° faţă de orizontală. Această structură este caracteristică orizonturilor vertice, ele definind vertosolurile, precum şi subtipurile vertice ale altor soluri.

43

Structura prismatică are agregatele structurale dezvoltate pe verticală, axele verticale ale agregatelor fiind mai mari decât cele orizontale. Feţele elementelor structurale sunt netede, se intersectează de regulă în muchi ascuţite, iar capetele agregatelor sunt plate.

Structura columnară prezintă elemente structurale asemănătoare cu cea prismatică, doar că agregatele au capetele superioare rotunjite. Această structură este întâlnită mai ales în orizontul B natric al soloneţurilor.

Structura columnoidă este asemănătoare cu structura prismatică, doar că muchiile de intersecţie a feţelor sunt rotunjite.

Structura foioasă are caracteristic dezvoltarea elementelor structurale în plan orizontal, ele având dimensiunile orizontale mai mari decât cele verticale. Agregatele structurale sunt de obicei plate sau curbate şi se alipesc unele de altele. Acest tip de structură se întâlneşte mai frecvent la orizonturile eluviale.

Structura compusă apare adesea în soluri, fiind formată din agregate mari care se desfac prin presare în agregate structurale mai mici.

În ceea ce priveşte mărimea agregatelor structurale, acestea variază în funcţie de tipul de structură, dar şi de la un sol la altul sau de la un orizont la alt orizont. În descrierile morfologice ale profilelor de sol, în prezent se foloseşte o clasificare a mărimii agregatelor structurale elaborată de I.C.P.A. Bucureşti (tabelul nr. 15).

Tabelul nr. 14.Mărimea agregatelor structurale (După Metodologia elaborării studiilor pedologice, ICPA,1987).

DenumireDimensiuni în funcţie de tipul de structură (mm)

Glomerulară, grăunţoasă sau foioasă

PoliedricăPrismatică, columnară

sau columnoidăFoarte mică sau foarte fină <1 <5 <10Mică 1 – 2 5 – 10 13 – 20Medie 3 – 5 11 – 20 21 – 50Mare 6 – 10 21 – 50 51 – 100Foarte mare >10 >50 >101Nu este cazul ( structura monogranulară şi masivă )

Formarea structuriiProcesul de formare a structurii este îndelungat şi complex şi se petrece sub acţiunea diverşilor

factori.În primele faze, se pare că se realizează o floculare (coagulare) a particulelor dispersate, ca

urmare a prezenţei ionilor coagulatori în complexul coloidal şi în soluţia solului. După aceasta, intervin unele precipitări izoelectrice prin atragerea compuşilor coloidali cu sarcini electrice de semn contrar, cum sunt particulele electronegative de substanţe humice, argilă sau silice coloidală şi particulele electropozitive de hidroxid de Fe şi Al. Particulele coloidale de argilă participă la formarea agregatelor structurale prin stabilirea de legături între particulele de praf şi nisip, legături ce se realizează prin intermediul moleculelor de apă polarizate la suprafaţa particulelor.

Humusul are un rol substanţial în procesul de structurare, compuşii organici formând pelicule pe grăunţii minerali pe care îi coagulează în agregate mărunte, dar cu stabilitate hidrică ridicată. Dacă humusul este saturat în ioni de calciu, stabilitatea hidrică a agregatelor structurale este şi mai mare.

Hidroxizii de aluminiu şi fier contribuie la formarea structurii prin cimentarea particulelor cu care vin în contact în urma deshidratării gelurilor precipitate din soluţia solului.

Rădăcinile plantelor exercită o presiune mecanică asupra particulelor de sol, contribuind la aderarea lor mai puternică. Pe lângă acest fapt, rădăcinile plantelor secretă o serie de substanţe care contribuie la aglutinarea particulelor elementare.

44

Fenomenele de umezire şi uscare, ca şi cele de îngheţ şi dezgheţ, produc în masa solului gonflări şi contractări, se creează presiuni inegale, apar crăpături ce dezagregă materialul compact în fragmente tot mai mici. Adeseori, se produc şi deplasări însemnate ale fragmentelor pentru echilibrarea presiunilor, puse în evidenţă mai ales în orizonturile vertice.

Activitatea microorganismelor conduce la coagularea particulelor de sol prin secretarea unor substanţe sau prin produşi intermediari de descompunere a materiei organice. De asemenea, ciupercile provoacă legarea mecanică a particulelor elementare cu ajutorul miceliilor.

Un rol însemnat în structurarea solului îl joacă şi fauna solului. Prin activitatea ei, materia solului este fragmentată, deplasată sau chiar ingerată de unele dintre ele. De asemenea, la realizarea structurii contribuie şi produsele lor de excreţie, ca şi materia organică rezultată din moartea acestora. Activitatea râmelor din sol contribuie la formarea structurii glomerulare, iar în solul unde există o foarte intensă viaţă biologică se formează un orizont bioacumulativ puternic amestecat, ce a primit numele de orizont vermic

4.3.2. Culoarea soluluiCuloarea reprezintă acea parte din radiaţia vizibilă a spectrului electromagnetic care nu a fost

absorbită, ci este reflectată de către un obiect, ea depinzând de însuşirile chimice, fizice sau morfologice ale acestuia.

Culoarea este una din proprietăţile morfologice specifice solului, ce ne apare când privim suprafaţa terenului sau orizonturile de sol situate sub suprafaţă. Ea a fost, de altfel, elementul care a dat numele unor soluri în diversele sisteme de clasificare naţionale sau internaţionale (cernoziomuri, kastanoziomuri, albeluvisoluri, Albaqualfs, Rhodudalfs etc.).

În cazul solului, culoarea depinde de constituenţii minerali şi organici, de gradul de hidratare, de porozitate, structură sau de gradul de tasare.

În urma proceselor de alterare a componenţilor minerali din sol rezultă o serie de noi substanţe care îi conferă acestuia o anumită culoare.

În climatele calde şi umede, alterarea intensă a rocilor determină acumularea reziduală, în principal, a hidroxidului de aluminiu, substanţă de culoare albă, dar prezenţa în anumite proporţii a oxizilor şi hidroxizilor de fier dă solului culori de la roşu - violaceu până la galben - ruginiu. În climatele aride, deşertice, alterarea mineralelor din roci duce la formarea pe suprafaţa acestora a unei cruste din oxizi de fier şi mangan, de culoare brună - negricioasă, aşa numita "patină a deşertului". În climatele temperate umede, prin procesele de levigare intensă fracţiunile de praf şi nisip (grăunţii de cuarţ sunt greu alterabili şi au culoare albicioasă) sunt dezgolite de particulele coloidale de tipul argilei sau sescvioxizilor. Se ajunge la acumularea reziduală a cuarţului, ceea ce dă materialului culoare albicioasă, specifică orizonturilor albice ale unor tipuri de sol.

Prezenţa în sol a proceselor de oxidare este pusă în evidenţă de culorile brune, gălbui, ruginii, roşcate sau negricioase, date de oxizii şi hidroxizii de fier şi mangan. Atunci când în sol sunt prezente procese de reducere, aici se formează oxizi feroşi sau manganoşi, sulfuri sau carbonaţi de fier sau mangan, substanţe ce dau solului culori verzui, albăstrui, vineţii sau negricioase.

Acumularea în sol a diferitelor săruri este pusă în evidenţă adesea de culorile mai deschise pe care le capătă materialul de sol, carbonaţii de calciu îi conferă acestuia culori gălbui - albicioase, iar clorurile şi sulfaţii culori albe.

Prezenţa materiei organice în sol dă acestuia culori de la brun până la negru, în funcţie de tipul de humus sau procentul pe care acesta îl deţine în materialul de sol. Humusul de tip mull are o culoare neagră şi va da solului culoare neagră, cenuşiu închis, cenuşiu, cenuşiu deschis ş. a. Humusul moder sau brut are culori de la negru la brun sau brun - gălbui.

În funcţie de gradul de hidratare al materialului de sol, acesta va prezenta culori cu valori mai mari sau mai mici. Când solul are o umiditate ridicată, el va reţine o cantitate mai mare din radiaţia solară vizibilă, deci va avea o valoare a strălucirii mai mică şi va reflecta o parte mai mare din radiaţii când este mai uscat, deci valoarea strălucirii este mai mare.

45

Fig. 11. Denumirea culorilor în nuanţa 10 YR din tabelul de culori Munsell

Culoarea solului este influenţată şi de porozitatea materialului, de structură sau de gradul de tasare, elemente ce determină rugozitatea suprafeţei materialului de sol, aceasta reflectând o cantitate mai mare sau mai mică din energia solară. Când un sol este proaspăt arat, rugozitatea suprafeţei lui este mare, aceasta reţinând o cantitate mai mare din radiaţia luminoasă. Astfel, suprafaţa solului va avea o culoare mai închisă decât cea a unui sol similar, dar tasat, bătătorit, suprafaţa lisă a acestuia din urmă reflectând o cantitate mult mai mare din radiaţia luminoasă.

Deoarece culoarea unui sol este determinată de anumiţi constituenţi, apăruţi în urma unor procese pedogenetice, acest fapt a impus culoarea drept criteriu diagnostic pentru unele orizonturi sau pentru încadrarea taxonomică a unor soluri. Pentru a înlătura subiectivismul în aprecierea şi denumirea culorilor, la nivel internaţional a fost adoptat un sistem de culori standardizate, cuprinse într-un atlas denumit MUNSELL (fig. 11).

Realizarea atlasului general de culori are la bază cinci culori principale, notate cu iniţialele denumirii culorilor în limba engleză: R (red = roşu), Y (yellow = galben), G (green = verde), B (blue = albastru) şi P (purple = violet)

Pentru stabilirea culorii materialului de sol, determinatorul MUNSELL conţine un număr de 8 planşe, denumite după nuanţele de culoare specifice fiecăreia din ele. Aceste planşe sunt: 10R, 2,5YR, 5YR, 7,5YR, 10YR, 2,5Y, 5Y, iar a opta planşă cuprinde culori din nuanţele 5Y, 5GY, 5G, 5BG şi 5B, culori specifice orizonturilor hidromorfe. Pe fiecare din aceste planşe culorile sunt

46

distribuite într-o reţea rectangulară. Pe orizontală culorile sunt ordonate în funcţie de cromă, aceasta reprezentând gradul de puritate al culorii, iar pe verticală culorile sunt ordonate în funcţie de valoarea strălucirii sau luminozităţii acesteia. În cazul solurilor scara cromelor şi luminozităţii culorii nu depăşeşte valoarea 8.

Determinarea culorii unei probe de sol se realizează prin compararea acesteia cu etaloanele de culori din sistemul MUNSELL, stabilindu-se nuanţa, valoarea şi croma probei respective.

Curs 114.3.3. Neoformaţiunile şi incluziunileNeoformaţiunileNeoformaţiunile din sol reprezintă acumulări de anumite substanţe provenite în urma

proceselor pedogenetice, ele apărând distinct faţă de masa principală a solului. În funcţie de geneza lor, neoformaţiunile au fost împărţite în neoformaţiuni rezultate în urma unor procese chimice şi neoformaţiuni create de activitatea organismelor din sol.

Acumulările de săruri privesc, în general, pe cele uşor solubile. Dintre acestea, cele mai frecvent întâlnite în sol sunt clorurile de Na şi K, apoi sulfaţii de Na, K, Mg, şi Ca şi carbonaţii şi bicarbonaţii de Na şi K. Dintre sărurile puţin solubile interesează mai ales acumularea carbonaţilor de Ca şi Mg. Acumulările de săruri se realizează în sol sub diverse forme:

Eflorescenţele sunt cristale fine de săruri depuse în urma precipitării acestora din soluţia solului, atunci când condiţiile fizice şi chimice nu mai permit menţinerea lor în soluţie. Eflorescenţele sărurilor solubile au culoare albă, iar cele de CaCO3 sunt gălbui - albicioase.

Vinişoarele se prezintă sub formă alungită, fiind depuneri de săruri în golurile rămase prin descompunerea rădăcinilor fine.

Tubuşoarele sunt depuneri de formă alungită, ce prezintă în interior canale în lungul axei longitudinale

Peliculele de săruri sunt depuneri uniforme de săruri pe feţele agregatelor structurale, ele apărând ca o cutană.

Pseudomiceliile sunt neoformaţiuni alcătuite din carbonaţi precipitaţi pe feţele elementelor structurale sub formă de micelii de ciupercă.

Pungile sau cuiburile sunt acumulări de săruri necimentate în spaţiile libere din sol.Concreţiunile sunt depuneri de săruri cimentate sub formă de grăunţi sau nodule. Cele mai

obişnuite sunt cele de CaCO3. Atunci când sunt puţin cimentate şi uşor friabile se numesc bieloglasca. Unele dintre concreţiunile de CaCO3 sunt goale în interior, fiind denumite septarice, iar altele prezintă depuneri sub formă de apofize. În loessuri se întâlnesc concreţiuni de CaCO3 numite păpuşi, deoarece au adesea o formă alungită. Uneori, acumulările de CaCO3 sau gips pot fi foarte intense, dând naştere la orizonturi hipercalcice sau hipergipsice, care prin cimentare se transformă în orizonturi petrocalcice sau petrogipsice.

Crustele sunt neoformaţiuni ce iau naştere la suprafaţa solului prin precipitarea unor cantităţi însemnate de săruri solubile, acestea fiind aduse prin circulaţia capilară ascendentă a apei freatice mineralizate.

Acumulările de oxizi şi hidroxizi se prezintă adesea sub formă de pete, pelicule, vinişoare, dendrite, concreţiuni, orstein sau cuirase.

Petele de culoare roşie până la brună - negricioasă sunt date în mediu aerat de oxizii ferici şi manganici, pe când cele de culoare cenuşie, verzuie sau albăstruie se formează în mediu redus, ele marcând prezenţa oxizilor feroşi şi manganoşi.

Peliculele de oxizi şi hidroxizi apar în urma proceselor de alterare şi levigarea acestora pe profil, unde se depun pe feţele particulelor minerale. În climatele calde şi aride, în lipsa ploilor, alterarea rocilor are loc în prezenţa apei din rouă. Oxizii de fier şi mangan se depun chiar pe rocile din care au provenit, formând o peliculă de culoare brună - negricioasă numită patina deşertică.

47

Vinişoarele sunt pelicule de oxizi depuse pe traseul unor foste rădăcini subţiri.Dendritele sunt pelicule de oxizi de formă ramificată depuse feţele agregatelor structurale.Concreţiunile feri-manganice, numite şi bobovine, iau naştere prin depunerea oxizilor de fier

şi mangan pe o particulă minerală. Aceasta este îmbrăcată de pelicule concentrice, astfel că, forma lor este adesea sferică, iar culoarea variază de la roşcat până la negru, în funcţie de cum predomină oxizii de fier sau mangan.

Ortstein-ul se formează în solurile nisipoase din climatele temperate umede. Fierul, rezultat din procesele de alterare a mineralelor primare, formează cu acizii din humus săruri solubile. Acestea migrează pe profil şi se depun pe particulele de nisip sub formă de pelicule de oxid de fier hidratat. Depunerea în continuare de pelicule de oxizi duce la unirea grăunţilor sub formă de nodule sau chiar la cimentarea întregului orizont.

Nodulele ferice rezultă din segregarea intensă a oxizilor de fier sub formă de concreţiuni, care prin unirea lor duce la formarea de nodule de forme neregulate. Acestea sunt acumulări specifice orizonturilor ferice ale solurilor din regiunile tropicale şi subtropicale.

Cuirasele sunt orizonturi de subsuprafaţă de culoare brună ruginie - brună gălbuie, rezultate în urma cimentării puternice a oxizilor şi hidroxizilor de fier, prezenţi în sol în cantitate însemnată. Îndepărtarea orizonturilor superioare prin denudaţie, face ca acest orizont dur şi rezistent la eroziune să ajungă la suprafaţă şi să capete aspectul unei carapace sau cuirase.

Neoformaţiunile silicioase se referă la acumulările reziduale de silice (SiO2) ce rezultă în urma alterării mineralelor. Ele apar sub formă de pulberi şi pete silicioase, de concreţiuni şi nodule sau orizonturi întărire - duripanuri.

Petele şi pulberile silicioase sunt acumulări de silice amorfă de culoare albicioasă, depuse pe suprafeţele agregatelor structurale. Ele sunt întâlnite mai ales în cazul orizonturilor din partea superioară a solului, ca urmare a eluvierii coloizilor, oxizilor şi hidroxizilor.

Concreţiunile silicioase sunt similare celor feri-manganice, doar că în cazul lor are loc depuneri de silice amorfă ce îmbracă o particulă minerală. Adesea, odată cu silicea se depun şi mici cantităţi de oxizi de fier şi mangan, ceea ce le dă o culoare brună - negricioasă. Acest fapt cauzează confundarea lor cu concreţiunile feri-manganice, şi doar analiza de laborator chimică sau mineralogică poate preciza natura lor.

Nodulele silicioase şi duripanul rezultă prin acumularea intensă de silice pe feţele agregatelor structurale, în pori sau ca punţi de legătură între grăunţii de nisip. Acumularea de silice are loc într-un orizont de subsuprafaţă prin formarea de concreţiuni, acestea treptat se măresc şi se unesc, formând nodule. Continuarea procesului de acumulare a silicei duce la întărirea întregului orizont, formându-se aşa numitul duripan sau orizont petroduric. În afară de silice, în compoziţia nodulelor silicioase şi a duripanului intră şi oxizii de fier.

Acumularea coloizilor se petrece într-un orizont de subsuprafaţă ca urmare a migrării pe profil a coloizilor minerali sau organici.

Peliculele de argilă se formează prin depunerea particulelor fine de argilă pe feţele agregatelor structurale, pe pereţii porilor sau îmbracă grăunţii de nisip. Aceste acumulări duc la formarea orizontului B argic.

În unele cazuri, odată cu argila are loc şi acumularea de oxizi şi hidroxizi de fier, formându-se aşa numitele pelicule argilo-ferice, iar când odată cu argila migrează şi compuşii organici are loc formarea de pelicule argilo-humice.

Peliculele humice rezultă în urma acumulării humusului coloidal ca urmare a deplasării lui din orizontul A. Ele au o culoare brun închisă - negricioasă.

Limbile de humus iau naştere prin deplasarea mecanică, gravitaţională a humusului pe profil, ca urmare a prezenţei crăpăturilor dintre agregatele structurale.

Neoformaţiunile create de activitatea biologică

48

Aceste neoformaţiuni sunt acumulări locale de material organic şi / sau mineral, cauzat de activitatea vegetaţiei şi faunei.

Crotovinele reprezintă foste galerii de formă tubulară săpate de animale ce îşi au adăpostul în sol, cum sunt rozătoarele şi cârtiţele. Crotovinele sunt umplute adesea cu materiale provenite din alte orizonturi.

Coprolitele sunt excremente ale râmelor. Ele se formează în urma trecerii materialului de sol, bogat în humus, prin tubul digestiv, acesta căpătând aspect de grăunţi rotunjiţi, aranjaţi în grămăjoare sau şiruri.

Locaşurile de larve sunt culcuşurile în care se dezvoltă larvele de insecte.Cornevinele reprezintă golurile lăsate de rădăcinile arborilor prin putrezirea acestora, umplute

adesea cu material provenit din orizonturile superioare.Dendritele sunt urmele lăsate de rădăcinile subţiri ale plantelor pe suprafeţele elementelor

structurale. Incluziunile În sol sunt întâlnite adeseori diverse materiale care nu au nici o legătură cu procesul de

solificare. Aşa sunt: cochiliile, oasele, bucăţile de lemn carbonizat sau pietrificat, fragmentele ceramice, fragmentele de cărămizi sau alte materiale ajunse întâmplător în sol.

Studiul lor, adâncimea la care se găsesc, ne ajută la înţelegerea evoluţiei solului în decursul timpului, iar unele obiecte pot constitui subiect în cercetarea arheologică privind dezvoltarea societăţii omeneşti.

Curs 125. Geneza şi evoluţia solurilorGeneza solurilor se bazează în principal pe trei procese fundamentale, respectiv pe cele de

humificare, de alterare şi de migrare. Aceste procese sunt condiţionate de factorii bioclimatici şi de factorii locali.

Factorii bioclimatici sunt reprezentaţi, după cum rezultă din denumire, de clima şi de vegetaţia unei regiuni. Ei definesc principalele zone climatice şi de vegetaţie ale Pământului şi generează totodată zonele mari de soluri.

Factorii locali cuprind relieful, roca parentală şi drenajul apelor de suprafaţă sau freatice, caracterul local al acestora rezultând din variaţia pe distanţe mici a însuşirilor lor principale.

În afara acestor factori, un rol important în desfăşurarea proceselor pedogenetice îl are factorul timp şi factorul uman, acesta din urmă perturbând adeseori echilibrul natural al ecosistemului, acel stadiu de climax, stabilit prin evoluţia îndelungată a vegetaţiei şi solului într-un anumit climat.

Evoluţia progresivă a solului într-un anumit regim bioclimatic se poate petrece până la realizarea echilibrului ecosistemic, acel stadiu numit "climax". Pentru stepa cu ierburi mici, stadiul de climax al solului îl reprezintă kastanoziomul, pentru stepa cu ierburi înalte este specific cernoziomul, pentru silvostepă - faeoziomul, pentru climatul pădurii de foioase stadiul de climax îl realizează luvisolul, iar pentru pădurea de conifere este specific podzolul. Stadiul de climax al solului se poate menţine o lungă perioadă, atâta timp cât el nu este modificat.

Evoluţia regresivă a solului începe atunci când stadiul de climax al ecosistemului şi implicit al solului este deranjat. Prin aceasta are loc o simplificare a profilului de sol. Modificările pot surveni în urma unor schimbări climatice, ce pot genera o altă activitate biologică a solului, un alt regim hidric, intensificarea eroziunii naturale, dar, cel mai adesea, de degradările cauzate de activitatea umană.

5.1. Factorii pedogenetici5.1.1. Clima

49

Acţiunea climei asupra solului se manifestă direct prin temperatură şi umiditate şi indirect prin intermediul vegetaţiei şi faunei.

Acţiunea directă este bine evidenţiată în fazele incipiente de formare a solului, când rocile compacte sunt transformate prin procesele de dezagregare şi alterare în produse tot mai fin dispersate. Aceste procese determină formarea principalelor componente minerale ale solului, cum sunt: particulele de praf şi nisip, mineralele argiloase, sărurile, oxizii şi hidroxizii ş. a. De asemenea, clima determină o diferenţiere a intensităţii şi profunzimii pe care procesele de alterare acţionează, putându-se observa la nivel planetar o zonare a acestora, conformă zonelor de climă. În climatul arctic, intensitatea şi adâncimea proceselor de alterare sunt reduse şi se manifestă doar în stratul de rocă care se dezgheaţă în timpul verii. În climatul temperat alterarea este mai intensă şi se petrece pe adâncime mai mare, iar în climatul tropical umed, procesele de alterare a materialului mineral sunt extrem de puternice şi afectează roca pe adâncime foarte mare, adesea de mai multe zeci de metri.

O influenţă marcantă a climei se înregistrează şi asupra proceselor de eluviere - iluviere, fapt ce cauzează o diferenţiere accentuată a solurilor. În general, cu cât climatul este mai umed, cu atât eluvierea diverselor componente ale solului este mai intensă şi pe adâncime mai mare. În România, în zona de stepă, datorită uscăciunii climatului se înregistrează levigarea în mare parte a sărurilor solubile şi este începută eluvierea carbonaţilor de Ca şi Mg. În zona de silvostepă, ceva mai umedă, carbonaţii sunt levigaţi către 80 - 100 cm adâncime şi este începută debazificarea complexului adsorbtiv, iar în zona de pădure, cu precipitaţii şi mai bogate, carbonaţii sunt levigaţi către baza profilului de sol sau mai jos, iar debazificarea mai accentuată a complexului adsorbtiv creează premiza migrării fracţiunilor argiloase.

Influenţa indirectă a climei în pedogeneză are loc prin intermediul vegetaţie şi faunei. Clima creează condiţii pentru dezvoltarea unui anumit gen de vegetaţie, ceea ce determină un anumit tip de acumulare a materiei organice în sol. Acest fapt cauzează diferenţieri şi în privinţa distribuţiei faunei din sol, activitatea acesteia, precum şi condiţiile de umiditate şi temperatură, determină un anumit mod de humificare a materiei organice.

Învelişul de sol se află în strânsă corelaţie cu caracterele generale ale climei, această corelaţie fiind dovedită de prezenţa zonalităţii solurilor în concordanţă cu zonele de climă.

În pedogeneză un interes deosebit îl reprezintă cunoaşterea regimului hidric şi termic al solului. Pentru caracterizarea lui s-a folosit diferenţa dintre precipitaţiile medii anuale şi evapotranspiraţia din sol din cursul unui an sau indicele de ariditate de Martonne Iar = P / (T + 10) (P - precipitaţii medii anuale; T - temperatura medie anuală).

5.1.2. Vegetaţia şi faunaFactorul motor de transformare a rocilor în sol îl constituie organismele vii, în principal

formaţiunile vegetale care sintetizează substanţe organice din cele minerale şi microorganismele care descompun substanţele organice, trecându-le din nou în substanţe minerale şi sintetizează substanţe organice complexe specifice solului.

Vegetaţia intervine în geneza solurilor prin faptul că asigură materia organică principală a solului. Ea contribuie, de asemenea, la modul de acumulare a humusului în sol, atât ca grosime a orizontului humifer, cât şi ca tip de humus. Vegetaţia protejează solul împotriva denudaţiei, influenţează bilanţul apei în sol şi microclimatul solului.

În cazul vegetaţiei de stepă, bioacumularea are loc pe seama materiei organice rezultate din moartea rădăcinilor, în timp ce în cazul vegetaţiei de pădure sursa de materie organică o constituie frunzele care cad şi rămân la suprafaţa solului. Unele determinări au arătat că în sol vegetaţia de stepă lasă anual o cantitate de materie organică de cca. 30 t/ha, pe când greutatea litierei dintr-o pădure ajunge doar la 5 - 6 t/ha. Vegetaţia de stepă este mai bogată în proteine, pe când cea de pădure este mai bogată în lignine. În solurile din stepă există o microfloră bacteriană bogată şi foarte activă, faţă de pădure unde predomină ciupercile. Fauna în solurile stepei este mult mai numeroasă (viermi, insecte, animale rozătoare şi insectivore) şi activă. Ea transformă şi amestecă substanţele

50

organice cu cele minerale şi creează un humus de tip mull, de calitate superioară. Totodată, această activitate, ca şi calitatea humusului, duce la formarea unui orizont cu structurat, afânat şi poros.

În cazul vegetaţiei de pădure, solurile chiar dacă au un conţinut ridicat de humus, el este de calitate inferioară, fiind alcătuit din multe lignine ce sunt greu descompuse. Microflora este mai să-racă, constituită mai ales din ciuperci. Condiţiile de temperatură mai mică şi umiditate mai mare duc la o mineralizare mai slabă a humusului, ceea ce nu permite eliberarea de substanţe nutritive în cantitate mare. Acesta este format mai ales din acizi fulvici nesaturaţi în baze, ce influenţează la rândul lor nefavorabil celelalte proprietăţi ale solului. Acţiunea faunei este mult mai redusă, intervenind în mărunţirea materiei organice şi în deplasarea şi amestecarea ei cu partea minerală, precum şi la structurarea şi afânarea materialului de sol.

5.1.3. Roca parentală.Roca parentală reprezintă materialul pe care se desfăşoară procesele de solificare, iar

proprietăţile fizice, chimice şi mineralogice ale rocii influenţează pedogeneza şi proprietăţile solului.În cazul regiunilor cu roci lutoase, cum sunt loessurile, evoluţia solului decurge în

conformitate cu condiţiile de climă şi vegetaţie ale zonei respective. În zona stepei uscate se formează kastanoziomuri, în stepa cu ierburi înalte cernoziomuri, în silvostepă faeoziomuri, în zona pădurii de foioase luvisoluri, în cea a pădurii de conifere podzoluri etc.

Atunci când apar roci parentale cu însuşiri specifice, acestea impun proceselor de solificare o anumită evoluţie. Unele din ele pot împiedica pedogeneza şi dezvoltarea profilului de sol până la nivelul tipului zonal. Aşa spre exemplu, solificarea decurge mai lent pe rocile compacte decât pe cele mobile, ea se desfăşoară mai rapid pe cele grosiere decât pe cele fine. Spre exemplu, în zona stepei umede, pe depozite grosiere se formează adesea faeoziomuri, iar pe loess se formează cernoziomuri. Diferenţieri sunt înregistrate şi în procesele de acumulare a humusului, astfel, în aceleaşi condiţii climatice acumularea de humus este mai intensă pe solurile argiloase decât pe cele nisipoase. Pe cele argiloase, ce reţin o cantitate mai mare de apă, se dezvoltă o vegetaţie mai bogată, iar mineralizarea resturilor organice este mai redusă, comparativ cu cele nisipoase, ce sunt mai uscate, deci oferă condiţii mai puţin bune pentru dezvoltarea plantelor, iar resturile organice se mineralizează mai repede.

Compoziţia chimică a rocii intervine în procesul de solificare. Procesul este mai lent pe rocile care au un conţinut mai mare de cationi schimbabili. Spre exemplu, în aceleaşi condiţii de zonă umedă, pe marne şi argile marnoase se formează faeoziomuri calcarice (FZka), pe când pe argile lipsite de carbonaţi se formează preluvosoluri tipice (ELti). De asemenea, chimismul rocii imprimă o anumită direcţie proceselor pedogenetice, astfel, pe calcare, chiar dacă climatul este foarte umed, prezenţa cationilor bazici determină formarea la suprafaţa solului a unui orizont A cu humus de tip mull calcic, iar solul ce a luat naştere este o rendzină. Alimentarea continuă a complexului adsorbtiv cu ioni de calciu, proveniţi din roca parentală, va determina o evoluţie foarte lentă către tipul de sol zonal.

Compoziţia mineralogică are de asemenea importanţă în procesul de solificare. Spre exemplu, pe argile cu conţinut ridicat de montmorillonit se formează vertosoluri sau alte soluri cu subtip vertic.

În ţara noastră o serie de tipuri, subtipuri şi varietăţi de soluri au fost separate în funcţie de roca pe care s-au format. Întâlnim astfel: pe calcare: rendzină, litosol rendzinic, ca şi varietăţile subrendzice ale cernoziomului tipic, faeoziomului tipic etc.; pe marne şi argile marnoase: cernoziomuri tipice, varietatea marnice, eutricambosol tipic, varietatea marnic etc.; pe argile gonflante, montmorillonitice: vertisoluri şi alte soluri cu subtip vertic; pe roci compacte: litosoluri şi soluri cu subtip litic; pe tufuri vulcanice: andosoluri şi alte tipuri de sol ce au subtip andic etc.

5.1.4. ReliefulRelieful diferenţiază solificarea prin unităţile sale mari, dar şi prin mezo şi microforme. El are

atât o influenţă directă, cât şi una indirectă. Influenţa directă se manifestă prin diferitele procese geomorfologice, cum sunt: eroziunea prin apă şi vânt, alunecările de teren, colmatările. Prin acestea solul este subţiat, deranjat-deplasat sau îngroşat. Rolul indirect se manifestă prin umezirea şi

51

încălzirea diferenţiată a diferitelor forme de relief, printr-o anumită distribuţie a climei şi vegetaţiei care, după cum am văzut, influenţează la rândul lor geneza solului.

Pe versanţii cu pantă mare solurile au orizonturi scurte sau roca poate fi la zi, pe când pe cei slab înclinaţi sau orizontali, de obicei, solul este profund (fig. 12).

Fig. 12. Variaţia grosimii solului în funcţie de înclinarea reliefului

Fig. 13. Distribuţia solurilor pe Măgura Mocrei (Dealurile Crişului). 1. Andezite; 2. Depozite coluviale; 3. Învelişul de sol. LSeu - Litosol eutric; FZvs - Faeoziom vertic; VSti - Vertisol tipic; ELti - Preluvosol tipic; LVti - Luvosol tipic; LVst - Luvosol stagnic.

Pe un versant cu expoziţie nordică, în general mai umed, solurile sunt mai evoluate, decât cele formate pe unul cu expoziţie sudică. Spre exemplu, Măgura Mocrei din judeţul Arad este constituită din aglomerate andezitice. Pe eluviul de pe culme s-au format luvosoluri tipice (LVti) şi litosoluri eutrice (LSeu). Pe scoarţa de alterare acumulativă, ce cuprinde partea mijlocie şi inferioară a versanţilor, în partea nordică sunt formate luvosoluri tipice(LVti) şi luvosoluri stagnice (LVst), iar în partea sudică sunt formate vertosoluri tipice (VSti), faeoziomuri vertice (FZvs) şi preluvosoluri tipice (ELti) (fig. 13).

Formele minore de relief au de asemenea influenţă în geneza solurilor. Astfel, în ariile depresionare din regiunea de câmpie (crovuri, padine, obârşii de vale) se formează soluri cu profil mai evoluat decât în arealele vecine. Acest fapt se datorează cantităţii mai mari de apă, provenită prin scurgerea din regiunea vecină mai înaltă, care afectează roca de solificare pe o grosime mai mare şi pe o perioadă mai lungă de timp (fig. 14)

Fig. 14. Distribuţia solurilor pe un relief de câmpie cu crovuri.A - În climat de stepă, pe depozite de loess; CZti - Cernoziom tipic; FZar - Faeoziom argic.B - În climat de pădure, pe argile gonflante; ELrs - Preluvosol roşcat; PLab - Planosol albic

52

A. În climat de stepă şi depozite de loess pe suprafaţa orizontală a câmpului s-a format un cernoziom tipic (CZti), pe când în crov putem întâlni un faeoziom argic, (FZar);

B. În climat de pădure şi depozite argiloase, gonflante pe terenul mai înalt sunt formate preluvosoluri roşcate (ELrs), iar în padină vom întâlni planosoluri vertice stagnice (PLvs - st).

5.1.5. Apele freatice şi stagnanteMulte din procesele ce se desfăşoară în sol au loc în prezenţa apei. Uneori, solificarea are loc

în condiţii de exces de apă. Excesul de apă poate fi de suprafaţă sau pluvial (ape stagnante ce se acumulează din precipitaţii) şi freatic (din pânzele de apă din interiorul scoarţei aflate la adâncimi mici, uneori aproape de suprafaţă sau chiar la suprafaţă).

Fig. 15. Variaţia învelişului de sol în funcţie de adâncimea nivelului stratului acvifer freatic. 1. Depozite fluviale; 2. Depozite coluviale; 3. Depozite loessoide. ASen-ka - Aluviosol entic, calcaric; ASgc-ka – aluviosol gleic, calcaric; ASco - Aluviosol coluvic; GSal-ka - Gleiosol aluvic, calcaric; RSeu - Regosol eutric; ELmo - Preluvosol molic.

În prezenţa unui exces de umiditate, deci a unei aeraţii slabe, au loc în sol procese predominante de reducere. Se formează compuşi reduşi de Fe şi Mn care sunt solubili, au culori predominant verzui - cenuşii până la negre şi dau un aspect pătat, marmorat solului.

În funcţie de adâncimea la care se găseşte nivelul stratului acvifer freatic este şi intensitatea de manifestare a proceselor de gleizare în profilul de sol. Spre exemplu, în luncă, pe grindul de mal, unde apa freatică este la cca. 3 m adâncime, sunt aluviosoluri entice, calcarice (ASen-ka), urmează o zonă cu apă freatică la cca. 2 m adâncime unde sunt formate aluviosoluri gleice, calcarice (ASgc-ka). Pe fostele braţe părăsite sunt formate gleiosoluri aluvice, calcarice (GSal-ka), aici stratul acvifer fiind la suprafaţă sau aproape de suprafaţă. Partea internă a luncii cu stratul acvifer freatic la 0,8-1,5 m adâncime este ocupată de gleiosoluri aluvice eutrice (GSal-eu) şi calcarice (GSal-ka) (fig. 15).

Procesele care au loc sub influenţa apei freatice se numesc procese de gleizare, iar cele ce au loc sub influenţa apei de stagnare de suprafaţă se numesc procese de stagnogleizare. Prin manifestarea intensă a acestor procese se formează orizonturi gleice sau stagnogleice, specifice clasei hidrisoluri, atunci când ele se găsesc în partea superioară a profilului de sol.

Atunci când apele freatice sunt aproape de suprafaţă şi sunt bogate în săruri solubile, ele pot provoca salinizarea şi sodizarea (alcalizarea) solului.

5.1.6. Timpul Timpul este o condiţie necesară a pedogenezei, pentru ca factorii de mediu să acţioneze prin

diverse procese specifice. Chiar şi cele mai simple reacţii chimice din sol au nevoie de un anumit timp. De altfel, Sparks D. L. (1999) arată că reacţiile chimice ce au loc în sol se petrec într-o anumită perioadă de timp, unele din ele necesită perioade foarte scurte, iar altele perioade extrem de lungi. Astfel, s-a determinat că unele din reacţiile de asociere a ionilor sau de schimb ionic se petrec în microsecunde sau milisecunde, iar altele pot ajunge la minute sau ore. Alte reacţii, cum sunt cele

53

dintre soluţia solului şi mineralele fazei solide, ce implică dizolvarea mineralelor sau cristalizarea unor minerale noi, se pot petrece în perioade mai lungi de timp, ce ajung de la câteva zile până la câţiva ani sau mii de ani.

Timpul intervine şi în realizarea diferitelor orizonturi ale solului (Birkeland, 1974). Primul care ajunge la starea staţionară este orizontul A, apoi orizontul B cambic, urmează orizonturile B argic şi C calcic, iar cel mai lung timp este necesar pentru orizontul B oxic (B feralic după WRBSR), apreciat că poate depăşi 1 milion de ani (fig. 16 B). În ce priveşte realizarea profilului de echilibru pentru diferitele categorii de soluri (fig. 16 C), acelaşi autor arată că: Spodosolurile (podzolurile) sunt primele care ajung la starea staţionară, urmează Molisolurile (cernoziomuri, faeoziomuri), apoi Ultisolurile (acrisolurile, după WRBSR), iar cel mai lung timp pentru a ajunge la starea de echilibru îl necesită Oxisolurile (feralsolurile, după WRBSR).

Fig. 16. Diagrame privind variaţia în timp a unor proprietăţi ale solului şi a unor soluri pentru a atinge starea staţionară (După Birkeland, 1974).

A - O situaţie ipotetică privind evoluţia conţinuturilor de humus, carbonaţi şi argilă;B - Variaţia de timp necesară pentru ajungerea la starea staţionară a câtorva tipuri de orizonturi;C - Variaţia de timp necesară pentru ajungerea la starea staţionară a unor soluri.

Timpul necesar pentru evoluţia unui sol până la starea staţionară poate dura pentru unele doar câteva sute sau mii de ani, iar pentru altele mai multe sute de mii de ani; este ceea ce numeşte Duchaufour (1988, 2003) ciclu scurt, respectiv ciclu lung de evoluţie.

Vârsta solului este greu de stabilit. Se folosesc metode geologice, palinologice, arheologice sau cu radiocarbon (C14) pentru determinarea vârstei absolute. Metodele geologice şi arheologice adesea nu se pot folosi, deoarece nu dispunem de date, iar cele palinologice sau cu radiocarbon sunt prea laborioase sau costisitoare ca să se poată efectua în mod curent. Acestea sunt folosite doar în cercetări speciale, pentru lămurirea unor aspecte de ordin teoretic.

Determinarea vârstei unor soluri din Câmpia Română prin metoda cu radiocarbon C14 (I. Munteanu şi colab., 1997) a evidenţiat că orizonturile din primii 100 de cm sunt de vârstă Holocenă, pe când depozitele subiacente, sub 180 cm adâncime, sunt Pleistocene (Würm III). Autorii subliniază faptul că nu putem vorbi de o vârstă a solului, privit ca întreg, ci doar de vârsta diferitelor orizonturi ale solului, precum şi faptul că orizonturile de la suprafaţă sunt mai tinere decât cele mai din profunzime.

Cel mai adesea folosim vârsta relativă, în care solurile se compară între ele din punct de vedere al dezvoltării profilului de sol şi eventual a poziţiei pe care ele o deţin pe diferitele forme de relief. Dacă luăm ca exemplu o vale cu terase dintr-o regiune piemontană din România (fig. 17), pe ea întâlnim forme de relief de vârstă diferită, ce prezintă tipuri de sol diferenţiate între ele de o anumită succesiune de orizonturi.

Pe formele de relief mai tinere, se constată că profilul de sol are mai puţine orizonturi faţă de cele mai vechi. În luncă, solul are doar un scurt orizont A ocric, urmat de materialul parental, este ceea ce numim aluviosol. Pe prima terasă, solul, în afară de orizontul A ocric, prezintă sub acesta un orizont B cambic şi mai jos roca parentală, acest sol este denumit eutricambosol. Pe terasa a II-a,

54

întâlnim un preluvosol, la care se diferenţiază un orizont B argic sub orizontul A ocric, iar pe nivelul superior, cel al suprafeţei piemontului, s-a format un profil de sol mai complex, la acesta, între orizontul A ocric şi orizontul B argic s-a format un orizont luvic, solul, cu un profil alcătuit din orizonturile Ao - E - Bt - C, fiind denumit luvosol. Deci, putem spune că luvosolul are o vârstă mai mare decât preluvosolul, acesta din urmă decât eutricambosolul şi mai departe decât a aluviosolului.

Fig. 17. Schemă privind dezvoltarea în timp a profilului de sol.

5.1.7. Factorul umanOmul a influenţat evoluţia solului în decursul timpului prin activitatea pe care o desfăşoară.În primul rând, luarea în cultură a terenurilor a făcut ca vegetaţia naturală specifică să fie

înlocuită cu diverse plante agricole, ceea ce influenţează pe mai departe solificarea. Astfel, cultivarea terenurilor acoperite cândva cu păduri a dus la modificarea modului de formare şi acumulare a humusului. De la un humus de tip moder, format pe baza litierei pădurii, se ajunge la formarea unui humus de tip mull, rezultat în urma transformării resturilor vegetaţiei ierboase cultivate. Acest fapt a determinat formarea pe terenul cultivat a unui sol cu orizont A molic. Modificările apărute sunt evidente în regiunea de câmpie, unde sub pădure întâlnim acum preluvosoluri tipice, iar pe terenurile alăturate, similare, dar cultivate agricol de o lungă perioadă de timp, întâlnim preluvosoluri molice.

Defrişarea pădurilor şi desţelenirea pajiştilor a dus adesea la accentuarea eroziunii pe terenurile înclinate, datorită atât modificărilor apărute în retenţia apelor pluviale, cât şi datorită mobilizării orizontului superior al solului prin lucrările agricole, ce poate fi mai uşor deplasat de scurgerea apei pe versant. Un alt efect al defrişării pădurii este apariţia excesului de umiditate stagnant pe terenurile orizontale. Fenomenul apare mai ales în regiunile cu precipitaţii destul de abundente şi unde solul, format pe o rocă parentală cu textură fină, prezintă un orizont B compact şi puţin permeabil. Cauza apariţiei excesului de umiditate stagnant o reprezintă reducerea substanţială a evapotranspiraţiei, faţă de cea specifică pădurii, astfel că, apa care nu se elimină prin evapotranspiraţie se acumulează în sol sau la suprafaţa acestuia.

De fapt, toate lucrările din domeniul agricol au repercusiuni asupra evoluţiei solului. Lucrările agrotehnice duc la afânarea părţii superioare a solului, cele de chimizare şi amendare modifică însuşirile chimice ale solului. De asemenea, lucrările ameliorative: irigare, desecare, îndiguire, lucrările antierozionale, lucrările de ameliorarea sărăturilor şi altele duc la modificări importante în evoluţia solurilor respective.

Influenţa activităţii umane în unele teritorii a dus la transformări foarte puternice a orizonturilor de sol, formându-se aşa numitele orizonturi antropedogenetice. Sunt menţionate: orizontul hortic şi antracvic în Sistemul Român de Taxonomie a Solurilor, iar Baza Mondială de Referinţă pentru Resursele de Sol pe lângă aceste două tipuri de orizonturi mai utilizează tipurile: plaggic, iragric, hidragric şi teric.

Între factorii pedogenetici există o strânsă legătură, acţiunea lor se intercondiţionează şi adeseori este greu de distins acţiunea unui factor de a celorlalţi. În cercetarea de teren trebuie să se

55

examineze analitic şi sintetic toţi factorii pedogenetici pentru a ajunge să înţelegem corect geneza învelişului de sol şi tendinţa lui de evoluţie. Putem, astfel, să luăm măsurile cuvenite pentru stoparea acelor procese care conduc la scăderea fertilităţii solului.

Curs 135.2. Principalele procese pedogeneticePedogeneza reprezintă totalitatea proceselor specifice care contribuie la formarea solului. Ea

se petrece sub influenţa factorilor pedogenetici.Procesele pedogenetice sunt procesele care intervin în formarea şi evoluţia solurilor. Prin

aceste procese se formează diferite componente minerale şi organice ale solului, are loc acumularea, transformarea în loc sau deplasarea unor substanţe în adâncime. Se separă astfel unele structuri cu însuşiri caracteristice, straturi numite orizonturi. Succesiunea naturală a orizonturilor de sol poartă denumirea de profil de sol. Cele mai cunoscute procese care duc la dezvoltarea profilului de sol sunt: bioacumularea, alterarea, gleizarea şi pseudogleizarea, eluvierea-iluvierea, salinizarea, alcalizarea, vertisolajul, bioturaţia şi cele de aport sau transport la suprafaţa solului.

5.2.1. Procesele de bioacumulareBioacumularea este procesul esenţial al solificării şi constă din acumularea substanţelor

organice în partea superioară a profilului de sol, unde se formează un orizont bioacumulativ. Acizii humici, rezultaţi în urma proceselor de humificare a resturilor organice, formează complexe organo-minerale împreună cu unele elemente minerale din sol. Complexele organo-minerale creează acele proprietăţi esenţiale ale solului, necesare dezvoltării plantelor superioare.

Bioacumularea depinde în primul rând de natura ierboasă sau lemnoasă a covorului vegetal. Pe terenurile cu vegetaţie ierboasă, bioacumularea se realizează în mare parte pe seama masei mari de rădăcini, care rămâne în sol în primii 30-40 cm. Pe terenurile cu vegetaţie de pădure, bioacumularea se realizează mai ales pe seama resturilor vegetale care cad pe sol (frunze şi tulpini) şi mai puţin pe seama rădăcinilor. Bioacumularea depinde şi de drenajul teritoriului. Pe terenurile mai slab drenate bioacumularea este mai intensă, deoarece umiditatea mai ridicată favorizează dezvoltarea mai puternică a vegetaţiei, dar, în acelaşi timp, mineralizarea materiei organice şi a humusului este mai înceată, datorită aeraţiei şi temperaturilor mai reduse din aceste soluri. Spre exemplu, solurile hidromorfe prezintă o bioacumulare foarte intensă, iar în cazul ariilor cu mlaştini permanente acumularea de materie organică este aşa de puternică, încât la suprafaţa solului mineral se formează un orizont turbos.

În funcţie de modul cum se acumulează materia organică deosebim: - orizont A cu materie organică bine humificată şi intim legată cu partea minerală;- orizont 0 - acumulare de materie organică, în general, slab transformată, neamestecată cu

partea minerală;- orizont T - acumulare de materie organică într-un mediu saturat cu apă cea mai mare parte

din an.5.2.2. Procesele de alterareAlterarea este un proces general care participă la formarea tuturor solurilor. Ea se desfăşoară

cu intensităţi diferite, în funcţie de condiţiile climatice şi, în anumite condiţii, de tipul de humus ce se acumulează în orizontul de suprafaţă. Temperatura şi umiditatea influenţează viteza alterării şi natura produselor secundare ce se formează. Cu cât temperatura este mai mare şi umiditatea mai ridicată, cu atât mai intens şi mai repede are loc transformarea mineralelor primare. Are loc eliberarea de oxizi, hidroxizi şi săruri, din care o parte sunt îndepărtate, iar o altă parte, în anumite condiţii, se transformă în minerale argiloase.

În condiţiile climatului temperat, alterarea materialului parental se observă pe rocile fără carbonaţi sau după ce CaCO3 a fost îndepărtat total, dar, totodată, a avut loc şi îndepărtarea unei părţi din calciul schimbabil. Cunoscută sub numele de brunificare, alterarea este pusă în evidenţă de

56

formarea unui orizont specific, cum este orizontul B cambic. Culoarea acestui orizont este dată de oxizii şi hidroxizii de fier şi de argila neoformată, astfel că el diferă de culoarea şi structura materialului parental iniţial.

În regiunile calde, caracterizate de o alternanţă de sezoane umede şi uscate, prin alterarea mineralelor primare se formează, în general, argilă de tip 2 / 1 şi oxizi de fier liber, cristalizaţi sub formă de hematit, aceştia dând culoarea roşie, acea rubefiere specifică solurilor din regiunile mediteraneene şi subtropicale. În zonele cu umiditate mai ridicată, alterarea este şi mai intensă, aici mai persistă cuarţul, ortoza şi muscovitul. Procesele de levigare duc la îndepărtarea mai intensă a bazelor şi a silicei, argilele care se formează fiind de tipul 1 / 1, mai ales caolinit, iar oxizii de fier sunt segregaţi sub formă de pete şi concreţiuni, dând naştere aşa numitelor orizonturi ferice.

În regiunile ecuatoriale, alterarea mineralelor primare este foarte puternică şi se petrece pe adâncime foarte mare, aici, doar cuarţul mai persistă. Spălarea din profilul de sol a bazelor, cât şi a celei mai mari părţi din silicea liberă, duce la formarea de cantităţi reduse de argilă, mai ales caolinit şi uneori halloisit. În schimb, are loc o acumulare reziduală a elementelor puţin deplasabile, respectiv aluminiul şi fierul. Aluminiul se găseşte sub formă de hidroxid, cristalizat ca gibbsit de culoare albă. Fierul se găseşte cristalizat sub formă de goethit, un oxi-hidroxid feric de culoare galbenă sau sub formă de hematit, oxid feric de culoare roşie. Acest proces este cunoscut sub numele de feralitizare, şi dă naştere orizonturilor feralice, specifice feralsolurilor.

5.2.3. Procesele de eluviere-iluvierePrin aceste procese înţelegem îndepărtarea de către apa ce se infiltrează în sol a unora din

constituenţii orizonturilor superioare şi acumularea lor în orizonturile inferioare.Procesele de eluviere-iluviere au loc sub influenţa condiţiilor climatice, dar sunt condiţionate

şi de depozitul de solificare sau adâncimea stratului acvifer freatic. Aceste procese încep cu îndepărtarea sărurilor solubile, apoi a carbonaţilor de calciu şi magneziu, apoi a bazelor schimbabile din complexul adsorbtiv şi a argilei.

Procesele de eluviere-iluviere, în general, nu se petrec în climatele extrem de aride sau au loc doar pe adâncimi foarte mici. În stepe, de obicei, sărurile solubile sunt spălate din profilul de sol şi începe levigarea carbonaţilor de Ca şi Mg şi acumularea lor într-un orizont inferior, numit carbonatoacumulativ, calcic sau calxic. Cu cât cantitatea de precipitaţii este mai mare, cu atât adâncimea la care se formează orizontul Cca este mai mare. După ce întreaga cantitate de CaCO3 a fost îndepărtată din orizonturile superioare ale profilului de sol, soluţia solului devine nesaturată în cationi. Din complexul adsorbtiv al solului o parte din cationi trec în soluţia solului şi sunt levigaţi către orizonturile inferioare.

Procesele de eluviere-iluviere a argilei încep atunci când are loc o debazificare accentuată a complexului adsorbtiv al solului, cu pierderea în special a ionilor de Ca2+, ce au rol coagulant. Aceasta determină o scădere a stabilităţii hidrice a agregatelor structurale, care se vor dispersa în momentul când solul se umezeşte foarte puternic. De asemenea, procesul de levigare a argilei lipseşte şi în medii foarte acide, aici datorită prezenţei ionilor floculanţi de Al3+. În lipsa ionilor coagulanţi, argila se dispersează în apă. La procesul de levigare a argilei o contribuţie o au şi micile cantităţi de materie organică (acizi humici) prezente în soluţia solului. Acestea blochează efectul floculant al ionilor de Ca2+ şi Al3+ şi, totodată, formează pelicule hidrofile protectoare la suprafaţa particulelor de argilă, facilitând dispersia acestora (Duchaufour, 2003).

Deplasarea particulelor fine de argilă are loc odată cu mişcarea apei gravitaţionale prin porii mai mari. În orizonturile din adâncimea profilului de sol, datorită împachetării mai strânse a materialului, porii grosieri aproape că lipsesc. Acest fapt provoacă o diminuare a circulaţiei apei gravitaţionale, care circulă mai ales ca apă peliculară sau capilară, astfel că, se produce reţinerea particulelor de argilă în porii fini şi pe feţele agregatelor structurale. Acumularea particulelor de argilă se face sub formă de

57

pelicule, ce au adesea culoare brună şi aspect uşor lucios, ele îmbrăcând pereţii porilor şi suprafaţa agregatelor structurale. Acumularea argilei dă naştere orizontului B argic (Bt).

Pentru că pe rocile mobile procesul de iluviere a argilei se suprapune peste procesele de brunificare, ce sunt însoţite de neoformarea de argilă, au fost stabiliţi aşa numiţii indici de diferenţiere texturală între orizontul eluvial şi orizontul B argic.

5.2.4. Procese de formare orizonturilor calcice, gipsice şi durice.Principalul proces care duce la formarea orizontului calcic este levigarea carbonatului de

calciu de la suprafaţa solului şi acumularea lui într-un orizont situat în primii 100 cm ai profilului de sol. Această deplasare a carbonaţilor are loc în scurtele perioade ploioase din timpul anului. Dizolvarea calcitului (CaCO3) depinde de conţinutul în CO2 a aerului din sol, cât şi de concentraţia în ioni a soluţiei solului. Apa de percolare se îmbogăţeşte în CO2, accentuând dizolvarea carbonatului de calciu, care este deplasat în interiorul profilului până unde are loc scăderea concentraţiei în CO2 şi saturarea soluţiei solului. Adâncimea de levigare a carbonatului de calciu depinde de cantitatea de precipitaţii ce cade în teritoriul respectiv. În zonele cele mai aride, această levigare se petrece doar pe primii 5-10 cm, evaporarea apei aducând din nou la suprafaţă sărurile spălate iniţial. Procesele de deplasare a carbonaţilor pe profilul de sol sau, adesea, lateral, pot duce la îmbogăţirea puternică a orizontului calcic, cu formarea aşa numitului orizont hipercalcic (peste 50% CaCO3). Acest orizont, prin umectare şi uscare repetată, determină întărirea şi apoi cristalizarea carbonaţilor sub formă de calcit şi formarea unui orizont cimentat, numit petrocalcic.

Formarea orizonturilor gipsice este legată de prezenţa unor materiale sedimentare bogate în gips sau de materiale care au fost îmbogăţite în gips, ca urmare a aportului de săruri provenit din apele freatice ce a dizolvat gipsul din rocile gipsoase. Apele provenite din puţinele precipitaţii au doar un rol de redistribuire a sărurilor pe profil. De obicei, carbonatul de calciu, care este mai puţin solubil decât sulfatul de calciu, îl găsim acumulat într-un orizont situat deasupra orizontului cu gips. La fel ca în cazul de mai sus, prin acumularea în continuare de gips se pot forma orizonturi hipergipsice (peste 60% gips), care prin întărire să treacă în orizonturi petrogipsice.

Procesele de formare a orizontului duric sunt legate de alterarea mineralelor silicatice (felspaţi, mice, amfiboli, piroxeni etc.), care prin hidroliză eliberează silice şi alte produse (silicaţi de aluminiu hidrataţi, cationi bazici, hidroxizi de fier). Silicea este deplasată la mică adâncime, unde se depune pe feţele agregatelor structurale, în pori sau pe grăunţii de nisip, sub formă de pelicule de opal şi forme microcristaline de silice. Prin pierderea apei, aceste pelicule produc întărirea materialului orizontului sub formă de nodule sau îl transformă în strat masiv. S-a constatat că apariţia orizonturilor puternic cimentate este întâlnită mai ales în regiunile vulcanice sau acolo unde sunt apariţii de materiale piroclastice. Sticla din aceste materiale se alterează cu rapiditate, iar dacă este bogată în baze sunt eliberate cantităţi ridicate de silicaţi solubili.

5.2.5. Procesele de podzolireTot în cadrul proceselor de eluviere-iluviere ar putea fi incluse şi procesele de podzolire, dar

acestea sunt procese mai complexe, ce cuprind atât faza de alterare a materialului parental, cât şi levigarea celei mai mari părţi din produşii rezultaţi. Aceste procese sunt întâlnite frecvent în regiunile cu climat temperat rece, specific pădurilor de conifere şi pe roci acide.

Procesul de podzolire se petrece în prezenţa unei litiere sărace în elemente minerale bazice şi azot, dar bogată în lignine, celuloze, ceruri, taninuri etc. Prin humificare şi mineralizare, sub acţiunea ciupercilor se formează un humus brut, puternic acid, constituit din resturi vegetale parţial humificate. Acesta eliberează în sol cantităţi însemnate de acizi fulvici, ce provoacă procese intense de alterare a părţii minerale a solului, silicaţii sunt desfăcuţi în silice, hidroxizi de fier şi aluminiu şi baze. Produşii rezultaţi formează împreună cu acizii din humus complexe organo-minerale solubile în apă. Complexele formate cu baze sunt cele mai solubile, ele fiind complet îndepărtate din profilul de sol. Complexele alcătuite din acizii fulvici şi hidroxizii de Al şi Fe (fulvaţii de Al şi Fe), solubile doar în mediu puternic acid (pH < 5,5), migrează pe profil, precipită datorită prezenţei aluminiului

58

liber sau ca urmare a schimbării condiţiilor de reacţie din orizontul B şi apoi polimerizează sub forma de compuşi amorfi. Aceştia se depun sub formă de pelicule şi formează aşa numitul orizont B spodic. În cazul solurilor mai evoluate (podzoluri în SRTS) profilul prezintă două tipuri de orizont spodic, un orizont închis la culoare, bogat în materie organică (Bhs) şi sub acesta un orizont de culoare roşiatică, de acumulare mai intensă a sescvioxizilor (Bs). Acest proces de translocare a produselor rezultate prin alterare din orizontul superior este cunoscut şi sub numele de cheluviere, iar cel de acumulare în orizontul subiacent de chiluviere.

În urma procesului de cheluviere, deasupra orizontului Bs se formează un orizont Es - spodic de culoare cenuşie, constituit din cuarţ şi o parte din silicea coloidală, rezultată în urma distrugerii mineralelor primare sau secundare.

5.2.6. Procesele de hidromorfieAceste procese au loc în condiţiile unui exces de apă permanent sau periodic în sol. Apariţia

excesului de umiditate duce, în primul rând, la micşorarea conţinutului de aer din sol. În lipsa sau insuficienţa acestuia, de obicei, sub acţiunea bacteriilor anaerobe care îşi procură oxigenul din compuşii oxidaţi, au loc o serie de reacţii chimice de reducere. Compuşii rezultaţi sunt forme reduse ale fierului şi manganului şi au culori cenuşiu verzui, albăstrui. În perioada fără exces, când aerul pătrunde în sol, se petrec procese de oxidare, compuşii reduşi ai fierului şi manganului trec în produşi oxidaţi, de culoare galbenă până la roşcată sau brună negricioasă, insolubili, care se depun sub formă de pete sau concreţiuni feri-manganice.

Procesele de hidromorfie pot fi cauzate de excesul de umiditate de natură freatică, şi atunci acestea se numesc procese de gleizare, iar când sunt determinate de excesul de apă pluvială se numesc procese de stagnogleizare. Aceste procese determină formarea proprietăţilor gleice sau stagnice.

După Sistemul Român de Taxonomie a Solurilor, proprietăţile gleice se subîmpart în două categorii principale: proprietăţi reductomorfe şi proprietăţi redoximorfe.

Proprietăţile reductomorfe (glei de reducere) sunt specifice materialelor permanent umede şi au culori de reducere (negru până la alb: N1 - N8; verzui până la albăstrui: 2,5Y, 5Y, GY, BG, G sau B).

Proprietăţile redoximorfe apar pe materiale ce sunt afectate alternativ de procese de reducere şi de oxidare, cum se întâmplă în zona franjei capilare sau în orizonturile de suprafaţă ale solurilor cu niveluri fluctuante ale apei freatice. Proprietăţile redoximorfe sunt puse în evidenţă atât de petele de reducere (prezentate mai sus), cât şi de cele de oxidare care sunt de culoare brun roşcată (ferihidrit), brun gălbui intens (goethit) sau pe materiale sulfato-acide pete galben intens (jarosit). Petele de oxizi apar pe feţele agregatelor structurale, pe pereţii porilor mari sau pe canalele de rădăcini, în timp ce interiorul agregatelor au adesea culori de reducere.

Proprietăţile stagnice apar în partea superioară a profilului de sol, dacă acesta nu este drenat ori deasupra unui strat impermeabil sau slab permeabil. Alternanţa perioadelor de umezire excesivă cu cele de uscare a solului face ca procesele de stagnogleizare să prezinte atât reacţii de reducere cât şi de oxidare. Ele sunt puse în evidenţă de aspectul marmorat al orizontului afectat de aceste procese. Suprafaţa agregatelor structurale este mai deschisă la culoare, dominată de culorile cenuşii - verzui, iar interiorul agregatelor structurale are culori mai roşii.

Prin reacţiile de reducere a fierului şi manganului rezultă unii produşi solubili, ce se pot deplasa de la locul de formare. Când solul se usucă, se produce reoxidarea acestora şi depunerea lor sub formă de pete sau concreţiuni.

Intensitatea procesului de gleizare sau stagnogleizare se apreciază prin proporţia petelor de culoare cenuşiu-verzuie sau albăstruie, ce se constată prin secţionarea materialului din sol. Dacă culorile de reducere depăşesc 50% din suprafaţa secţionată, orizontul este considerat glei de reducere (Gr), respectiv stagnoglei (W).

5.2.7. Procesele de salinizare şi alcalizarePrin salinizare se înţelege procesul de îmbogăţire a solului în săruri solubile, iar prin alcalizare

(sodizare) procesul de îmbogăţire a complexului adsorbitiv în ioni de sodiu. Procesele de salinizare

59

şi alcalizare sunt mai frecvente în zonele de deşert, stepă şi silvostepă, pe terenurile cu ape freatice aflate la adâncimi mici şi bogate în săruri solubile.

Procesul de salinizare a solului se petrece în perioada caldă şi uscată a anului când evapotranspiraţia este foarte ridicată şi deficitul de apă din sol este suplinit prin ascensiune capilară din apa freatică. Odată cu apa sunt transportate şi sărurile care se depun în orizonturile superioare ale solului. Dacă în perioadele umede ale anului aceste săruri nu sunt îndepărtate în întregime de apa de infiltraţie, treptat se va ajunge la o acumulare mare a lor, ceea ce va da solului caracterul de salinizat sau salin. Salinizarea poate fi determinată şi de prezenţa unor materiale parentale bogate în săruri solubile.

Ca o continuare a procesului de salinizare este cel de alcalizare a solului, proces ce constă în înlocuirea din complexul adsorbtiv al solului a ionilor de Ca2+ şi Mg2+ cu ioni de Na+. Sodiul este un element constitutiv al celor mai multe săruri solubile transportate din apa freatică, el este foarte activ şi înlocuieşte Ca2+ şi Mg2+ din complexul adsorbtiv. Acestea trec în soluţie, formând carbonaţi şi bicarbonaţi care precipită, înlesnind astfel schimbul cationic în direcţia pătrunderii sodiului în complex.

În funcţie de gradul de salinizare al materialului de sol, orizonturile au fost denumite hiposalice, notate cu "sc" şi salice, notate cu "sa", iar cele afectate de alcalizare au fost denumite hiponatrice, notate cu "ac" şi natrice, notate cu "na".

5.2.8. Procesele verticeProcesele vertice sunt legate de climatele cu sezoane contrastante, umede şi uscate, cum sunt

cele subtropicale sau tropicale, dar şi în cele de tip temperat continental. În aceste climate, în procesul de alterare a rocilor şi de neoformare de argilă, prezenţa ionilor de Ca2+ determină formarea în cantităţi mai mari a argilei gonflante, de tipul montmorillonitului.

Procesele vertice se petrec pe materiale cu textură fină care conţin minerale argiloase gonflante. Ele constau în deplasarea elementelor structurale unele faţă de altele ca urmare a gonflării, aceasta ducând la amestecarea materialului de sol. În perioada secetoasă a anului solul crapă pe o adâncime mare. În aceste crăpături cad materiale din orizonturile superioare. După precipitaţii abundente solul se umectează, mărindu-şi din nou volumul. Din cauza materialului căzut în crăpături, cantitatea de sol supusă procesului de gonflare este mai mare decât cea iniţială. Prin gonflarea materialului de sol apar forţe care împing agregatele unele peste altele. Deoarece rezistenţa mai mică, care se opune acestor forţe, este cea dinspre suprafaţa solului, agregatele se deplasează în sus, de obicei sub un unghi de 60°. Astfel, aceste deplasări dau naştere la suprafeţe de frecare, numite oglinzi de alunecare, iar elementele structurale capătă o formă de fus, aşa numita structură sfenoidală.

Mişcarea, amestecarea continuă a materialului de sol, determină o slabă diferenţiere a orizonturilor, producându-se, totodată, o redistribuire a humusului pe profil, ceea ce face ca orizontul humifer să fie foarte gros, dar humusul să fie puţin abundent.

Aceste procese duc la formarea unui orizont specific, numit vertic şi notat cu "y". Orizontul vertic este specific vertosolurilor şi subtipurilor vertice.

Mişcările care se produc în masa solului sunt puse uneori în evidenţă de apariţia la suprafaţa terenului a unui microrelief ondulat, cunoscut sub numele de gilgai sau coşcove.

5.2.9. Procesele de bioturbaţieAceste procese se datorează animalelor săpătoare din sol, care deplasează materialul de sol

dintr-un orizont în altul, amestecându-le şi atenuând limitele dintre acestea. Orizontul specific se numeşte orizont vermic.

5.2.10. Procesele de aport sau transport la suprafaţa soluluiProcesele de sedimentare, prin care se depune material la suprafaţa solului, ce este apoi

încorporat în sol. Aluvionarea periodică şi depunerile eoliene sunt cele mai importante. Aluvionarea

60

este specifică luncilor râurilor, ce prezintă viituri periodice, iar depunerile eoliene, specifice zonei cu climat uscat, întâlnite mai ales în regiunea de câmpie şi podiş.

Procesele de denudaţie, prin care solul este subţiat şi menţinut într-un stadiu incipient de dezvoltare, mereu tânăr. Principalele procese sunt cele de eroziune areolară şi lineară, solifluxiune, alunecări de mase de pământ, precum şi decopertările efectuate prin activitatea umană.

5.2.11. Procesele legate de activitatea umanăAceste procese se referă la unele activităţi umane, care conduc la modificări importante asupra

solului, cum sunt lucrarea frecventă a pământului pe adâncime mare, fertilizarea intensivă cu materiale organice şi anorganice o lungă perioadă de timp, aplicare frecventă de materiale pământoase sau irigarea cu ape ce aduc mari cantităţi de sedimente şi altele. Aceste procese determină formarea de orizonturi caracteristice care diferă între ele prin materialele constitutive. Aşa sunt orizonturile: teric, iragric, plaggic, hortic sau antracvic.

Curs 145.3. Orizonturile pedogenetice şi profilul de solCa urmare a acţiunii diverselor procese pedogenetice, se ajunge ca materialul din care este

alcătuit solul să fie organizat în structuri specifice, cum sunt agregatele structurale, peliculele, eflorescenţele, concreţiunile, forme ale activităţii biologice ş. a. Aceste structuri elementare se găsesc asamblate în formaţiuni cu anumite însuşiri, dispuse aproximativ paralel cu suprafaţa reliefului, numite orizonturi. Caracterele morfologice ale acestora fac ca ele să fie limitate ca întindere, astfel că, ele au o anumită grosime, iar pe orizontală putând trece într-un alt orizont sau pot dispărea.

Orizonturile pedogenetice şi subdiviziunile lor, în general, reflectă schimbări calitative faţă de materialul parental iniţial. Sunt însă orizonturi mai puţin modificate de procesele pedogenetice sau altele chiar fără a fi afectate de acestea, numite uneori strate, dar care au importanţă în definirea solului.

Orizonturile pedogenetice prezintă anumite relaţii între diferitele asamblaje din interiorul lor, marcate de unele însuşiri specifice, cum ar fi: structura, porozitatea, culoarea sau asociaţia de culori sau prezenţa de neoformaţiuni. De asemenea, ele se găsesc şi în relaţie cu orizonturile superioare lor sau cu cele subiacente.

Conform Sistemului Român de Taxonomie a Solurilor, în funcţie de caracteristicile morfologice, fizice, chimice, mineralogice sau biologice, au fost stabilite câteva tipuri principale de orizonturi pedogenetice, notate cu literă majusculă, după cum urmează: O, T, A, E, B, C şi R. Aceste tipuri de orizonturi utilizate în România concordă cu sistemul de orizonturi utilizat de FAO, doar că în sistemul FAO orizontul turbos este notat cu H (histic) în loc de T, iar orizontul de tranziţie AC este notat cu Bk.

Pe lângă aceste tipuri principale de orizonturi pedogenetice, se utilizează în caracterizarea solurilor aşa numitele orizonturi de asociere, care se folosesc doar împreună cu orizonturile principale. Ele sunt notate cu: G, W, sa, na, sc, ac, n şi se scriu după orizontul cu care se asociază.

De asemenea, la descrierea solurilor se utilizează şi o serie de sufixe literale pentru sublinierea unor caracteristici ale orizontului sau cifre arabe pentru subdivizarea orizonturilor.

5.3.1. Orizonturile de sol şi stratele principale Orizont O (organic nehidromorf)Este un orizont format prin acumulare de material organic depozitat la suprafaţa solului, care

nu este saturat cu apă mai mult de câteva zile pe an; este deci un orizont organic nehidromorf.Fracţia minerală se găseşte în proporţie mică, în general mai puţin de jumătate din greutate.Orizontul O se dezvoltă la partea superioară a solurilor minerale formate sub pădure. El nu

include orizonturile formate prin descompunerea masei de rădăcini sub suprafaţa solului mineral, caracter specific orizontului A.

61

Orizontul O este constituit din: Ol - litiera, constând din material organic proaspăt, nedescompus sau foarte puţin descompus; Of - orizont de fermentaţie, format din materia organică incomplet descompusă, în care se recunosc

cu ochiul liber sau cu lupa (mărire x lo) resturi vegetale cu structură caracteristică; Oh - orizont de humificare, în care materialul organic este într-un stadiu foarte avansat de

descompunere, încât nu se mai recunosc cu ochiul liber, ci numai cu lupa, resturi vegetale cu structură caracteristică.Când depăşeşte grosimea de 20 cm, orizontul O poartă denumirea de orizont folic.Orizont A (bioacumulativ)Este orizontul mineral format la suprafaţă sau sub un orizont O, în care structura iniţială a rocii

a dispărut practic în întregime şi care este caracterizat prin una sau mai multe din următoarele proprietăţi:- o acumulare de materie organică intim amestecată cu fracţiunea minerală;- nu manifestă proprietăţi caracteristice orizontului E sau B;

- proprietăţi rezultate în urma cultivării, păşunatului sau altor genuri similare de perturbări; Sunt considerate, de asemenea, orizonturi A şi stratele arate, notate cu Ap, chiar dacă sunt

grefate direct pe orizonturi E, B sau C.Dacă orizontul de suprafaţă are proprietăţile orizontului E, dar domină acumularea de materie

organică humificată, este considerat orizont A. Orizont E (eluvial)Este un orizont mineral al cărui caracter principal îl constituie sărăcirea în argilă silicatică,

oxizi de fier şi / sau aluminiu sau o combinaţie a acestora prin deplasare prin sol, vertical sau lateral, fie ca soluţie fie ca suspensie; se caracterizează deci printr-o creştere a conţinutului de particule de nisip şi de praf. Evident, structura iniţială a rocii a dispărut.

Un orizont E este situat în mod obişnuit aproape de suprafaţă, sub un orizont O sau A (cu excepţia profilelor erodate sau decopertate) şi deasupra unui orizont B; simbolul E poate fi utilizat fără a ţine cont de poziţia în profil pentru toate orizonturile care întrunesc cerinţele menţionate şi care sunt rezultatul unei pedogeneze.

Faţă de orizontul O sau A situat deasupra, orizontul E este mai sărac în materie organică şi mai deschis la culoare.

Un orizont E este, în general, dar nu şi în mod necesar, de culoare mai deschisă decât un orizont B subiacent. În anumite soluri, culoarea este cea a particulelor de nisip şi de praf, dar în multe altele, pelicule de oxizi de fier sau alţi compuşi maschează culoarea particulelor primare. Un orizont E se diferenţiază de un orizont B subiacent, în acelaşi profil, printr-o culoare de valoare mai ridicată sau o cromă mai mică, sau prin amândouă, ori printr-o textură mai grosieră sau prin combinarea acestor caracteristici.

Orizontul B (de subsuprafaţă)Este un orizont mineral, format sub un orizont A, E sau O în care, pe lângă pierderea în

întregime sau aproape în întregime a structurii iniţiale a rocii, se asociază unul sau mai multe dintre caracterele dominante următoare:

- concentrare iluvială, singură sau în combinaţie, de argilă silicatică, substanţe amorfe active compuse din materie organică şi compuşi (oxizi) cu aluminiu, cu sau fără fier;

- trăsături morfologice de deplasare (levigare) a carbonaţilor;- pelicule de argilă şi sescvioxizi care fac ca orizontul să aibă în mod vădit o culoare cu o

valoare mai mică sau o cromă mai mare sau o nuanţă mai roşie decât orizontul supra şi subiacent fără iluviere aparentă de oxizi de fier;

- alterare care generează sau eliberează argilă silicatică şi / sau oxizi şi care formează structură poliedrică sau prismatică dacă au loc schimbări de volum odată cu modificarea conţinutului de umiditate;

62

- fragilitate (la presare între degete se sfărâmă brusc fiind casant).Toate tipurile de orizonturi B sunt orizonturi de subsuprafaţă, cu excepţia cazurilor când o

parte din profil a fost erodat sau decopertat.Orizonturile B diferă foarte mult între ele. Pentru estimarea naturii lor este necesară stabilirea

relaţiilor cu orizonturile supra şi subiacente. Ca atare, orizonturile B trebuie să poarte şi un sufix pentru a dobândi o suficientă semnificaţie în descrierea profilului şi caracterizarea solului.

Un orizont B de alterare şi / sau de schimbare de culoare în situ se notează cu Bv; un orizont B cu acumulare de argilă se notează cu Bt; cel cu acumulare de oxizi de fier (şi de aluminiu) se notează cu Bs, iar cel cu iluviere de humus cu Bh. Aceste notaţii suplimentare sunt doar calitative, nefiind definite cantitativ ca în cazul orizonturilor diagnostice.

Orizont C (materialul subiacent)Este un orizont sau strat mineral, situat în partea inferioară a profilului, constituit din materiale

neconsolidate sau slab consolidate şi care nu prezintă caracterele diagnostice pentru orizonturile A, E sau B. El poate reprezenta sau nu materialul parental al orizonturilor supraiacente care este puternic afectat de procese pedogenetice. Poate fi penetrat de rădăcinile plantelor.

Sunt considerate orizonturi (strate) C şi materialele geologice relativ compacte care se desfac (mărunţesc) în 24 de ore, dacă fragmente uscate sunt puse în apă sau dacă în stare umedă pot fi fărâmiţate.

În multe cazuri solurile sunt formate din material puternic alterat anterior; un astfel de material care nu întruneşte cerinţele pentru orizonturile A, E sau B este considerat orizont C.

Acumulările de carbonaţi, gips sau alte săruri mai solubile pot fi prezente în orizontul C; uneori orizonturile respective sunt chiar cimentate cu carbonat de calciu sau gips.

Următoarele notaţii de detaliu se folosesc pentru orizontul C:Cn - orizont (strat) C fără carbonaţi (necarbonatic): Ck - orizont (strat) C cu carbonaţi (de regulă reziduali)Cca - orizont C carbonato-acumulativ, calcic sau calxic.Stratul R (roca subiacentă consolidată - compactă)Este un orizont mineral, situat la baza profilului, constituit din roci consolidate - compacte în

loc. În mod convenţional se includ la roci consolidate - compacte şi pietrişurile cimentate (şi impermeabile), ca şi rocile fisurate (permeabile) şi pietrişurile.

Granitul, bazaltul, gnaisul, calcarul dur sau gresia sunt exemple de roci în loc considerate ca R. Fragmentele uscate la aer dintr-un strat R, dacă sunt puse în apă, nu se fărâmiţează în 24 de ore. Stratul R este suficient de coerent pentru ca în stare umedă să nu se dezmembreze, chiar dacă este fisurat sau zgâriat. Roca în loc poate prezenta fisuri, dar acestea sunt puţin numeroase şi atât de mici, încât numai câteva rădăcini le pot penetra. Fisurile pot fi îmbrăcate sau umplute cu argilă sau alte materiale.

Stratul R nefisurat şi impermeabil se notează cu Rn.Dacă stratul R este fisurat şi deci permeabil sau este format din fragmente de rocă sau pietriş

fluviatil (cu mai puţin de 10% material fin) se notează cu Rp.Orizontul sau stratul T (turbos sau organic hidromorf)Este o pătură organică de suprafaţă sau de subsuprafaţă, dar apărând la mică adâncime,

constituită dominant din material organic în diferite stadii de descompunere şi care este saturată cu apă perioade lungi (de peste o luă) în cei mai mulţi ani, cu excepţia solurilor drenate artificial.

5.3.2. Orizonturi de asociereOrizont G (gleic)Este un orizont mineral format în condiţiile unui mediu saturat în apă, cel puţin o parte din an,

determinat de apa freatică situată la adâncime mică.Se găseşte, în general, sub un orizont T sau se asociază cu orizonturile A, B sau C. Se disting:

63

Gr, orizont gleic de reducere; orizont G format în condiţii predominant de anaerobioză, prezentând colorit uniform cu culori de reducere sau aspect marmorat, în care culorile de reducere apar în proporţie de peste 50% din suprafaţa rezultată prin secţionarea elementelor structurale (dacă acestea există) sau prin secţionarea materialului fără structură. Se consideră culori de reducere: a) culorile neutrale N (crome <1);

b) culorile mai spre albastru decât 10Y (vezi planşa de culori suplimentară pentru culori de reducere - oxidare în determinatorul de culori Munsell); c) nuanţe 2,5Y - 10Y cu crome ≤ 1,5;

Unele şisturi şi alte sedimente pot să aibă crome mici; aceste nu se consideră orizont Gr decât dacă acesta a rezultat în urma unui îndelungat proces de umezire în exces.

Excesul de umiditate din apa freatică poate lipsi, dacă solul este artificial drenat.Go, orizont gleic de oxidare - reducere; orizont G format în condiţii de aerobioză alternând cu

perioade având condiţii de anaerobioză. Prezintă următoarele caractere:- aspect marmorat, în care culorile de reducere apar în proporţie de 16-50%; culorile în

nuanţe de 10YR şi mai roşii cu crome >2 (pete de oxidare) apar în proporţie mai mare decât a celor de reducere pe suprafaţa rezultată prin secţionarea elementelor structurale, dacă acestea există, sau prin secţionarea materialului lipsit de structură; parte din suprafaţă poate prezenta culoarea matricei (culoarea materialului neafectată de gleizare);

- exces de umiditate o parte din an, care poate lipsi dacă solul este artificial drenat.Orizont W (pseudogleic sau stagnogleic)Este un orizont mineral, format la suprafaţă sau în profilul solului, în condiţiile unui mediu în

care solul este mare parte din an saturat în apă acumulată din precipitaţii (sau alt sursă) şi stagnantă deasupra unui strat impermeabil sau slab permeabil. Prezintă un aspect marmorat (pestriţ), în care culorile de reducere, prezente atât pe feţele, cât şi adesea în interiorul elementelor structurale, ocupă peste 50% din suprafaţa rezultată prin secţionarea elementelor structurale, dacă există, sau prin secţionarea materialului lipsit de structură şi se asociază cu culori în nuanţe de 10YR şi mai roşii, cu crome mai mari de 2 (pete de oxidare); parte din suprafaţă poate prezenta culoarea matricei (culoarea materialului neafectat de stagnogleizare).

În mod frecvent se constată o precipitare a sescvioxizilor, sub formă de pelicule şi concreţiuni.Se grefează pe orizonturi A, E sau B.5.3.3. Orizonturi de tranziţieSunt orizonturi care prezintă o parte din caracterele orizontului supraiacent şi o parte din ale

celui subiacent către care se face tranziţia.Există două tipuri de orizonturi de tranziţie:- orizonturi de tranziţie obişnuite (propriu-zise) la care tranziţia se face treptat de la

proprietăţile unui orizont la proprietăţile celuilalt orizont şi se notează cu cele două litere majuscule corespunzătoare orizonturilor respective (de ex.: AB, AC, BC, EB etc.);

- orizonturi de tranziţie mixte (de întrepătrunde) sunt acele orizonturi în care se întrepătrund proprietăţi ale celor două tipuri de orizonturi principale, trecerea între orizonturi fiind neregulată sau în limbi (glosică). Se notează cu două litere mari între care apare semnul + (de ex.: E + B; B + R; C + R etc.).

5.3.4. Profilul de solOrizonturile pedogenetice sunt volume de sol ce au o anumită extindere în plan orizontal, cât şi

pe verticală. Dispunerea pe verticală a unuia sau mai multor orizonturi pedogenetice alcătuieşte ceea ce numim profil de sol sau pedon, iar extinderea pe orizontală a aceleiaşi succesiuni verticale de orizonturi, adică de pedonuri, formează un polipedon. Polipedonul este cunoscut la noi sub denumirea de unitate elementară de sol sau unitate teritorială de sol.

64

Date post:	16-Apr-2015
Category:	Documents
Upload:	orban-norbert
View:	45 times
Download:	8 times

Geografia solulilor

Documents