321
1
| Date post: | 25-Dec-2015 |
| Category: |
Documents |
| Upload: | claudiu-punkk |
| View: | 11 times |
| Download: | 0 times |
1
2
CUPRINS
CAP.I. PEDOLOGIA, OBIECT DE STUDIU ŞI IMPORTANŢĂ..............................................................9 1.1.Obiectul de studiu al Pedologiei.................................9
1.2.Metode de cercetare în Pedologie.............................11
1.3.Conceptul de sol.......................................................13
1.4.Solul-sistem multifuncţional....................................15
1.5.Utilitatea Pedologiei în agricultură..........................19
CAP.II. PROCESE DE DEZAGREGARE A ROCILOR ŞI A MINERALELOR.............................21 2.1.Dezagregarea rocilor şi a mineralelor.......................21
2.1.1.Dezagregarea rocilor prin variaţii zilnice ale
temperaturii.....................................................................22
2.1.2.Dezagregarea prin acţiunea vântului şi a apei.......24
2.1.3.Dezagregarea prin intermediul organismelor
vegetale şi animale.........................................................26
2.1.4.Efectul dezagregării rocilor şi a mineralelor.........27
2.2.Procesele de alterare şi factorii determinanţi............31
2.2.1.Hidratarea şi dehidratarea mineralelor..................35
2.2.2.Dispersia şi dizolvarea………..............................37
2.2.3.Hidroliza………………………...........................38
2.2.4.Oxidarea şi reducerea............................................39
2.3.Constituienţi minerali...............................................43
2.4.Materialul parental……………................................49
CAP.III. MATERIA ORGANICĂ DIN SOL............52
3.1.Constituienţi organici ai solului................................52
3.1.1.Edafonul solului.....................................................53
3
3.1.2.Compoziţia chimică a materiei organice din sol...56
3.2.Fracţiuni humice.......................................................59
3.3.Raportul Carbon/Azot (C/N.....................................61
3.4.Raportul acizi huminici (A/A) : acizi fulvici (A/F)..63
3.5.Tipuri de humus…....................................................65
CAP.IV. PROPRIETĂŢILE FIZICE ALE SOLULUI......................................................................71 4.1.Compoziţia granulometrică a solului……..…..........72
4.1.1.Sisteme de fracţiuni granulometrice……..............72
4.1.2.Clasele de textură..................................................75
4.1.3.Caracterizarea solurilor după textură....................78
4.1.4.Textura solului pe profil........................................79
4.1.5.Importanţa texturii solului.....................................80
4.2.Structura solului........................................................81
4.2.1.Principalele tipuri de structură...............................82
4.2.2 Formarea structurii................................................83
4.2.3.Degradarea şi refacerea structurii..........................86
4.3.Densitatea solului.....................................................89
4.4.Densitatea aparentă..................................................90
4.5.Porozitatea solului....................................................93
4.6.Coeziunea solului.....................................................94
4.7.Aderenţa solului........................................................96
4.8.Plasticitatea solului...................................................97
4.9.Consistenţa solului....................................................98
4.10.Contracţia solului....................................................90
4.11.Gonflarea solului....................................................91
4.12.Rezistenţa la arat...................................................101
4
CAP. V. PROPRIETĂŢI HIDROFIZICE, DE AERAŢIE ŞI TERMICE ALE SOLULUI...............104 5.1.Apa din sol..............................................................104
5.1.1.Forţele de reţinere a apei din sol..........................105
5.1.1.1.Forţa gravitaţională...........................................105
5.1.1.2.Forţele capilare.................................................106
5.1.1.3.Forţele de adsorbţie sau de sorbţie...................106
5.1.1.4.Forţele determinate de tensiunea vaporilor de
apă...............................................................................107
5.1.1.5.Forţele de sugere a rădăcinilor plantelor..........107
5.1.1.6.Forţele osmotice...............................................107
5.1.1.7.Forţele hidrostatice...........................................108
5.1.2.Indicii hidrofizici ai solului.................................108
5.1.2.1.Coeficientul de higroscopicitate.......................108
5.1.2.2.Coeficientul de ofilire.......................................108
5.1.2.3.Capacitatea pentru apă în câmp........................109
5.1.2.4.Capacitatea de apă utilă....................................109
5.1.2.5.Capacitatea totală pentru apă...........................110
5.1.3.Formele de apă din sol........................................110
5.1.4.Regimul hidric al solului.....................................112
5.1.4.1.Tipuri de regim hidric.......................................113
5.2. Aerul solului(regimul de aer al solului).................115
5.2.1.Compoziţia aerului din sol...................................115
5.2.2.Volumul de aer din sol........................................117
5.2.3.Aeraţia solului.....................................................119
5.3.Temperatura solului...............................................121
5.3.1.Sursele de energie calorică..................................122
5
5.3.2.Căile de pierdere a energiei calorice...................122
5.3.3.Proprietăţile termice ale solului..........................123
5.3.3.1.Capacitatea de absorbţie a radiaţiilor solare....132
5.3.3.2.Căldura specifică.............................................125
5.3.3.3.Capacitatea calorică a solului..........................125
5.3.3.4.Conductivitatea solului....................................126
5.3.3.5.Capacitatea exotermică şi endotermică a
solului..........................................................................126
CAP.VI. COMPLEXUL COLOIDAL ŞI SOLUŢIA SOLULUI....................................................................129 6.1.Complexul coloidal al solului.................................129
6.1.1.Alcătuirea micelei coloidale................................130
6.1.2.Caracterizarea şi descrierea unor micele
coloidale......................................................................133
6.1.3.Indicatorii folosiţi la caracterizarea proprietăţilor de
schimb ionic.................................................................136
6.1.4.Adsorbţia anionică...............................................144
6.1.5.Importanţa sistemului coloidal şi a schimbului
cationi...........................................................................145
6.2.Soluţia solului….....................................................146
6.2.1.Reacţia solului….................................................149
6.2.2.Capacitatea de tamponare pentru reacţie a
solului...........................................................................151
CAP.VII .PROPRIETĂŢI MORFOLOGICE.........154
7.1.Culoarea solului…..................................................154
7.1.1.Aprecierea culorii solului……............................155
7.1.2.Semnificaţia culorii solului…………..................158
7.2.Neoformaţiile solului………..................................159
6
CAP.VIII. PROCESELE DE FORMARE A SOLURILOR..............................................................165 8.1.Procese de transformare…….................................166
8.2.Procese de translocare............................................169
8.3.Procese de uniformizarea profilului de sol….........176
CAP.IX. PROFILUL PEDOGENETIC ŞI ORIZONTURILE SOLULUI....................................179 9.1.Profilul de sol.........................................................179
9.2.Orizonturi diagnostice............................................181
CAP.X. CADRUL NATURAL DE FORMARE ŞI
EVOLUŢIE A SOLURILOR....................................193
10.1.Influenţa climei.....................................................195
10.2.Influenţa vegetaţiei...............................................198
10.3.Influenţa organismelor şi a microorganismelor....202
10.4.Influenţa rocii.......................................................202
10.5.Influenţa reliefului…............................................205
10.6.Influenţa apelor freatice şi a apelor stagnante......207
10.7.Rolul tinmpului.....................................................208
10.8.Influenţa omului...................................................209
CAP.XI .SISTEMUL ROMÂN DE CLASIFICARE A SOLURILOR..............................................................212 11.2.Clasificarea solurilor României............................214
11.2.1.Clasificarea solurilor la nivel superior..............217
11.2.2.Clasificarea solurilor la nivel inferior................217
CAP.XII. CLASA MOLISOLURI............................218
12.1.Solurile bălane......................................................218
12.2.Cernoziomul.........................................................220
12.3.Cernoziomul cambic.............................................222
12.4.Cernoziomul argiloiluvial.....................................225
7
12.5.Solurile cernoziomoide.........................................226
12.6.Solurile cenuşii.....................................................228
12.7.Rendzina...............................................................230
12.8.Pseudorendzina.....................................................232
CAP.XIII. CLASA ARGILUVISOLURI.................234
13.1.Solul brun-roşcat..................................................234
13.2.Solul brun-roşcat luvic.........................................236
13.3.Solul brun argiloiluvial.........................................238
13.4.Solul brun luvic....................................................240
13.5.Luvisolul albic......................................................242
13.6.Planosolul.............................................................244
CAP.XIV. CALASA CAMBISOLURI.....................247
14.1.Solurile brune eu-mezobazice..............................247
14.2.Solurile roşii (terra rossa)….................................250
14.3.Solurile brune acide..............................................252
CAP.XV. CALASA UMBRISOLURI.......................255
15.1.Solurile negre acide..............................................255
15.2.Andosolurile.........................................................258
15.3.Solurile humicosilicatice......................................260
CAP.XVI. CLASA SPODOSOLURI........................264
16.1.Solul brun feriiluvial.............................................264
16.2.Podzolul................................................................266
CAP.XVII. CLASA SOLURILOR HIDROMORFE..........................................................269 17.1.Lăcoviştile............................................................269
17.2.Solurile gleice.......................................................272
17.3.Solurile negre clinohidromorfe.............................274
17.4.Solurile pseudogleice……………………………276
8
CAP. XVIII. CLASA SOLURILOR
HALOMORFE…………………………………...…280
18.1.Solonceacurile…………………..……………....280
18.2.Soloneţurile…………………………………..….281
CAP.XIX. CLASA VERTISOLURI……………….290
19.1.Vertisolul………………………………………..290
CAP.XX. CLASA SOLURILOR ORGANICE……...295
20.1.Solurile turboase………………...………………295
CAP. XXI. CLASA SOLURILE NEEVOLUATE, TRUNCHIATE SAU DESFUNDATE……………..298 21.1.Litosolurile...........................................................299
21.1.Regosolurile..........................................................301
21.3.Psamosolurile.......................................................303
21.4.Protosolurile aluviale...........................................306
21.5.Solurile aluviale...................................................308
21.6.Erodisolurile........................................................310
21.7.Coluvisolurile………......................................…312
21.8.Solurile desfundate...............................................314
21.9.Protosolurile antropice........................................316
BIBLIOGRAFIE……………………………………318
9
CAPITOLUL I
PEDOLOGIA, OBIECT DE
STUDIU ŞI IMPORTANŢĂ
1.1. OBIECTUL DE STUDIU AL
PEDOLOGIEI
Pedologia (de la cuvintele greceşti “pedon - sol” şi
“logos” – vorbire raţională) este ştiinţa care se ocupă cu
studiul solului ca resursă şi corp natural situat la
suprafaţa scoarţei terestre.
Studiul Pedologiei înglobează o diversitate de
aspecte referitoare la natura constituienţilor solului la
organizarea şi relaţiile dintre acestea, la originea şi
evoluţia solului, la dinamica proceselor actuale în relaţie
cu factorii de mediu, precum şi cele referitoare la
proprietăţile şi funcţiile solului în vederea folosirii
raţionale şi eficiente în diferite ramuri ale economiei.
Pedologia este ştiinţă interdisciplinară situată la
confluenţa dintre ştiinţele fundamentale (Fizica, Chimia,
Biochimia, Matematica, Informatica) şi ştiinţele naturii
(Geologia, Geomorfologia, Geodezia, Climatologia,
Biologia) pe de o parte şi stiinţele aplicative agrosilvice
(Geologia inginerească, Ocrotirea mediului, Îmbunătăţiri
funciare) pe de altă parte.
Ştiinţe fundamentale
Ştiinţe istorice – aplicative
Geologia Geomorfologia Geodezia Biologia
PEDOLOGIA
Geologia inginerească Ocrotirea mediului Îmbunătăţiri funciare Hidrografia şi hidrologia
Fizică Chimie Biochimie Matematică Informatică
Agricultură Agrochimie Agrotehnică Meteorologie Fitotehnie
Ştiinţe aplicative inginereşti
Ştiinţe aplicative agrosilvice
Fig.1. Poziţia de graniţă a Ştiinţei solului
Pedologia are un caracter complex – consecinţă a
caracterului proieminent pe care îl ocupă solul în
ecosistemele din natură şi a multiplelor conexiuni pe care
învelişul de sol le realizează între celelalte geosfere, fiind
considerată ca o ştiinţă (are obiect de studiu, are o
10
11
evoluţie în timp şi are legi şi metode specifice de
cercetare).
Pedologia, ca ştiinţă independentă, s-a cristalizat
relativ târziu dar a evoluat rapid având în prezent
numeroase ramuri de specialitate, ramuri care tratează
diferitele aspecte ale solului sau diferitele fenomene sau
procese mai simple sau mai complexe specifice solului.
Dintre numeroasele ramuri care derivă din
Pedologia generală sau fundamentală, amintim: Fizica
solului, Chimia solului, Mineralogia solului, Biologia
solului, Fertilitatea şi fertilizarea solului în corelaţie cu
Nutriţia plantelor. O altă serie de ramuri de bază ale
Pedologiei generale este reprezentată de Geneza solului,
Morfologia solului, Micromorfologia solului,
Clasificarea şi taxonomia solurilor, Cartografierea
solurilor, Geografia solurilor, Bonitarea sau evaluarea
solurilor, Informatica solurilor.
Paralel cu Pedologia generală s-a dezvoltat şi
Pedologia aplicată: agricolă, forestieră, ameliorativă,
sanitară.
1.2. METODE DE CERCETARE ÎN
PEDOLOGIE
Caracterul complex al Ştiinţei solului implică o
metodologie complexă de cercetare. Pe lângă metodele
12
specifice ale ştiinţelor cu care vine în contact (analize
fizice, chimice, mineralogice, etc), Pedologia şi-a
dezvoltat metode proprii de cercetare cum ar fi metodele
cercetării profilului de sol şi a unităţii teritoriale de sol,
metoda morfologică şi micromorfologică, metoda
genetico-geografică comparativă, metoda pedo-
cartografică, experienţa în vase de vegetaţie şi în câmp.
Profilul de sol constituie criteriul de bază al
clasificării solului. El este reprezentat printr-o succesiune
de orizonturi pedogenetice de la suprafaţa solului până la
roca de solificare în cadrul unei secţiuni verticale
realizate în sol. Descrierea şi caracterizarea fiecărui
orizont pedogenetic din cadrul profilului se face în teren
prin metoda morfologică iar în laborator prin metode
chimice, fizice şi micromorfologice.
Derscrierea morfologică este considerată
“abecedarul” Pedologiei şi constă în precizarea
însuşirilor exterioare ale solului: grosimea, culoarea,
textura, structura, conţinutul în schelet, consistenţa,
porozitatea, prezenţa carbonaţilor, a neoformaţiilor, a
incluziunilor, etc..
Metoda pedo-cartografică constă în
indentificarea, delimitarea în teren şi descrierea unităţilor
de sol şi reprezentarea grafică pe hartă a unităţilor
teritoriale de sol.
Experienţa în vase de vegetaţie şi în câmp
permite evidenţierea acelor însuşiri ale solului care nu
13
pot fi sesizate prin studiul morfologic sau prin analizele
de laborator.
Analiza fizică, chimică şi mineralogică constă în
determinarea cantitativă şi calitativă a componentelor
fizice, chimice şi mineralogice ale solului. Datele
rezultate prin analiză se coroborează cu descrierea
morfologică şi, astfel, se poate preciza tipul de sol şi
direcţiile de evoluţie ale acestuia.
1.3. CONCEPTUL DE “SOL”
Evoluţia acestui concept oglindeşte în mare măsură
reuşitele dar şi erorile din dezvoltarea ştiinţei solului.
Astfel pentru omul primitiv solul constituia suprafaţa
fermă a uscatului iar, odată cu apariţia agriculturii, solul a
fost considerat “suport pentru plante”
Extinderea studiilor referitoare la nutriţia minerală
a plantelor a condus la formularea conceptului de “sol”
ca mediu poros capabil să asigure apa, aerul şi elemente
nutritive pentru plante. Această concepţie despre sol, cu
toate că are un caracter restrâns şi se referă mai mult la
nutriţia plantelor şi mai puţin la sol, în sensul strict, a
contribuit semnificativ la rezolvarea problemei producţiei
agricole punând bazele fertilizării minerale a plantelor.
Şcoala agrogeologică consideră solul ca fiind
produs de alterare al rocilor (rugina nobilă) îmbogăţit în
materie organică.
14
În concepţia agricultorilor solul era considerat ca
fiind “pătură humiferă supusă lucrărilor agricole”.
Odată cu fundamentarea pedologiei ca ştiinţă,
realizată prin publicarea lucrării lui V.V. Dokuceaev
“Cernoziomul rusesc” în 1883, a fost introdus conceptul
de “sol”, care s-a extins la începutul secolului XX.
Conform acestui concept solul este considerat un corp
natural format sub acţiunea îndelungată a factorilor
pedogenetici (roca, relief, clima, vegetaţie), diferenţiat în
orizonturi cu alcătuire diferită, de regulă afânat, cu
grosime diferită, deosebindu-se de roca pe care s-a
format prin caracteristici specifice, morfologice fizice,
chimice şi biologice, compoziţie şi constituţie.
În pedologia românească contemporană N. Florea
(1993) defineşte solul ca un corp natural, tridimensional,
de material relativ afânat, alcătuit din compuşi minerali,
organici şi organisme vii, aflate în interacţiune cu
proprietăţi fizice, chimice diferite de ale materialului
parental iniţial din care s-au format şi evoluat în timp,
prin procese pedologice şi pedogeologice, sub acţiunea
climei şi organismelor, în diferite condiţii de relief, fiind
capabili de schimb continuu de substanţă şi energie cu
mediul şi de asigurare a condiţiilor necesare creşterii şi
dezvoltării plantelor.
Din această definiţie se constată că “solul” nu este
echivalent cu ceea ce se defineşte prin sol agricol, iar
noţiunea de subsol nu este echivalentă cu roca parentală.
15
Solul, definit în sensul folosinţei sale, se referă mai mult
la modul de utilizare decât la solul ca entitate naturală
distinctă.
Depozitele din bălţi şi lacuri bogate în materie
organică sunt considerate soluri numai atunci când oferă
condiţiile proprice creşterii plantelor. Întrucât dezvoltarea
vegetaţiei este condiţionată de lumină, adâncimea de
pătrundere a luminii în apă (2÷10m) indică limita
formării solurilor subacvatice.
Solul este un corp cu viaţă, el face tranziţia între
lumea anorganică şi organică vie, prezintă un flux
continuu de energie şi substanţa ca în corpurile vii,
moşteneşte unele însuşiri (caractere relicte) ale
materialului parental. Cu toate acestea solul nu poate fi
inclus în categoria organismelor vii propriu-zise deoarece
nu prezintă una din caracteristicile esenţiale ale acestora:
aceea de a se înmulţi şi de a transmite caractere ereditare
urmaşilor.
1.4.SOLUL – SISTEM
MULTIFUNCŢIONAL
Solul – resursă limitată - este unul dintre cele mai
preţioase bunuri indispensabile umanităţii – deoarece
întreţine pe pământ viaţa plantelor, a animalelor şi a
omului. El poate fi considerat o geomembrană vie de
16
protecţie a uscatului terestru şi de tranzitare a energiei, a
elementelor nutritive şi a apei, participând, în cadrul
mediului înconjurător, la multiple cicluri vitale ale
componentelor ecosistemului: ciclul energiei, al apei, al
elementelor biogene, marile cicluri biogeochimice, etc..
Din această perspectivă, în ultimul timp, un cerc tot
mai larg de specialişti din România şi din alte ţări
(Olanda, Germania, S.U.A., Ungaria, etc.) evidenţiază
faptul că politicile de utilizare, protecţie şi ameliorare a
solului trebuie să fie concepute pe baza “funcţiilor” pe
care le îndeplineşte acesta:
1.Funcţia de suport pentru plante şi de rezervor
natural de elemente nutritive, apă şi aer, necesar creşterii
şi dezvoltării plantelor. În acest mod solul produce anual
o cantitate totală de biomasă de circa 1,8 ⋅ 1011 t, fiind
considerat “o uzină vie la scară planetară” care constituie
baza dezvoltării organismelor heterotrofe, inclusiv a
omului.
2.Funcţia de reciclare a materiei organice, reciclare
ce constituie un proces vital în menţinerea şi perpetuarea
vieţii pe pământ. În situaţia (absurdă) în care materia
organică nu ar fi transformată şi descompusă, în scurt
timp, pământul ar fi acoperit de un imens depozit de
material organic. Transformarea şi mineralizarea materiei
organice sunt rezultatul activităţii microorganismelor din
sol, activitate care determină formarea humusului şi
mobilizarea substanţelor nutritive.
17
3.Funcţia de reţinere şi păstrare a apei provenite din
precipitaţii şi din alte surse (irigaţii) este esenţială pentru
creşterea şi dezvoltarea plantelor care, în perioada de
vegetaţie, au o permanentă nevoie de apă.
4.Funcţia de primenire a CO2 şi a altor gaze toxice
la schimb cu aerul atmosferic prin spaţiul poros al
solului, asigură condiţiile de creştere şi dezvoltare a
plantelor. Cantităţile mari de dioxid de carbon din sol
provenite din respiraţia rădăcinilor şi a
microorganismelor ar atinge concentraţii toxice pentru
plante dacă nu ar fi eliminate.
5.Funcţia de filtru ecologic are un rol însemnat în
prevenirea degradării calităţii producţiei plantelor
stăvilind, totodată, procesul de poluare a apelor freatice şi
a celor din râuri şi lacuri. Astfel, unele substanţe toxice
provenite din diverse surse poluante, sunt reţinute de
către complexul adsorbtiv iar altele sunt descompuse de
către microorganismele din sol, reducându-se
concentraţia acestora în soluţia solului.
6.Funcţia de habitat şi rezervor de gene pentru floră
şi faună pe care o îndeplineşte solul atât la suprafaţă cât
şi în interiorul său, asigură biodiversitatea specifică
mediului edafic.
7.Funcţia de neutralizare a ionilor de H+ din apa
ploilor se realizează datorită prezenţei în sol a unor
“sisteme tampon” ce împiedică schimbările bruşte ale
18
unor însuşiri ale solului (în primul rând pH –ul),
schimbări ce ar dăuna creşterii şi dezvoltării plantelor.
8.Funcţia de reglare a nivelului apei din lacuri şi
râuri se exercită în situaţiile în care învelişul de sol, dintr-
un bazin hidrografic, din cauza grosimii reduse şi
permeabilităţii scăzute a orizonturilor pedogenetice, are
capacitate redusă de reţinere a apei. În aceste condiţii
creşte frecvenţa inundaţiilor, se intensifică eroziunea
solurilor şi colmatarea lacurilor deoarece surplusul de apă
ce se scurge la suprafaţa terenului dislocă, antrenează şi
transportă cantităţi mari de sol.
Extinderea suprafeţelor ocupate cu construcţii
(urbanizare exagerată) provoacă restrângerea terenurilor
cu posibilităţi de recepţie a apei de precipitaţii; aceasta
ajunge în scurt timp în emisarul natural determinând
cresterea nivelului apei şi, prin consecinţă, inundarea
terenurilor limitrofe. În aceste condiţii nivelul apei
freatice se menţine la adâncimi mai mari, iar efectul
secetei din lunile călduroase se intensifică.
9.Funcţia de suport material de susţinere pentru
construcţii, căi de comunicaţii şi transport, depozite, etc.,
ca funcţie industrială şi tehnico-economică vine, în
general, în contradicţie cu funcţile ecologice.
10.Funcţia de conservare şi păstrare a informaţiilor
paleontologice şi arheologice, informaţii care sunt
valorificate de către oamenii de ştiinţă din aceste
domenii.
19
1.5. UTILITATEA PEDOLOGIEI ÎN
AGRICULTURĂ
Solul este principalul mijloc de producţie în
agricultură şi silvicultură precum şi o parte esenţială a
ecosistemelor terestre şi a mediului ambiant şi, prin
urmare, o resursă indispensabilă pentru existenţa
umanităţii.
Naţiunea de “sistem – sol”, definind un asamblu de
ştiinţe de o mare diversitate, a determinat înlocuirea, la ce
de al XVI-lea Congres Internaţional al pedologilor de la
Montpellier, a termenului de Ştiinţa solului” cu cel de
“Ştiinţele solului”.
Studiile pedologice ce cuprind textul de
caracterizare a solurilor şi hărţile de sol la scară mare
(1:10 000) sunt utilizate în agricultură pentru o gamă
largă de activităţi cum ar fi:
•inventarierea şi sistematizarea suprafeţelor
(parcelarea, trasarea de drumuri, etc.) ţinând seama de
condiţiile de sol şi relief.
•stabilirea celei mai adecvate categorii de folosinţă
a terenurilor în scopul exploatării eficiente a fondului
funciar cu menţinerea unui nivel optim de fertilitate a
solului.
20
•determinarea gradului de favorabilitate a solului
pentru diferite specii, soiuri de hibrizi de plante cultivate
•adoptarea tehnologiilor agricole de cultivare a
plantelor diferenţiat – funcţie de cerinţele plantei,
condiţiile climatice şi însuşirile solului.
•stabilirea planurilor şi tehnologiilor de fertilizare
•estimarea necesarului de maşini agricole pentru
exploataţiile agricole pe baza condiţiilor de sol şi relief
Hărţile pedologice la scară mică şi mijlocie
constituie materialul documentar de bază pentru zonarea
pedoclimatică a teritoriului în vederea dezvoltării
producţiei agricole, amplasării judicioase a staţiunilor
experimentale şi stabilirii suprafeţelor de teren pe care ar
putea fi aplicate şi extinse rezultatele cercetărilor
experimentale din regiuni relativ similare.
În domeniul silvic studiile pedologice sunt folositw
la organizarea exploatării raţionale a patrimoniului, la
stabilirea măsurilor diferenţiate de gospodărire a
pădurilor precum şi la proiectarea lucărilor
agrosilvoameliorative pe diferite terenuri şi prognoza
evoluţiei.
Cunoaşterea însuşirilor solurilor şi prognoza
evoluţiei lor este necesară pentru amenajările de irigaţii,
desecarea unor terenuri şi pentru prevenirea şi
combaterea eroziunii solurilor, având în vedere noile
condiţii de regim hidric.
21
CAPITOLUL II
PROCESE DE
DEZAGRAGARE ŞI ALTERARE A
ROCILOR ŞI A MINERALELOR
2.1. DEZAGREGAREA ROCILOR ŞI
A MINERALELOR
“Pământul” este un corp dinamic supus în mod
continuu acţiunii unor factori interni ( activităţi
vulcanice, mişcări tectonice ) sau externi ( agenţi
atmosferici, hidrosferici şi biosferici ) ce are ca rezultat
înălţarea anumitor părţi ale scoarţei terestre sau
diminuarea diferenţelor de nivel. La modificarea scoarţei
terestre contribuie procesele de dezagregare, alterare,
eroziune, transport şi sedimentare a materialului
transportat.
Dezagregarea este un proces fizico-mecanic sau
biomecanic de fragmentare a rocilor şi mineralelor în
urma căruia rezultă fragmente de diferite mărimi,
asemănătoare din punct de vedere al compoziţiei chimice
cu roca sau mineralul din care au provenit.
22
Toate rocile şi mineralele din scoarţa terestră sunt
susceptibile la dezagregare. Dezagregarea rocilor se
desfăşoară în acelaşi mod ca şi aleile betonate, care cu
timpul, se fisurează, suprafaţa lor devine neuniformă,
rugoasă, iar fragmentele de pietriş sunt expuse la
suprafaţă sau se desprind de masa aleii betonate.
Fragmentarea rocilor este efectul modificării
condiţiilor de mediu. Întrucât variaţiile cele mai mari ale
condiţiilor de mediu au loc în partea superioară a scoarţei
terestre, materialul din straturile de sol este mai
fragmentat decât roca de solificare.
Dezagregarea rocilor (alterarea fizică, alterarea
mecanică), este un proces complex ce este influenţat de
mai mulţi factori precum variaţiile de temperatură,
acţiunea îngheţ-dezgheţ, acţiunea gravitaţiei, a vântului, a
rădăcinilor plantelor, etc.
2.1.1.Dezagregarea rocilor prin variaţii zilnice ale
temperaturii
Sub influenţa variaţiilor de temperatură rocile se
încălzesc şi se răcesc succesiv, apărând astfel dilatări şi
contractări în masa rocii, rezultatul fiind fragmentarea
acestora. Cu cât dilatările şi contractările se succed mai
des şi sunt mai accentuate, cu atât şi dezagregarea este
mai pronunţată. Rolul important în fragmentarea rocilor
îl au variaţiile diurne de temperatură. În timpul zilei
rocile şi mineralele se încălzesc şi se dilată mai intens în
23
straturile de la suprafaţă şi rezultatul este desprinderea lor
de straturile interioare şi formarea de fisuri paralele cu
suprafaţa rocii.
În timpul nopţii straturile de la suprafaţă se răcesc
mai mult decât cele interioare, iar mineralele din rocă se
contractă mai mult formând fisuri perpendiculare pe
suprafaţa rocii. Procesul de dilatare şi contractare a
rocilor este continuu iar rocile se dezagregă în fragmente
din ce în ce mai mici.
Intensitatea dezagregării este influenţată de
amplitudinea variaţiilor diurne de temperatură,frecvenţa
variaţiilor de temperatură, conductibilitatea termică a
mineralelor, culoarea mineralelor, tipul de rocă, natura
suprafeţei rocii, mărimea cristalelor, anizotropia
cristalelor.
Amplitudinea diurnă de temperatură ( diferenţa
dintre temperatura maximă şi minimă în decursul unei
zile) poate ajunge până la circa 60o C în zonele de deşert.
Ziua rocile se înfierbântă şi se dilată iar noaptea partea
superficială a rocii se contractă brusc, nu se poate strânge
din cauza miezului dilatat şi în felul acesta are loc
fragmentarea rocii prin “explozie”care este însoţită de
zgomote puternice ce pot fi auzite la distanţe mari.
Intensitatea dezagregarii rocilor este mai mare dacă
variaţiile de temperatură se succed mai des.
24
Mineralele de culoare închisă absorb mai multă
căldură, se încălzesc mai puternic, se dilată mai mult şi
prin urmare se fragmentează mai uşor.
Rocile poliminerale şi policrome se dezagregă mai
intens decât rocile monominerale şi monocrome. Rocile
cu suprafeţe lucioase se dezagregă mai slab decât cele
poroase şi cu suprafeţe neregulate.
Cristalele nu transmit în mod uniform în toate
direcţiile căldură şi nu se dilată şi nu se contractă
uniform. Rocile formate din cristale mari se dezagregă
mai uşor decât cele fin cristaline, iar acestea mai uşor
decât rocile semicristaline şi cele sticloase.
Încălzirea mineralelor şi a rocilor nu se datorează
încălzirii aerului ci insolaţiei directe, de aceea în
climatele uscate şi-n regiunile alpine dezagregarea prin
variaţii bruşte de temperatură se manifestă cu intensitate
mare.
2.1.2. Dezagregarea prin acţiunea vântului şi a
apei
Vântul determină dezagregarea rocilor prin
procesele de roadere (coroziune), transport şi de
sedimentare.
Procesul de roadere determină şlefuirea şi
modelarea rocilor. Intensitatea acestui proces depinde de
viteza vântului, eterogenitatea rocii şi de mărimea şi
natura particulelor purtate de vânt. În urma procesului de
25
eroziune rezultă forme foarte variate de relief care poartă
denumirea de “martori”(Babele - munţii Bucegi, Sfinxul,
Ciupercile eoliene).
Acţiunea apei din fisuri şi pori se manifestă prin
realizarea unei presiuni capilare care determină
dezagregarea rocilor dure. De exemplu apa pătrunsă în
fisurile de un micron dezvoltă o presiune de 1,5 kg/cm2,
iar în fisurile de 1 mm ajunge până la 1500 kg/cm2.
Prin acţiunea de dizolvare, apa slăbeşte coeziunea
dintre particule determinând mărunţirea rocilor. Acţiunea
dizolvantă a apei se exercită cu precădere asupra
calcarelor, dolomitelor având ca rezultat formarea de
reliefuri carstice.
În marnele argiloase salinizate apa pătrunde uşor,
dizolvă şi îndepărtează sărurile uşor solubile determinând
formarea unui sistem cavernos.
Apa ce se scurge la suprafaţa solului detaşează
particule de sol şi rocă pe care le transportă prin
rostogolire sau în suspensie şi depune acest material la
baza versanţilor formând depozite coluviale şi proluviale
la piciorul pantei. În partea superioară a versantului este
dominant efectul de detaşare faţă de cel de transport încât
se formează zona eluvială. În treimea mijlocie predomină
transportul materialului detaşat şi constituie zona
deluvială, iar în partea inferioară unde se depune
materialul transportat se formează zona coluvială.
26
Apele curgătoare dizlocă, transportă, triază şi
depun fragmentele dezagregate formând depozite
aluviale, aluvio-proluviale sau depozite deltaice.
2.1.3. Dezagregarea prin intermediul organismelor
vegetale şi animale
Fixarea plantelor se realizează prin pătrunderea
rădăcinilor în sol şi în crăpăturile rocilor. Creşterea în
lungime şi grosime a rădăcinilor este însoţită de
exercitarea unei forţe mecanice asupra materialului de sol
prin care se alungesc rădăcinile şi asupra pereţilor
fisurilor din roca aflată în stadii incipiente de
dezagregare. Presiunea exercitată de rădăcinile plantelor
ierboase este de câteva grame/cm2 iar cea a plantelor
lemnoase ajunge până la 30 - 50 kg/cm2. O rădăcină cu o
grosime de 10 cm şi lungime de 100 cm poate disloca o
masă de 30 - 50 tone(C.Teşu, 1993). Aleile betonate sau
asfaltate aflate în apropierea arborilor, prezintă deseori
fisuri şi crăpături datorită extinderii rădăcinilor ce
exercită presiuni apreciabile asupra solului şi materialului
aflat în imediata vecinătate. După încheierea ciclului de
vegetaţie rădăcinile rămase în orificiile şi fisurile rocilor
se descompun parţial, favorizează pătrunderea apei care
prin procese de îngheţ-dezgheţ continuă acţiunea de
fragmentare a rocii.
27
2.1.4. Efectele dezagregării rocilor şi a
mineralelor
Efectele dezagregării mineralelor şi rocilor sunt
numeroase, ele putând fi de natură petrografică,
mecanică, fizică, biologică, biochimică, agroproductivă şi
de relief local.
Efectele petrografice se remarcă prin formarea
unor roci cu proprietăţi noi cum ar fi rocile sedimentare
detritice mobile.
Prin procesele de dezagregare rocile masive,
compacte se transformă în fragmente de diferite forme şi
dimensiuni. Totalitatea fragmentelor de roci şi minerale
alcătuiesc complexul de alterare. Fragmentele de roci şi
minerale pot rămâne pe locul de formare alcătuind
“depozite eluviale” sau pot fi transportate şi depuse în
alte locuri ale scoarţei terestre sub formă de sedimente de
diferite grosimi. După locul de depunere şi agentul de
transport depozitele naturale pot fi acvatice şi
continentale.
Depozitele acvatice se formează în urma depunerii
materialului, transportat de pe uscat în lacuri (depozite
lacustre) sau în mări (depozite marine). În urma desecării
lacurile, depozitele lacustre vor constitui materialul
parental din care vor evalua anumite tipuri de sol.
28
Depozitele continentale sunt reprezentate de roci
detritice ce formează depozite eluviale, coluviale,
deluviale, proluviale, aluviale, glaciare şi eoliene.
Depozitele eluviale sunt alcătuite din fragmente de
rocă dezagregate ce au rămas pe locul de formare.Aceste
depozite au diferite grosimi, se găsesc de regulă pe
terenuri plane sau slab înclinate, iar trecerea spre roca
dură, consolidată se face treptat.
Depozitele deluviale sunt sedimentele transportate
şi depuse de-a lungul versantului de către apa ce se
scurge la suprafaţă. Sunt alcătuite din materiale de
dimensiuni mai mici decât materialul depozitelor
eluviale. În secţiune se observă o slabă stratificare
orizontală sau oblică.
Depozitele coluviale sunt reprezentate, de materiale
depuse la baza versantului de către apa ce se scurge la
suprafaţa terenului sau sub influenţa energiei
gravitaţionale datorate diferenţelor de nivel. Aceste
depozite, de regulă stratificate, contribuie la micşorarea
pantei terenului.
Depozitele proluviale sunt sedimentele depuse de
torenţi sau rîuri cu regim torenţial sub formă de conuri de
dejecţie care se formează la schimbările de pantă sau la
vărsare în cursurile naturale de apă. Materialele care
formează conul de dejecţie sunt mai fine spre margine şi
mai grosiere spre centru şi amonte.
29
Depozitele aluviale sunt sedimente depuse de apele
curgătoare de-a lungul albiei lor în lunci sau la vărsare.
Pe cursul superior al rîului se depun fragmente de
dimensiuni mai mari iar pe cursul mijlociu şi inferior
dimensiunile fragmentelor se micşorează. Depozitele
aluviale sunt stratificate, au o compoziţie chimică şi
mineralogică variată, în mod frecvent ele conţin săruri
moderat şi uşor solubile, oxizi şi hidroxizi de fier, etc.
Depozitele eoliene sunt reprezentate de materiale
transportate şi depuse de vânt sub formă de dune şi
interdune.
Efectele fizice ale dezagregării sunt remarcate
printr-o reaşezare a fragmentelor rezultate în urma
dezagregării. Astfel, depozitele ce se formează în urma
acestui proces prezintă porozitate pentru apă şi aer,
suprafaţa specifică a particulelor constitutive se măreşte
considerabil. Instalarea vegetaţiei, humificarea resturilor
organuce favorizează gruparea particulelor elementare în
agregate structurale care transformă roca dezagregată
într-un sistem polifazic şi polidispers capabil să reţină
apă, aer şi substanţe nutritive. Mărirea suprafeţei
specifice a particulelor favorizează intensificarea
reacţiilor fizico-chimice şi chimice dintre componenţii
fazei solide, lichide şi grosiere a depozitelor formate.
Efectele biologice sunt remarcate prin aceea că în
depozitele formate în urma dezagregării se creează un
mediu favorabil pentru dezvoltarea microorganismelor,
30
organismelor vegetale şi animale. Odată cu instalarea
vegetaţiei în masa depozitelor, numărul indivizilor din
floră şi faună devine mai mare şi determină o diferenţiere
morfologică incipientă a profilului de sol.
Efectele biochimice apar odată cu diferenţierea
populaţiilor organismelor vegetale şi animale în
depozitele dezagregate şi datorită resturilor organice ce
rămân după încheierea ciclului de viaţă şi eliminării unor
substanţe organice de metabolism animal şi vegetal.
Acumularea resturilor organice şi humificarea acestora
sunt stadii premergătoare ale formării humusului,
componentul esenţial al solului.
Efectele morfologice sunt remarcate prin faptul că
în roca dezagregată apare prima secvenţă
microstratificată caracteristică solurilor, reprezentând de
fapt termenul incipient de evoluţie a oricărei unităţi
taxonomice de sol.
Efectele agroproductive. Spre deosebire de roca
nedezagregată, roca dezagregată prezintă însuşirea
caracteristică solurilor, denumită “fertilitate”. În roca
dezagregată, au loc procese chimice şi biochimice, care
determină formarea de substanţe noi, necesare nutriţiei
plantelor. Datorită afânării rocii, aerul şi apa pătrund şi
ocupă spaţiile libere dintre fragmente, determinând
alterarea, levigarea şi depunerea produşilor de
alterare(C.Teşu, 1974).
31
Productivitatea solului este determinată de
fertilitatea iniţială şi de tehnologiile folosite în cultivarea
plantelor.
2.2. PROCESELE DE ALTERARE SI
FACTORII DETERMINANTI
Prin alterare se înţelege ansamblul schimbărilor
fizice, chimice şi biologice produse în roci, aproape de
suprafaţa scoarţei sub acţiunea agenţilor atmosferici,
plantelor şi microorganismelor.
Ţinând cont de factorii care determină alterarea,
deosebim: alterarea biologică şi chimică.
Alterarea biologică, este determinată de
organismele vii care exercită o acţiune directă prin
extragerea elementelor nutritive din roca de solificare şi
eliminarea de CO2 şi o acţiune indirectă ce constă în
eliberarea de acizi organici care intensifică procesul de
alterare.
Alterarea chimică este determinată de o serie de
procese chimice simple dintre care importanţă mai mare
prezintă hidratarea, deshidratarea, dizolvarea, hidroliza,
carbonatarea şi oxido-reducerea Principalul agent al
alterării chimice este apa şi aerul cu cele două
componente O2 şi CO2.
În urma alterării chimice şi biologice, rocile şi
mineralele îşi schimbă compoziţia chimică. Astfel dacă
32
se face o comparaţie între compoziţia chimică a solului şi
cea a rocii din care s-a format, se constată deosebiri
cantitative şi calitative, în sol fiind prezentate minerale şi
compuşi chimici noi care n-au existat iniţial în rocă.
Efectul alterării chimice şi biologice constă în
modificarea însuşirilor chimice şi fizice a mineralelor
care conferă solului însuşiri noi neexistente în roca
nealterată.
Factorii care determină alterarea rocilor şi
mineralelor sunt reprezentaţi de apă, aer, acizi organici,
săruri minerale, microorganisme, râme, furnici, rădăcinile
plantelor etc.
Apa este factorul principal în procesele de alterare
fără de care asemenea procese nici nu se pot concepe.
Apa, ca agent de alterare apare mai frecvent decât apa
meteorică, de infiltraţie şi ca apă subterană.. Apa
meteorică de infiltraţie în procesul de solificare joacă
rolul de dizolvant, dizolvă şi vehiculează sub forma de
soluţii de acizi, săruri şi baze, antrenează şi transportă în
adâncime particulele coloid disperse, generează ioni de
H+ şi OH+ care intensifică alterarea, hidratează rocile şi
mineralele, formează un mediu lichid de dispersie
indispensabil pentru evoluţia solului şi viaţa
organismelor. Mediul lichid dispers constituie soluţia de
alterare, care la un moment dat se confundă cu soluţia
solului.
33
Apa subterană dizolvă şi redistribuie săruri
solubile (CaCO3, CaSO4, NaCl, Na2SO4 etc), provoacă
alterarea puternică a mineralelor. Alterarea mineralelor
are loc în mediu cu un conţinut scăzut de oxigen.
Intensitatea procesului de alterare depinde de
reacţia chimică a soluţiei de alterare şi este influenţată de
natura şi conţinutul de săruri dizolvate.
Gazele din sol. Aerul din sol, în comparaţie cu
aerul din atmosferă, are o concentraţie a CO2 de zeci şi
de sute de ori mai mare. CO2 din sol provine din
respiraţia organismelor şi a rădăcinilor plantelor şi din
descompunerea materiei organice. Apa de ploaie care
străbate solul conţine de sute de ori mai mult CO2
comparativ cu aerul atmosferic.
Prin urmare, în soluţia solului sau în soluţia de
alterare se găseşte o cantitate mare de CO2 dizolvat care,
împreună cu apa, formează acidul carbonic. Acidul
carbonic, fiind un produs nestabil, se desfac astfel :
99 % H2CO3 ↔ CO2 + H2O
1 % H2CO3 ↔ H+ + HCO3
H2CO3 ↔ 2H+ + CO-3
Apa pură dizolvă 0,00131 % CaCO3 în timp ce apa
încărcată cu CO2 dizolvă 0,1 - 0,12 % CaCO3. Pe această
cale straturile superficiale ale solului sunt decarbonatate
prin îndepărtarea şi depunerea carbonatului de calciu în
orizonturile subiacente.
34
Ionii de H+ rezultaţi din disocierea H2CO3
micşorează valoarea pH-ul soluţiei solului, provoacă
dezalcalinizarea şi determină hidrolizarea intensă a
silicaţilor primari precum şi levigarea bazelor şi argilei
pe profilul solului.
Bicarbonatul de calciu şi CO2 din sol formează un
amestec tampon care funcţionează ca un adevărat
regulator al reacţiei solului.
Acizii organici din sol sunt reprezentaţi de acizi
organici graşi şi oxiacizi cum ar fi acidul formic, acetic,
malic, lactic, citric, etc. Aceşti acizi se formează continuu
din transformarea resturilor organice.
Sărurile minerale, din sol hidrolizează acid, neutru
sau alcalin şi imprimă soluţiei solului o anumită reacţie.
CaCO3 are un rol inhibitor în formarea solului, imprimă
soluţiei de alterare, reacţie alcalină, împiedică alterarea
silicaţilor şi translocarea argilei şi a humusului,
coagulează coloizii din sol.
Sărurile de sodiu (Na2SO4 , NaCl) accelerează
evoluţia solului datorită ionilor de sodiu care dispersează
coloizii uşurând levigarea argilei şi humusului,
favorizează alterarea silicaţilor, imprimă reacţie alcalină
solului şi astfel mineralele se alterează mai uşor.
Rădăcinile plantelor contribuie la alterarea rocilor
şi mineralelor prin secreţii radiculare şi prin absorbţie de
elemente nutritive din sol.
35
Râmele trec materialul de sol prin tubul digestiv
mărunţindu-l şi alternându-l parţial.
Furnicile alterează rocile şi mineralele prin acidul
formic şi acetic pe care-l elimină. În acest mod se
intensifică alterarea silicaţilor şi carbonaţilor din sol.
Microorganismele din sol reprezentate prin
bacterii şi ciuperci produc alterarea rocilor şi mineralelor.
Dinamica fierului, siliciului, sulfului, carbonului, azotului
este influenţată de către microorganisme.
2.2.1. Hidratarea şi deshidratarea mineralelor.
Hidratarea este un proces fundamental în alterarea
mineralelor şi constă în adsorbţia şi reţinerea fizico-
chimică a moleculelor de apă la suprafaţa particulelor
minerale sau în reţinerea apei în reţeaua cristalină a
mineralului sub formă moleculară (apa de cristalizare)
sau ionică (apa de constituţie).
Cel mai elementar aspect de hidratare este
absorbţia şi îmbibarea cu apă a solului. Aceasta se
produce datorită porozităţii şi capilarităţii solului.
Hidratarea mineralelor se realizează prin atracţia
electrostatică a moleculelor de apă de către ionii aflaţi la
periferia particulelor minerale sau în stratul difuz al
micelei coloidale.
Ionii aflaţi la suprafaţa particulelor minerale sunt
pozitivi sau negativi, atrag moleculele de apă care se
comportă ca mici dipoli orientându-se cu polul pozitiv
36
sau negativ după cum ionul are sarcina electrică negativă
sau pozitivă. În jurul particulelor minerale şi a ionilor se
formează pelicule de apă de diferite grosimi. Grosimea
peliculei de hidratare depinde de concentraţia soluţiei,
raza ionului hidratat.
Hidratarea ionilor descreşte odată cu creşterea
concentraţiei soluţiei de alterare.
Hidratarea mineralelor se poate realiza prin
integrarea moleculelor de apă în reţeaua cristalină aşa
cum se întâmplă cu anhidritul (CaSO4) sau boehmitul
care prin moleculele de apă se transformă în gips (CaSO4
. 2H2O) sau în gibsit (Al(OH)3. Apa legată sub formă de
molecule în reţeaua cristalină se numeşte apa de
constituţie.
deshidratare
CaSO4 + 2H2O ↔ CaSO4 . 2H2O
anhidrit gips
hidratare
Al(OH) + H2 O → Al (OH)3
deshidratare
2AlO(OH) → Al2 O3 + H2 O
Deshidratarea este procesul de eliminare a anumitor
categorii de apă din proba de sol.
Hidratarea şi deshidratarea mineralelor este un
proces reversibil. Prin deshidratare mineralele îşi
micşorează volumul iar hidratarea mineralelor este
37
însoţită de mărirea volumului. Procese de hidratare-
deshidratare se observă la soluri argiloase care în urma
uscării formează crăpături largi şi adânci iar prin umezire
îşi măresc volumul determinând denivelarea suprafeţei
terenului.
2.2.2. Dispersia şi dizolvarea
Sunt faze ale procesului de desfacere a materiei în
componente din ce în ce mai simple.
Prin dispersie rezultă, în general, componenţi de
dimensiuni coloidale iar prin dizolvare, materialul
mineral este desfăcut în molecule, atomi şi ioni.
Dispersia şi dizolvarea sunt faze ale aceluiaşi proces, nu
se pot separa una de alta.
Dizolvarea este un aspect al hidratării: ionii, după
ce se hidratează, ies din reţea şi trec în soluţie. Procesul
de dispersie şi dizolvare este un proces de rupere a
legăturilor dintre particulele constitutive. Astfel duritatea
cuarţului nu reprezintă în fond tăria atomilor constitutivi
ci tăria câmpurilor de forţă care umple spaţiile
interatomice. Prin procesul de dizolvare se înlătură aceste
forţe, dispersia şi dizolvarea are loc treptat la început în
particule grosiere apoi în cele coloidale, moleculare,
atomice şi ionice.
Puterea de solubilizare a apei creşte odată cu
creşterea temperaturii, presiunii, concentraţiei în CO2 şi
în săruri. Prezenţa clorurii de sodiu în soluţia solului
38
măreşte solubilitatea gipsului de la 2,2 g/l la 11 g/l.
Gipsul devine aproape insolubil în prezenţa MgSO4.
În procesul de solificare sărurile dizolvate sunt
antrenate şi translocate de curenţii descendenţi sau
ascendenţi ai apei. Acţiunea dizolvantă a apei se exercită
mai mult în roci sedimentare.
Prin procesul de dizolvare scoarţa terestră suferă o
serie de transformări având ca efect formarea de peşteri,
grote, caverne, chei, canioane, crovuri, coşcove.
2.2.3. Hidroliza
Hidroliza (hydros - apă, lio- a dezlega), este
procesul de alterare a mineralelor şi constă în combinarea
chimică a elementelor de disociaţie ale mineralului
dizolvat, cu elementele de disociaţie ale apei, până la
stabilirea unui echilibru chimic.
Echilibrul chimic stabilit în soluţia de alterare sau
în soluţia solului se perturbă din cauza curenţilor de apă
care străbat profilul de sol şi antrenează unele substanţe
chimice şi a proceselor de alterare ce determină
transformarea materialului organic şi mineral sau a
absorbţiei elementelor nutritive, aflate în soluţia solului,
de către rădăcinile plantelor.
Procesul de hidroliză are loc prin dubla
descompunere atât a substanţei care hidrolizează cât şi a
apei care are rol de dizolvant şi de reactiv.
39
Prin hidroliză se alterează mai intens
aluminosilicaţii simpli, aluminosilicaţii alcalini, sărurile
provenite din acid tare şi baza slabă (NH4Cl1 . Fe2[SO4] ;
Al[SO4]3), acid slab şi baza tare (CH3COONa; Na2CO3)
sau dintre acid slab şi baza slabă (CH3COONH4)
Ionii sărurilor provenite din acid tare şi baza tare
(NaCl; Na2SO4) nu reacţionează cu apa şi nu modifică
echilibrul normal de disociere a apei.
Hidroliza este un proces fundamental în alterarea
silicaţilor şi formarea mineralelor argiloase. Într-o etapă
înaintată de alterare şi debazificare toţi silicaţii se
descompun hidrolitic.
2.2.4. Oxidarea şi reducerea
Prin oxidare se înţelege combinarea unei substanţe
cu oxigen, pierdere de hidrogen sau trecerea unei
substanţe de la valenţa inferioară pozitivă la o valenţă
superioară pozitivă sau de la o valenţă superioară
negativă la o valenţă inferioară negativă. Oxidarea este
procesul prin care un element liber, sau făcând parte
dintr-un compus, pierde electroni.
In reţeaua cristalină a silicaţilor primari, fierul şi
manganul, se găsesc sub formă de oxizi feroşi şi
manganoşi care în prezenţa apei şi a CO2 formează
biocarbonaţi feroşi şi manganoşi solubili în apă. Prin
oxidarea ionilor bivalenţi de Fe2+ şi Mn2+ bicarbonatul
feros şi manganos hidrolizează trecând în hidroxizi.
40
Compuşii ferici imprimă solului o culoare gălbuie -
brună până la roşietică. Compuşii feroşi dau profilului de
sol culoare închisă - cenuşie albăstruie, verzuie până la
neagră. Prin oxidare are loc accentuarea însuşirilor acide
sau atenuarea celor bazice.
Prin oxidare materia organică din sol poate fi
descompusă până la produşi finali : H2O, CO2 şi
substanţe minerale care pot aproviziona plantele cu
elementele nutritive. Sub influenţa descărcărilor electrice
azotul atmosferic poate fi oxidat, dizolvat în apă de
ploaie şi adus în sol, unde poate trece în nitraţi sau poate
fi redus la amoniac.
Reducerea - orice reacţie în care un compus se
îmbogăţeşte în electroni. Reducerea este inversă oxidării
şi se realizează prin : pierdere de oxigen, câştigare de
hidrogen, trecere de la o valenţă superioară pozitivă la o
valenţă inferioară pozitivă sau trecere de la o valenţă
inferioară negativă la o valenţă superioară negativă.
Reducerea are loc în special sub acţiunea
bacteriilor anaerobe care îşi procură oxigenul necesar din
combinaţiile fierului, sulfului şi a altor elemente complet
oxidate. În acest fel sulfaţii şi oxizii ferici sunt reduşi la
fier bivalent (Fe++) şi hidrogen sulfurat care intrând în
reacţie dau sulfura feroassă.
Fe++ + H2S → FeS + H+
Prin combinarea ionilor de fier bivalent cu acidul
carbonic sau fosforic se formează carbonatul sau fosfatul
41
feros. Compuşii feroşi formaţi sunt solubili şi se pot
leviga în adâncime. În perioada de secetă datorită
condiţiilor de aerisire bune compuşii feroşi prin oxidare
se transformă în compuşi ferici care precipită, devin
insolubili se depun formând un orizont de acumulare a
fierului.
Reducerea poate avea loc alternativ cu procesul de
oxidare, mediul aerob favorizează oxidarea, iar cel
anaerob reducerea. Procesele de reducere pot fi
determinate de apa stagnantă deasupra orizonturilor
impermeabile sau de apa freatică. Prin alterarea
perioadelor umede cu cele secetoase se realizează
condiţii succesive anaerobe şi aerobe. În acest caz
coloritul orizontului este neuniform, mozaicat având
culori cenuşii verzui - albăstrui - vineţii ce alternează cu
compuşii de fier oxidat de culoare roşcată.
Reducerea determină accentuarea proprietăţilor
bazice. În mediu reducător prin alterarea compuşilor
organici (proteine şi alte substanţe organice), se formează
sulful care reacţionează cu ionul feros şi hidrogen
formând hidrogenul sulfurat şi pirită.
După evacuarea apei în orezării, în condiţii
anaerobe are loc oxidarea compuşilor reduşi de sulf,
având ca rezultat acidifierea solurilor. Este necesar de
circa două săptămâni pentru a se reveni la condiţii stabile
de reacţie.
42
43
2.3. CONSTITUIENŢI MINERALI
În urma proceselor de dezagregare şi alterare rocile
compacte suferă modificări de natură fizică şi chimică
dând naştere la depozite afânate care conţin:
1) constituienţi primari (moşteniţi)
2) constituienţi secundari (rezultaţi în urma
alterării)
1)Constituienţi primari sunt reprezentaţi de
fragmente de rocă cu diametrul mai mare de 2 mm care
formează scheletul solului (partea inactivă). Aceşti
constituienţi primari se găsesc predominant şi în
fracţiunile granulometrice ale “pământului fin” cum ar fi
nisipul (0.02 ÷ 2 mm) şi praful (0.02 ÷ 2 mm).
Prezenţa predominantă a constituienţilor primari
(cuarţ, feldspaţi, mică, piroxeni, etc) în diferite fracţiuni
granulometrice se datorează rezistenţei lor la acţiunea de
transport a apei şi la alterarea chimică, dat fiind
dimensiunile mai mari ale particulelor şi gradul de
mărunţire mai scăzut.
Rezistenţa la acţiunea de transport a apei creşte de
la feldspaţi la piroxeni, amfibioli, hematit, ortoză, cuarţ,
apetit, magnetit; rezistenţa la alterare scade odată cu
creşterea conţinutului de fier, elemente alcaline (Na, K)
şi alcalino – pământoase (Ca, Mg).
44
2)Constituienţi secundari sun rezultaţi în urma
alterării constituienţilor primari fiind reprezentaţi de
săruri, oxizi şi hidroxizi şi minerale argiloase.
Sărurile din sol se împart în trei grupe (după
gradul de solubilitate): săruri uşor solubile, săruri
moderat solubile şi săruri greu solubile.
Sărurile uşor solubile precum NaCl, Na2SO4,
Na2CO3, NaHCO3, se acumulează numai în condiţii
specifice care favorizează formarea solurilor sărăturate
(salinizate şi alcalizate).
Clorura de sodiu (NaCl) este o sare prezentă în
solurile saline, în apele freatice şi în lacurile sărate fiind
toxică pentru plante. Solubilitatea este mare (264
g/l) şi se menţine aproape constantă în intervalul de
temperatură de 0-1000C.
Prezenţa NaCl în sol măreşte solubilitatea gipsului
fapt ce trebuie luat în seamă la stabilirea măsurilor de
ameliorare a solurilor sărăturate. Ea hidrolizează neutru
şi nu determină în mod direct alcalinizarea solului.
Sulfatul de sodiu (Na2SO4) este o sare prezentă în
solurile sărăturate şi hidrolizează neutru dar, în
prezenţa carbonatului de sodiu (Na2CO3) şi a acidului
carbonic (H2CO3), determină alcalinizarea soluţiei
solului.
Solubilitatea variază funcţie de temperatură: la
250C este de 280 g/l.
45
Sãrurile moderat solubile sunt reprezentate de
gipsul mineral constituit din sulfat de calciu hidratat
(CaSO4⋅2H2O). Solubilitatea gipsului este de 2.3 g/l la
temperatura de 180C. Dizolvat în apa de infiltraţie el este
transportat şi depozitat în straturile mai profunde ale
solului.
Gipsul se foloseşte ca amendament pentru
corectarea reacţiei alcaline a solului precum şi la
ameliorarea solurilor acide cu un conţinut ridicat de Al3+
(toxic pentru plante).
Avantajele utilizării gipsului la ameliorarea
solurilor acide constau în faptul că el este mai solubil (are
efect mai rapid) decât carbonatul de calciu folosit în mod
frecvent şi că are însuşirea de a contribui la ameliorarea
stratului subarabil (Brady 1996).
Sărurile greu solubile sunt reprezentaţi de
carbonaţii alcalino-pământoşi (CaCO3, MgCO3).
Carbonatul de calciu (CaCO3) are solubilitate de 0,014
g/l la temperatura de 250C în apa pură, solubilitate care
poate să crească considerabil în apa care conţine CO2. El
influenţează favorabil proprietăţile fizice şi chimice ale
solului.
În general carbonaţii alcalino-pământoşi din sol
sunt solubilizaţi si transportaţi de către apa de infiltraţie
spre adâncime unde precipită, se depun şi formează
orizontul carbonato-acumulativ-Cca.
46
Oxizii şi hidroxizii de Si, Al, Fe şi Mn intră în
alcătuirea fracţiunii coloidale a solului şi se formează
prin procesele de alterare a substratului mineral. Ei se
prezintă sub forme amorfe sau în diferite grade de
cristalizare.
Cuarţul (SiO2) se întâlneşte în toate solurile
minerale constituind cea mai mare parte a fracţiunii
nisipoase (0.02 – 2 mm) şi o parte importantă din
fracţiunea “praf” (0.002÷0.02 mm). Este, în general,
moştenit din roca parentală fiind foarte rezistent la
agenţii fizici de dezagregare şi la agenţii chimici care
provoacă alterarea.
Din punct de vedere chimic şi mineralogic,
dioxidul de siliciu (SiO2) este un compus “polimorf”
întâlnit sub diferite stări: stare cristalină (calcedonia) şi
stare amorfă (opalul).
Oxizii şi hidroxizii de fier şi aluminiu sunt
prezenţi în sol sub diferite forme ca: pelicule pe suprafaţa
altor minerale şi/sau compuşi amorfi polimerizaţi în
spaţiul lamelar al mineralelor argiloase.
Oxizii şi hidroxii de fier iau naştere prin alterarea
mineralelor cu conţinut de ioni de fier în reţeaua
cristalină. În timpul alterării fierul este scos din reţeaua
cristalină a mineralelor primare, formează hidroxizii de
fier care, în mare parte, se depun sub formă de geluri
amorfe sau, prin deshidratare, trec în sescvioxizi: limonit
(2Fe2O33H2O), goethit (Fe2O3H2O), hematit (Fe2O3).
47
Compuşii hidrataţi ai fierului imprimă solului
culoare gălbuie iar oxizii de fier imprimă culoare roşcată
sau ruginie. Prezenţa simultană a oxizilor şi a hidroxizilor
de fier în acelaşi orizont pedogenetic imprimă o culoare
(rezultantă) portocalie.
Oxizii şi hidroxizii de aluminiu se formează prin
alterarea silicaţilor primari şi secundari. Hidroxizii de
aluminiu se prezintă sub formă de geluri amorfe instabile
care cristalizează treptat până la forma finală: gibbsit.
Oxizii şi hidroxizii de mangan se formează prin
oxidarea ionilor de mangan eliberaţi în urma alterării, în
condiţiile unei umeziri excesive temporare. Ei apar sub
formă de pete şi concreţiuni de culoare brună închisă
până la neagră
Minerale argiloase sunt constituite din minerale
filosilicatice care imprimă plasticitatea argilei umede sau
duritatea argilei uscate şi celei arse (Gugenheim şi
Martin, 1995 citaţi de C. Crăciun, 2000).
Mineralele argiloase trimorfice de tip 2:1 au o
structură de bază alcătuită din două straturi de tetraedri
(SiO4) între care se află un strat de octaedri (AlO2(OH)4).
Mineralele din această grupă sunt reprezentaţi de
illit, vermiculit, smectit, montmorilonit, ş.a..
Illitul cuprinde “mineralele micacee” de
dimensiuni coloidale mai mici de 0,002 mm: mica,
hidromice, illitul şi interstratificaţiile sale, sericitul.
Serecitul ia naştere în urma proceselor de alterare
48
hidrotermală şi conţine peate 7% K2O. Hidromica
conţine 6,5 ÷ 8,5% K2O. Ilitul conţine 2.8 ÷ 6.5% K2O –
funcţie de gradul de alterare.
Vermiculitul este mineral argilos cu reţea
extensibilă ce se formează prin alterarea biotitului şi se
caracterizează printr-o pronunţată substituţie izomorfă a
ionilor de Si din tetraedre cu cei de Al, iar a celor de Al
din octoedre cu Mg.
Vermiculitul are capacitate mare de “fixare” sau
“sorbţie” a cationilor de K+ şi NH+4 provenite din
îngrăşăminte sau alte surse. El este prezent în toate
solurile – mai ales în cele acide – şi contribuie la mărirea
capacităţii de schimb cationic datorită densităţii mari a
sarcinilor negative aflate în interiorul particulelor.
Montmorilonitul prezintă o structură
cristalochimică ordonată, cu un deficit de sarcină mai
scăzut, iar capacitatea de schimb cationic nu depăşeşte
100 me / 100 g sol. Distanţa dintre foiţe este variabilă în
funcţie de gradul de hidratare al mineralului. Acest
mineral se dispersează puternic în apă, “suprafaţa
specifică” poate atinge valori de 800 m2 / g.
Montmorilonitul conferă solului o mare plasticitate,
coeziune, gonflare în perioada umedă şi contracţie în
perioada secetoasă a anului. În orizontul superior al
profilului de sol, mineralele de tip “montmorilonit”
conferă solului rezistenţă mare la eroziunea prin apă şi la
efectuarea lucrărilor mecanice.
49
Mineralele argiloase dimorfice de tip 1:1 au o
structură de bază alcătuită dintr-un strat de tetraedri de
SiO4 şi unul de octoedri de AlO2(OH)4. Foiţele sunt
legate prin punţi de H, distanţa dintre foiţe fiind de 7A.
Ele pot reţine un numãr mic de ioni numai pe suprafeţele
de ruptură sau clivaj. Dintre acestea menţionăm:
Caolinutul, Halloysitul şi Metahalloysitul.
Caolinitul – Al4[Si4O10](OH)8 – are, studiat la
microscopul electronic, formă de plachete hexagonale în
particule de 0.2 – 2 μm. Particulele caolinit sunt
neexpandabile (distanţa dintre foiţe este fixă - 7A) iar
reţeaua este rigidă. Capacitatea de schimb cationic este
mică (5 ÷ 15 me / 100 g) din cauza reţinerii ionilor numai
pe suprafaţa exterioară a particulelor. Anionii “fosfat”
(PO43-) şi “sulfat” (SO4
2-) sunt uşor reţinute la sarcinile
libere pozitive a ionilor de aluminiu aflate la exteriorul
particulelor de Caolinit.
Allofanele sunt aluminosilicaţi hidrataţi (amorfi
faţă de razele “X”) şi/sau amestecuri dispersate de geluri
de silice şi hidroxizi de aluminiu cu o compoziţie chimică
variabilă, raportul SiO2 / Al2O3 fiind de 0.5-2.4.
2.4. MATERIALUL PARENTAL
Este reprezentat de materialul mineral detritic sau
materialul organic din care s-a dzvoltat profilul de sol.
Compoziţa mineralologică şi chimică a rocii din care
50
provine materialul parental poate fi identică sau diferită
faţă de roca subiacentă (situată la baza profilului de sol).
Prin dezagregarea şi alterarea rocilor rezultă un
material afânat şi poros, permeabil pentru apă şi aer, dar
care posedă şi capacitatea de reţinere a apei datorită
prezenţei mineralelor secundare argiloase (Parichi M.,
1999).
Materialul parental este constituit din fragmente
grosiere de rocă (scheletul solului) şi din complexul de
alterare format din particule fine de minerale primare
nealterate, minerale argiloase, oxizi şi hidroxizi, săruri
etc..
Solul, format din materiale parentale diferite,
moşteneşte o anumită compoziţie granulometrică,
mineralogică şi chimică. Moştenirea mineralogică
determină mărimea capacităţii de schimb ionic şi un
anumit grad de selectivitate a ionilor din soluţia solului
(Gh. Gâţă 1997).
Compoziţia chimică a solului este determinată de
mineralele sale constituiente dar diferă de cea a
materialului parental iniţial prin conţinuturi mai mari de
siliciu (acumulat rezidual), carbon şi azot ca efect al
procesului de bioacumulare. Materialul parental
transmite solului minerale de anumite dimensiuni şi
grade de alterare. În procesul de formare a solului, prin
alterare, se eliberează cantităţi diferite de elemente din
structura cristalo-chimică a mineralului; intensitatea cu
51
care se eliberează aceste elemente scade odată cu
micşorarea conţinutului aceastor elemente aflate la
periferia particulelor minerale.
Materialul parental transmite solului şi un anumit
potenţial de solubilizare al elementelor (Gh. Gâţă, 1997).
Prin solubilizarea selectivă se eliberează în soluţia de
alterare cantităţi variabile de elemente nutritive în funcţie
de cantitatea totală de elemente din soluţie (cea adsorbită,
chelatizată sau cuprinsă în structura mineralului). Ionii
eliberaţi pot fi absorbiţi de sitemul radicular al plantelor
sau pot fi îndepărtaţi de către curentul descendent al apei
care străbate solul sau materialul parental supus
solificării.
Depunerile eoliene şi aluvionare determină
reînnoirea materialului parental şi menţinerea solurilor în
stadii incipiente de formare şi evoluţie.
52
CAPITOLUL III
MATERIA ORGANICĂ DIN SOL
3.1. CONSTITUIENŢI ORGANICI AI
SOLULUI
Toate organismele vegetale şi animale care trăiesc
în sol formează componenta vie a acestuia sau “edafonul
solului”.
Edafonul microorganic este alcătuit din
microflora (bacterii, actinomicete, fungi, alge) şi
microfauna (protozoare nematozi).
Edafonul macroorganic este reprezentat de
sistemul radicular al tuturor speciilor vegetale ancorate în
sol prin sistemul lor radicular şi de macrofauna solului
(râme, insecte, animale vertebrate).
Materia organicã - inclusiv substanţele humice –
este un element definitoriu al solului constituind criteriul
fundamental al diferenţierii solului de materialul parental.
Materia organicã este alcătuită dintr-o mare
varietate de materiale organice care pot fi împărţite în
două mari categorii:
1. totalitatea organismelor vii (edafonul solului)
2. materia organică moartă
53
Materia organică moartă este fracţiunea organică
a solului care include reziduurile de plante şi animale
aflate în diferite stadii de descompunere, celulele
organismelor din sol şi substanţele specifice solului
sintetizate sau transformate de către microorganisme.
Fracţiunea de materie organică moartă nehumificată se
compune din lignine, celuloze, proteine, zaharuri,
grăsimi, substanţe tanante, ceruri, etc.
Prin procesul de humificare a substanţelor organice
are loc formarea humusului care este, prin urmare, un
produs natural rezultat din degradarea biologică a
resturilor organice şi este alcătuit dintr-un amestec de
mai multe substanţe.
3.1.1. Edafonul solului – totalitatea organismelor
vii
Bacteriile sunt microorganisme vegetale
“procariote” (cu structură simplă - fără organite interne).
Celulele bacteriilor pot avea formă sferică (“coci”) de
bastonaşe (“bacili”) sau spiralată (“spirili”). Mărimea lor
variază în mod frecvent între 0,5 şi 1,5 microni. Numărul
cel mai mare de bacterii se înregistrează în partea
superioară a solului, zonele cele mai populate fiind cele
din imediata vecinătate a rădăcinilor şi mai cu seamă în
rizosferă. Ele preferă condiţii de reacţie a solului slab
acidă, neutră şi slab alcalină.
54
Bacteriile se pot dezvolta în prezenţa oxigenului
(bacterii aerobe) sau în lipsa acestuia (bacterii anaerobe).
După modul de nutriţie bacteriile pot fi:
a) autotrofe şi b) heterotrofe.
Fungii sau Ciupercile sunt microorganisme
heterotrofe predominant aerobe care trăiesc ca saprofite
pe resturi organice sau ca parazite pe plante preferând un
mediu acid.
Ciupercile sunt considerate “copii pământului”
(Sattler Westinghausen, 1994) deoarece aparţin
sistemului metabolic al solului, fără relaţie proprie cu
lumina (fructificaţiile dispar la scurt timp după contactul
cu lumina).
Activitatea unor ciuperci are efect bactericid prin
produşii antibiotici specifici (penicilina, streptomicina);
alte ciuperci dau naştere pe rădăcinile plantelor verzi
unor formaţiuni de simbioză denumite “micorize” în
cadrul cărora ciuperca foloseşte de la plante hidraţii de
carbon iar planta primeşte azot şi unele elemente
nutritive mobilizate de către ciuperci.
Algele sunt microorganisme unicelulare sau
pluricelulare, cu formă filamentoasă, lamelară sau
tridimensională. Ele sunt fotosintetizatoare, în citoplasma
celulară având cromatofori dintre care predomină
pigmenţii clorofilieni. În sol se întâlnesc alge verzi (în
partea superioară a solurilor neinundabile şi cu reacţie
acidă) alge verzi-albastre (mai frecvente în pajişti), alge
55
galbene-verzui şi alge diatomee (predominante în solurile
din livezi). Prezente în partea superioară a profilului de
sol (0-10cm), algele sintetizează şi acumulează materia
organică utilizând pentru aceasta substanţe minerale,
uneori concurând plantele la asimilarea compuşilor de
azot.
Algele au un rol însemnat în formarea elementelor
structurale hidrostabile din sol datorită mucilagiilor
vâscoase pe care le eliberează.
Animalele vertebrate cele mai răspândite în sol
sunt Cîrtiţa (Talpa europea), Hîrciogul (Cricetus
cricetus), Şoarecele de câmp (Microtus arvalis) ş.a.
Aceste mici animale sapă numeroase galerii cu
diametrul cuprins între 3 şi 10 cm prin care transportă
spre adăposturile lor cantităţi de produse vegetale. În
acest mod se realizează şi un tranzit intens de material
pământos din orizonturile mijlocii şi inferioare ale solului
spre partea superioară.
Prezenţa acestor galerii denumite “crotovine” este
caracteristică solurilor cu textură mijlocie din zonele de
stepă şi silvostepă.
Crotovinele în care se observă prezenţa unui
material de culoare închisă provenit din orizonturile
bogate în humus se numesc “melanocrotovine”, iar cele
umplute cu material deschis la culoare, adus din
orizonturile inferioare, se numesc “leucocrotovine”.
56
Activitatea animalelor vertebrate din sol determină
în timp amestecarea profundă şi intensă a solului şi –
implicit – atenuarea limitelor dintre orizonturile
pedogenetice.
Râmele, în macrofauna solului, sunt unele dintre
cele mai importante specii ce contribuie la îmbunătăţirea
stării de fertilitate. Dintre acestea cele mai răspândite
sunt Lumbricus terestris şi Allobophara caliginosa,
numărul de exemplare prezente în sol variază între 30 şi
300 / m2 (în solurile bogate în materie organică) cu o
masă totală cuprinsă între 110 şi 1100 kg / ha.
Râmele pot ingera o cantitate de sol de până la de
treizeci de ori mai mare decât masa corpului lor.
Cantitatea de sol ingerată de către râme în decursul unui
an poate ajunge până la 50-100 to / ha.
Reţeaua de canale sau galerii formate prin
activitatea râmelor poartă denumirea de “cervotocine”
iar masa de materie organică şi de sol trecută prin corpul
râmelor poartă denumirea de “coprolite” şi au aspectul
unui “sirag de mărgele” cu un conţinut mai bogat în
materie organică şi bacterii decât solul din preajmă.
Contribuţia majoră a râmelor la îmbunătăţirea stării de
fertilitate a solului se realizează prin faptul că ele
impregnează materialul tranzitat cu enzime digestive şi
microfloră intestinală iar, după moarte, însăşi corpurile
lor constituie o sursă de elemente nutritive pentru plante.
Galeriile rezulate din activitatea râmelor măresc aeraţia şi
57
drenabilitatea (şi – implicit – infiltraţia apei din sol),
reduc gradul de compactare a solului şi îmbunătăţesc
stabilitatea structurii. Existenţa galeriilor poate avea şi
efecte negative prin faptul că mărirea permeabilităţii duce
la intensificarea procesului de infiltrare a substanţelor
poluante în pânza freatică, proces parţial diminuat de
prezenţa coprolitelor care au o bună capacitate de
adsorbţie a substanţelor poluante. Râmele au cea mai
mare răspândire în solurile cu textură mijlocie (cele
nisipoase fiind abrazive) cu pH-ul de 5,5-8,5, conţinut de
săruri solubile scăzut şi cu chimizare (îngroşare, erbicide)
moderată.
Compuşii organici de fotosinteză ai plantelor verzi
constituie sursa principală de materie organică din sol.
Cantitatea de materie organică din sol. Cantitatea de
materie organică alcătuită din rădăcini şi alte resturi
vegetale (frunze, tulpini, fructe) ce cad pe suprafaţa
solului variază funcţie de diferiţi factori ajungând până la
100-200 t/ha în zona ecuatorială. Pe terenurile cultivate
cu frecvente lucrări ale solului, resturile vegetale sunt
încorporate an de an în masa solului.
Pe terenurile necultivate se formează la suprafaţa
solului, acumulări de resturi organice stratificate de-a
lungul anilor, acumulări care poartă denumirea de
“litieră”. În funcţie de persistenţa masei de materie
organică pe sol, litiera poate avea difirete grosimi; astfel
58
întâlnim litieră de pădure, litieră de muşchi, litieră de
ierburi.
Litiera de pădure, funcţie de componenţa floristică
a arealului forestier, constituie elementul de origine al
resturilor organice şi, implicit al proceselor de formare a
humusului.
Astfel, sub pădurile de stejar se formează o litieră
din produse uşor degradabile ce se descompun intens
formând un humus bogat în Ca (mull calcic), sub
pădurile de fag se formează acizi solubili şi un humus
grosier foarte acid. Litiera de sub pădurile de conifere se
biodegradează lent din cauza prezenţei unor substanţe
rezistente la alterare (cu efecte inhibitoare asupra unor
microorganisme) şi dă naştere, asemeni litierei de fag,
unui humus grosier şi foarte acid.
Litiera de muşchi se formează pe terenuri umede
denumite popular “tinoave” fiind constituite şi din ierburi
higrofile, esenţe lemnoase moi (arin, salcie, plop şi
diferite specii de subarbuşti). Această litieră poate apărea
şi insular pe văi cu umezeală persistentă şi ochiuri de
mlaştină, uneori putând forma un material turbos.
Litiera ierboasă se formează în pajişti şi conţine
multe resturi vegetale şi o faună foarte variată.
Fixarea plantelor în sol realizată prin pătrunderea
rădăcinilor are un efect fizic dar şi un efect chimic.
La nivel radicular are loc, prin respiraţie,
eliminarea CO2 şi, în urma schimbului ionic implicat în
59
nutriţia plantelor, elaborarea ionilor de H+ sau a anionilor
(oxalat, tartrat, citrat) care favorizează alterarea
mineralelor.
Rădăcinele plantelor superioare cresc, se dezvoltă
şi rămân în sol (după încheierea ciclului de vegetaţie)
constituind sursa principală de carbon şi energie pentru
microorganisme. Acţiunea benefică a rădăcinilor în sol se
materializează şi prin aceea că favorizează formarea
agregatelor structurale, că îmbunătăţeşte circulaţia apei şi
aerului prin canalele explorate, că favorizează
structurarea solului datorită numărului mare de
microorganisme prezente în exudatele rădăcinilor şi că
influenţează nutriţia minerală a microorganismelor care,
la rândul lor, influenţează nutriţia minerală a plantelor. În
sfârşit, în rizosferă (1-2 mm în jurul rădăcinilor active)
valorile pH-ului sunt de zeci de ori mai mici decât în sol.
3.2.COMPOZIŢIA CHIMICĂ A
MATERIEI ORGANICE DIN SOL
Resturile organice proaspete se găsesc la suprafaţa
solului sau încorporate dispersat în masa solului şi au o
compoziţie alcătuită din substanţă uscată (10-40%) şi apă
(60-90%).
În compoziţia chimică elementară a substanţei
uscate din resturile organice proaspete predomină
60
carbonul (44%), urmat de oxigen (40%), hidrogen (8%)
şi elemente minerale (Ca, Mg, Fe, K, P, S, etc.) 8%.
Resturile organice proaspete conţin - în substanţă
uscată - zaharuri şi amidon (1÷5%), hemiceluloză (10-
30%), celuloză (20-50%), lignină (10÷30%), grăsimi,
ceruri şi tanimuri (1-8%) şi proteine solubile (1-15%).
Componenţii din ţesuturile resturilor organice încep
să se descompună simultan, odată cu încorporarea în
masa solului. Rezistenţa la descompunere a grupelor de
substanţă organică este diferită: scade de la lignină la
grăsimi ceruri, celuloză, hemiceluloză, proteină, zaharuri,
amidon, etc..
Ca urmare a proceselor de transformare, conţinutul
relativ (%) de substanţe organice din reziduul humificat
diferă de cel iniţial (vezi tabelul 3.1.).
Tabelul 3.1.
Conţinutul relativ (%) Componentul
În ţesutul plantelor În rezidul humificat
Celuloza 20-40 2-10
Hemiceluloza 15-25 0-2
Lignină 10-30 35-50
Proteină 1-15 28-53
Grăsimi, ceruri 1-8 1-8
61
3.3. FRACŢIUNI HUMICE
Substanţele humice sunt substanţe organice de
culoare închisă, specifice solului, care provin din
transformarea (descompunere şi sinteză) substanţelor
nehumice: organismele vegetale şi animale, produşii de
descompunere a acestora şi produşii metabolismului
microbian.
Substanţele humice se grupează în două categorii:
a)substanţe humice solubile în soluţiile alcaline –
acizii humici;
b) substanţe humice insolubile în soluţiile alcaline
– huminele.
Acizii humici sunt compuşi macromeleculari aflaţi
în stare de dispersie coloidală şi rezultă din
policondensarea produselor intermediare de
descompunere. Ei au o structură policiclică cu grupări
principale carboxilice (- COOH) şi fenolice (-
OH) se întâlnesc în sol în diferite grade de polimerizare.
Principalii reprezentanţi ai acizilor humici sunt acizii
fulvici şi acizii humici.
Acizii fulvici sunt fracţiuni de substanţă humică,
solubili în soluţii alcaline diluate şi nu precipită la adaos
de acizi minerali.În soluţie, acizii fulvici au o culoare
deschisă (galben în diferite nuanţe). Ei se deosebesc de
acizii huminici prin conţinutul mai mic de carbon (43-
62
52%) şi azot (1.9-2.5%), conţinutul mai mare de oxigen
(40-48%), aciditatea mai ridicată (pH 2.6÷2.8) şi gradul
mai redus de condensare (greutatea moleculară
2000÷9000).
În sol acizii fulvici se găsesc atât în stare liberă cât
şi în legături cu hidroxizii de fier şi aluminiu sub formă
de compuşi organo – minerali de tip chelat (C. Păunescu,
1976). Grupările ce conţin azot au o mare afinitate pentru
unele elemente tranziţionale, cum ar fi Cu şi Ni cu care
formează combinaţii complexe (Gh. Lixandru, 1997).
Datorită solubilităţii mari şi reacţiei foarte puternic acide,
acizii fulvici determină alterarea intensă a mineralelor din
sol (C. Teşu, 1993).
Acizii huminici reprezintă o porţiune a
substanţelor humice din sol având o culoare închisă, fiind
solubili în soluţii alcaline diluate şi precipitând la adaos
de acizi minerali şi în extract.
Acizii huminici au o culoare închisă, sunt solubili
în soluţii alcaline, diluate şi însolubile în alcool. Forma
sferică şi dimensiunile coloidale conferă rezistenţa la
alterare. Ei posedă grupări funcţionale oxidril-fenolice
(-OH), carboxilice (-COOH) şi aminice (-NH2 , -NH) iar
greutatea lor moleculară este foarte mare (10 000 ÷ 100
000). Caracterul lor acid este determinat de grupările
hidroxil fenolice şi carboxilice.
Huminele sunt polimeri cu un grad avansat de
condensare şi reprezintă fracţiunea stabilă a substanţelor
humice din sol, au o culoare neagră şi sunt insolubile în
apă, acizi, soluţii alcaline şi alcooli. Ele formează cu
argila complexe organo-minerale foarte stabile; legăturile
lor cu silicaţii secundari pot fi distruse prin tratarea
repetată a solului cu HNO3-2n şi NaOH-0.1n . Substanţele
humice rezultate în urma acestui tratament au un conţinut
mai mare de oxigen şi hidrogen decât acizii huminici
liberi: molecula lor, fiind mai simplă, reacţionează mai
intens cu partea minerală a solului. Vârsta medie a
huminelor este cuprinsă între 5 000 şi 10 000 de ani.
3.4.RAPORTUL CARBON/AZOT(C/N)
Raportul C/N este o constantă compoziţională a
solului care reflectă conţinutul de carbon şi de azot din
acizii humici (N. Bucur, 1997) precum şi raportul dintre
aceste elemente. Valoarea acestui raport se calculează
după formula:
Nt%C%N/C =
unde %C reprezintă procentul de carbon organic iar %Nt
conţinutul procentual de azot total.
În studiile pedologice raportul C/N se calculeazã
prin împărţirea numărului de atomi gram de carbon la
numărul de atomi gram de azot după formula: C/N =
12C/14N. Raportul C/N este indice pedogenetic sintetic
63
64
folosit, alături şi de alte caracteristici chimice ale solului,
la stabilirea tipului de humus forestier (tab.3.2.).
Tabelul 3.2.
Variaţia valorii Raportului C/N la diferite tipuri de
humus (I.C.P.A. Bucureşti – 1994)
Tipul de
humus
Mull
calcic Mull acid Mull Moder Moder
Humus
brut
Raportul
C/N < 15 16 - 19 20 - 22 23 - 26 > 27
În orizonturile superioare ale profilului de sol (unde
conţinutul de N total este de cele mai multe ori egal cu
conţinutul fracţiunii de N organic), raportul C/N exprimă
aproape exact relaţia dintre elementele Carbon şi Azot în
cadrul materiei organice. În orizonturile inferioare (unde
se înregistrează o creştere a conţinutului de amoniu (NH4
neschimbabil şi schimbabil) se constată o descreştere a
valorii raportului C/N. În aceste condiţii, pentru obţinerea
unui calcul corect al raportului C/N se va stabili mai întâi
valoarea exactă a lui N total şi valoarea lui NH4
neschimbabil şi schimbabil (Irina Vintilă, 1986).
Raportul “Carbon:Azot” în corpurile
microorganismelor care descompun materie organică este
în medie de 5:1 la bacterii, de 6:1 la actinomicete şi de
10:1 la fungi (ciuperci). Din cantitatea totală de carbon
65
folosită, circa o treime este cheltuită pentru sintetizarea
masei microorganismelor iar circa două treimi se elimină
prin respiraţie şi procese metabolice.
Experienţa a dovedit că la adaosul de resturi
organice în sol, se declanşează o cmpetiţie între plantele
cultivate şi microorganisme pentru azotul mineral din sol,
ceea ce - prin consecinţă - impune obligativitatea ca, la
încorporarea resturilor organice în sol, să se ţină seama
de cantitatea de resturi vegetale din sol la momentul
încorporării şi de valoarea raportului C/N.
Cunoscând raportul C/N din materia organică
humificată şi cel din materia organică netransformată
(inclusiv cel din corpul microorganismelor), la calculul
necesarului de îngrăşăminte cu azot se va avea în vedere
obiectivul contracarării concurenţei dintre plantele
cultivate şi microorganismele din sol pentru azotul
mineral.
3.5. RAPORTUL ACIZI
HUMINICI(AH): ACIZI FULVICI(AF)
În fracţiunea substanţelor humice, raportul dintre
acizii huminici şi acizii fulvici constituie un indicator
caracteristic diferitelor tipuri de sol.
Astfel, solurile luvice şi spodosolurile care s-au
format într-un climat umed şi excesiv de umed sub
influenţa vegetaţiei forestiere (foioase sau conifere) a
66
culturilor agricole sau a pajiştilor secundare, soluri cu o
reacţie acidă (pH<5.7) şi cu un grad de saturaţie în baze
sub 70%, valoarea raportului AH/AT este mai mică de
0.75. Solurile bilane, chiar dacă s-au format într-un
climat mai secetos şi sunt saturate în cationi bazici, au o
valoare a raportului AH/AF de 0.75-1.25 ca şi solurile cu
o reacţie moderat acidă până la slab alcalină şi un grad de
saturaţie în baze mai mare de 70%. Valorile frecvent
subunitare ale raportului AH/AT reflectă condiţiile
hidrotermice ale zonei solurilor bălane caracterizate prin
variaţii mari ale umidităţii (de la umiditate accentuată la
uscăciune înaintată) fapt ce favorizează polimerizarea
acizilor huminici şi trecerea lor în humine (N. Florea,
1970).
3.6. TIPURI DE HUMUS
Humusul din solurile agricole şi, mai cu seamă, din
cele forestiere se prezintă sub o mare diversitate de tipuri
şi subtipuri (Duchofaer, 1960). Kubiena (1953) citat de
Lixandru (1997) a denumit diversele tipuri de humus “
forme de humus “ deoarece ele se disting şi se separă în
primul rând morfologic.
Prin urmare formele de humus se diferenţiează
între ele în primul rând pe criteriul însuşirilor
morfologice şi micromorfologice ale orizonturilor cu
67
humus şi în al doilea rând, pe criteriul însuşirilor chimice,
fizice şi biologice.
Criteriile morfologice se referă la grosimea
orizontului organic (“O), la succesiunea şi corterele
morfologice a orizonturilor şi suborizonturilor cu humus,
la gradul de descompunere a materiei organice şi la
gradul de amestecare a materiei organice cu materia
minerală.
Criteriile chimice şi biochimice se referă la
indicele C/N. la raportul dintre acizii humici şi fulvici, la
rezistenţa diferitelor fracţiuni la extracţia cu anumiţi
reactivi.
Principalele forme de humus din sol, în ordinea
descrescândă a humificării sunt: MULLUL, MODERUL
şi MORUL (humusul brut).
Humusul “Mull” este format din materie organică
complet humificată şi, ca urmare a activităţii biologice
intense de transformare a resturilor organice sub acţiunea
râmelor şi bacteriilor, intim amestecată cu partea
minerală a solului. Această formă de humus se întâlneşte
în zone cu climă caldă şi semiumedă sau umedă, în soluri
bogate în substanţe nutritive şi condiţii echilibrate de
aeraţie şi umezire.
În solurile de pădure, sub frunzele nedescompuse
(“Ol”) se găseşte un strat subţire şi discontinuu de litieră
în curs de humificare. Aici între orizontul de acumulare a
materiei organice humificate (“A”) şi orizontul organic
68
(“O”) există o puternică discontinuitate; trecerea între
orizontul “A” şi orizontul subiacent este treptată.
Mullul calcic se formează prin transformarea
materiei organice din masa solului, sub o vegetaţie
ierboasă, pe un material bogat în elemente bazice şi în
condiţii de climă semiaridă sau semiumedă şi este
caracteristic orizonturilor “A” din Molisoluri şi Soluri
molice. Acest humus este intim amestecat cu partea
minerală a solului formând complexe argilo-humice, are
o culoare negricioasă, reacţie neutră sau slab alcalină,
greutate moleculară mare, raportul C/N situându-se între
8 şi 12.
Mullul forestier se formează prin transformarea
resturilor organice şi ierboase şi a litierei de la suprafaţa
solului, pe roci fără CaCO3 pe o vegetaţie forestieră în
condiţii de climă semiumedă şi umedă. În soluri cu mult
forestier succesiunea orizonturilor din partea superioară a
profilului poate fi Ol – A sau Ol – (Oh) – A.
Mullul forestier are culoarea brună sau brun-
negricioasă, reacţie moderat acidă, grad de saturaţie în
baze de 20-60% şi raport C/N între 12 şi 15.
69
Humusul Moder. Materia organică este încorporată
în solul mineral, fapt pus în evidenţă de limita
neconturată între orizontul organic “O” şi orizontul “A”,
de inexistenţa procesului de formare a complexului
argilo-humic şi de prezenţa unei microstructuri alcătuite
din microagregate organice şi particule minerale.
Orizontul organic cuprinde toate cele trei
suborizonturi (Oe, Of şi Oh) cu o tranziţie treptată spre
orizontul “A” (gros de doar 15-20 cm) iar trecerea de la
orizontul "A” la orizontul subiacent este netă.
Humusul Moder are un conţinut ridicat de lignine şi
alte produse intermediare, un raport C/N între 15 şi 25, o
valoare subunitară a raportului “acizi humici / acizi
fulvici” şi o reacţie pH puternic acidă. În solurile cu
humus “Moder” lipsesc râmele din cauza conţinutului
scăzut de proteine a resturilor organice şi a condiţiilor de
climă: solurile îngheaţă pe toată grosimea – mai ales cele
superficiale.
Humusul brut (Morul) este un humus forestier
format din frunze de Răşinoase stratificate la suprafaţa
solului, aflate în diferite grade de transformare (Ol, Oh,
Of) şi care se separă tranşant de solul mineral. El se
formează în climate reci şi umede cu arborete de
răşinoase, pe roci acide, sărace în elemente nutritive; la
formarea lui contribuind pătura vie a solului reprezentată
de Vacciunmmyrtilus şi alte specii din familia Ericaceae;
70
transformarea materiei organice este făcută îndeosebi de
ciuperci cu o participare foarte slabă a mezofaunei.
Humusul brut este puternic acid, slab saturat în
baze (<15%), sărac în elemente nutritive, raportul C/N
are valori cuprinse între 30-40; conţinutul ridicat de acizi
solubili şi dispersaţi coloidal în soluţia solului determină
alterarea intensă (distrucţia) silicaţilor primari. Pătura
groasă de humus brut împiedică aeraţia solului şi
pătrunderea apei.
71
CAPITOLUL IV
PROPRIETĂŢILE FIZICE ALE
SOLULUI
Proprietăţile fizice ale solului au influenţă majoră
asupra modului în care solul funcţionează în cadrul unui
ecosistem. Creşterea şi dezvoltarea plantelor, cât şi
regimul apei şi a soluţiei solului sunt intens legate de
proprietăţile fizice ale acestuia. Culoarea solului, textura,
structura şi celelalte proprietăţi fizice sunt criterii în
clasificarea diferitelor tipuri de sol.
Textura solului defineşte mărimea particulelor de
sol în timp ce structura acestuia face referiri la modul în
care aceste fracţiuni sunt dispuse împreună, definind
natura sistemului de pori şi canale în sol.
Materia organică acţionează ca un liant între
particulele individuale de sol, determinând formarea unor
grupări sau agregate de sol.
Solul este un sistem complex, constituit din fază
solidă, lichidă şi substanţe gazoase, în care faza lichidă şi
gazele ocupă spaţiile poroase dintre particulele solide.
Proprietăţile fizice fac referire directă asupra naturii
fazei solide a solului, cu impact asupra regimului de apă
şi aer în sol.
72
Împreună, structura şi textura solului ajută la
determinarea capacităţii de aprovizionare cu nutrienţi a
fazei solide a solului şi a capacităţii solului de a reţine şi
conduce apa şi aerul necesare activităţii radiculare a
plantelor.
De asemenea, proprietăţile fizice ale solului dau
indicaţii asupra modului de prelucrare mecanică a
acestuia, cât şi asupra eroziunii.
4.1. COMPOZIŢIA
GRANULOMETRICĂ A SOLULUI
Faza solidă a solului ocupă aproximativ 50 % din
volumul acestuia, fiind constituită din substanţe în stare
de dispersie moleculară şi ionică, coloidală şi grosieră.
Textura solului face referire la mărimea şi proporţia
particulelor (fracţiunilor granulometrice) ce alcătuiesc
solul, excluzând substanţele în stare moleculară şi ionică,
precum şi humusul.
4.1.1. Sisteme de fracţiuni granulometrice
Particulele cu dimensiuni cuprinse între anumite
limite au proprietăţi specifice, formând o categorie de
particule (grupe) sau fracţiuni granulometrice.
Cu cât gradul de mărunţire este mai avansat, cu atât
suprafaţa şi numărul particulelor este mai mare.
73
În definirea texturii solului sunt folosite numai
fracţiunile granulometrice de nisip, praf şi argilă.
Numărul şi suprafaţa particulelor în funcţie de gradul
de mărunţire
(Gr. Obrejanu, St. Puiu, 1972)
Categoria de
particule ∅ mm Nr. particule/g
Suprafaţa totală
a particulelor
1 g/cm3
Nisip grosier 2,0 - 0,2 90 - 720 11 - 23
Nisip fin 0,2 - 0,02 720 - 46000 24 - 91
Praf 0,02 - 0,002 46000 - 5776000 91 - 454
Argilă > 0,002 5776000 -
90260853
454 - 8000000
La stabilirea grupelor de particule sunt utilizate
diferite sisteme de clasificare.
Sistemul ATTEBERG
– Argilă 0,002 mm
– Praf 0,002 ..... 0,002 mm
– Nisip fin 0,2 ..... 0,02 mm
– Nisip grosier 2,0 ..... 0,2 mm
– Pietriş 20 ..... 2,0 mm
– Pietre 200 ..... 20 mm
– Bolovani > 200 mm
74
Sistemul KACINSKI
– Argilă 0,001 mm
– Praf: fin 0,005 ..... 0,001 mm
– Praf mediu 0,01 ..... 0,005 mm
– Praf mare 0,05 ..... 0,01 mm
– Nisip fin 0,25 ..... 0,05 mm
– Nisip mediu 0,50 ..... 0,25 mm
– Nisip grosier 1,0 ..... 0,50 mm
– Pietriş 3 ..... 1,0 mm
– Pietre ..... > 3,0 mm
Sistemul AMERICAN
– Nisip 2,00 ..... 0,05 mm
– Praf 0,05 ..... 0,002 mm
– Argilă > 0,002 mm
Separarea în diferite categorii de particule s-a făcut
ţinând seama de principalele lor însuşiri:
Pietrele şi pietrişul - nu reţin apa deoarece,
indiferent de modul de aşezare (afânat sau îndesat),
spaţiile mari ce rămân între ele fac ca apa să se infiltreze
uşor în profunzime.
Nisipul este alcătuit din cuarţ peste 50 %, feldspaţi
10 - 15 %, muscovit 10 - 15 % la care se adaugă
magnetit, calcit, cochilii şi sfărâmături de cochilii,
minerale diagenetice. Datorită alcătuirii sale, nisipul este
75
foarte permeabil. Datorită acestor însuşiri, el favorizează
pătrunderea în sol a apei, aerului şi a rădăcinilor
plantelor.
Praful. Datorită diametrului mai mic decât în al
nisipului 0,02 - 0,002 mm, praful reţine destul de bine
apa, fiind totodată mai puţin permeabil pentru apă şi aer.
Capacitatea de reţinere a substanţelor nutritive este mai
bună decât în cazul nisipului, imprimând totodată o
coeziune moderată solului.
Argila este foarte activă din punct de vedere fizico-
chimic, datorită gradului ridicat de dispersie cât şi
complexităţii chimico-mineralogice. Coloidul de argilă
prezintă o capacitate de absorbţie mare, putând astfel
reţine diferiţi cationi. Permeabilitatea pentru apă este
redusă, astfel încât în prezenţa apei argila devine plastică
şi lipicioasă, iar în lipsa acesteia, se contractă
determinând apariţia în sol a crăpăturilor. Argila este
constituită din particule foarte fine de minerale argiloase
la care se asociază sescvioxizi de fier şi aluminiu şi
particule de silice secundară hidratată. Pe baza
conţinutului procentual de argilă, praf şi nisip se
defineşte textura ca proprietate ce indică gradul de fineţe
a particulelor solide cu ∅ până la 2 mm ce intră în
alcătuirea solului.
4.1.2. Clasele de textură
În mod obişnuit, în soluri se regăsesc toate cele trei
fracţiuni granulometrice ce participă în definirea texturii.
76
În analiza texturii pe diferite profiluri de sol se
evidenţiază oscilaţii mari sub aspectul celor trei categorii
de particule, astfel încât în funcţie de conţinutul
procentual al acestora solurile sunt grupate în clase
texturale, denumite şi specii de textură.
C.D. Chiriţă (1955) stabileşte pentru solurile din
România 6 clase texturale pe baza conţinutului
procentual ale fiecărei fracţiuni granulometrice.
Categorii de soluri după conţinut în nisip, praf şi
argilă
Textura
(categoria) Argilă % Praf % Nisip %
Sol nisipos 0 - 5 0 - 10 > 90
Sol nisipo-lutos 10 - 20 10 - 20 60 - 80
Sol luto-nisipos 15 - 30 10 - 35 40 - 70
Sol lutos 25 - 37 15 - 40 30 - 55
Sol luto-argilos 35 - 45 20 - 45 20 - 45
Sol argilos > 50 20 - 45 5 - 30
Pe baza conţinutului de argilă, praf şi nisip, sunt
definite cele 6 clase texturale care sunt utilizate în
studiile pedologice curente.
Stabilirea clasei texturale a unei probe de sol se
face şi cu ajutorul unor diagrame triunghiulare în funcţie
de cele 3 variabile (argilă, praf, nisip). Vârfurile
triunghiului corespund cu 100 % argilă, 100 % praf, 100
77
% nisip, în timp ce bazele opuse unghiului corespund cu
0 % din fracţiunea granulometrică respectivă. Pentru
determinarea clasei texturale a unei probe de sol se
fixează pe cele trei laturi ale triunghiului echilateral,
procentele cu care fiecare din cele 3 fracţiuni
granulometrice participă în definirea texturii, iar din
punctele respective se duc paralele la baza o a fracţiunii
granulometrice respetive. Cele 3 paralele se întretaie într-
un punct ce indică clasa texturală a solului (probei de sol)
analizat (e).
În cazul profilelor de sol din zona montană este
caracteristic prezenţa fracţiunilor granulometrice cu ∅ >
2 mm (scheletul solului), astfel încât, pe lângă
determinarea texturii este indicat a se menţiona şi
conţinutul în schelet al solului.
C.D. Chiriţă, în 1974 face o clasificare a solurilor
după conţinutul în schelet (fragmente de rocă, pietriş,
pietre, bolovani):
– soluri slab scheletice 5 % fragmente de
schelet
– soluri moderat scheletice 5 - 20 %
– soluri semischeletice 25 - 50 %
– soluri scheletice 50 - 75 %
– soluri excesiv scheletice > 75 %
78
4.1.3. Caracterizarea solurilor după textură
În funcţie de conţinutul în fracţiuni granulometrice,
solurile sunt numite nisipoase, lutoase, argiloase, nisipo-
lutoase, luto-argiloase etc.
1. Solurile nisipoase sunt constituite aproape în
întregime din nisip şi prezintă un conţinut maxim de 12
% praf şi 10 % argilă. Datorită acestui aspect, solurile
nisipoase prezintă permeabilitate mare pentru apă şi aer,
nu au structură, coeziune şi plasticitate, sunt sărace în
humus şi elemente nutritive, se încălzesc repede şi
puternic, sunt spulberate de vânt, prezintă fertilitate
redusă.
2. Solurile nisipo-lutoase sunt constituite din 75 -
85 % nisip. În cazul unui conţinut bun de humus, ele
prezintă o fertilitate ridicată. Proprietăţile fizice, fizico-
chimice, mecanice şi biologice sunt bune.
3. Solurile luto-nisipoase au un conţinut de nisip
între 60 - 85 % şi de maxim 20 % argilă. Pe aceste soluri
se dezvoltă în condiţii bune vegetaţia forestieră.
4. Solurile lutoase. Cele trei fracţiuni
granulomerice, argilă, praf şi nisip participă în alcătuirea
probei de sol în cantităţi aproximativ egale, respectiv 10 -
30 % argilă, 15 - 32 % praf şi maxim 65 % nisip. Prezintă
o permeabilitate moderată pentru apă şi au capacitate de
absorbţie, reţinând astfel substanţele nutritive.
79
5. Solurile luto-argiloase conţin cca 42,5 % argilă
şi cca 15 - 32,5 % praf, având proprietăţi fizico-mecanice
bune, asemănătoare solurilor lutoase.
6. Solurile argiloase. Conţin un minim de 55 %
argilă şi un maxim de 40 % praf şi 45 % nisip. Fracţiunea
granulometrică de argilă fiind dominantă, aceste soluri
prezintă o permeabilitate redusă pentru apă şi aer, reţin
puternic apa; au o capacitate de absorbţie mare,
capacitate de schimb cationic ridicată, plastiticitate şi
aderenţă puternică. În perioadele cu exces de apă îşi
măresc volumul iar în stare uscată au o contracţie
puternică se lucrează greu, reclamă un consum mare de
energie fiind denumite "soluri grele". Au o fertilitate
ridicată iar pentru îmbunătăţirea proprietăţilor fizice,
hidrofizice, mecanice şi de aeraţie sunt necesare măsuri
ameliorative: aplicarea de substanţe fertilizante organice,
lucrări agrotehnice efectuate la timpul optim, cultivarea
în asolament a plantelor perene etc.
4.1.4. Textura solului pe profil
În funcţie de condiţiile pedogenetice, textura
solului poate fi uniformă (cu mici variaţii) la nivelul
tuturor orizonturile unui profil de sol sau poate prezenta
modificări mari de la un orizont la altul.
Solurile din zona de stepă nu prezintă modificări
ale texturii, decât în cazul în care formarea şi evoluţia
solului a avut loc pe materiale litologice diferite textural.
80
În cazul solurilor formate şi evoluate în zona de
silvostepă şi forestieră, apare la nivelul orizontului B, o
cantitate mai mare de argilă decât în orizontul
supraiacent A.
Pentru a evidenţia intensitatea eluvierii şi iluvierii
pe profilul de sol, este utilizat indicele de diferenţiere
texturală (Idt) acesta fiind obţinut ca raport procentual
dintre argila la nivelul orizontului B şi argila la nivelul
orizontului supraiacent A sau E.
În funcţie de valorile procentuale ale Idt deosebim:
– soluri nediferenţiate textural: Idt ≈ 1,0
– soluri slab diferenţiate textural: Idt 1,1 - 1,2
– soluri moderat diferenţiate textural: Idt 1,2 - 1,4
– soluri puternic diferenţiale textural: Idt 1,4 - 2,0
– soluri foarte puternic diferenţiate textural: Idt >
2,0
4.1.5. Importanţa texturii solului
Este cunoscut faptul că solul care aparţine unei
clase texturale se comportă diferit faţă de apă, aer,
căldură, pătrunderea rădăcinilor, microorganismelor,
reţinerea elementelor nutritive, reacţia la îngrăşăminte şi
amendamente etc.
C. Chiriţă (1974) arată că textura solului determină
şi influenţează proprietăţile fizice, fizico-mecanice,
chimice şi biologice ale solului, dintre care amintim:
– porozitatea totală (capilară şi necapilară);
81
– structura (formare şi caractere);
– higroscopicitatea şi coeficientul de ofilire;
– permeabilitatea pentru apă şi aer;
– capacitatea de reţinere şi cedare a apei;
– absorbţia apei şi a ionilor;
– capacitatea de schimb cationic;
– procesele biochimice datorate activităţii
microorganismelor.
Pe baza texturii se pot determina condiţiile de
formare a solurilor, intensitatea procesului de solificare,
caracterizarea genetică a solului, prognoza evoluţiei
solului, precizarea prezenţei orizontului Bt (argiloiluvial).
Cu ajutorul texturii, cunoscând cerinţele plantelor
cultivate se poate aprecia cel mai indicat mod de
folosinţă al solului, stabilindu-se măsurile agrotehnice,
agrochimice şi ameliorative optime (irigaţii, desecări,
drenaje).
4.2. STRUCTURA SOLULUI
W.R. Viliams (1950) consideră că structura solului
este trăsătura de bază de care depinde fertilitatea acestuia.
Particulele elementare ale solului sunt organizate la nivel
superior în formaţii complexe care constituie structura.
Agregatele structurale ale solului rezultă prin
asocierea particulelor elementare de sol. C. Chiriţă
(1955) arată că, în majoritatea cazurilor, agregatele
82
structurale au rezultat prin fragmentarea masei de sol şi
nu prin agregarea particulelor elementare. A. Canarache
(1991), pe baza celor amintite anterior, foloseşte un
termen cu arie mai largă, acela de "element structural".
4.2.1. Principalele tipuri de structură
Forma şi mărimea agregatelor diferă astfel încât se
pot deosebi mai multe tipuri de structură. În cazul
solurilor de pe teritoriul României, întâlnim următoarele
tipuri de structuri: glomerulară, grăunţoasă (granulară),
poliedrică, prismatică columnară, lamelară şi lenticulară.
Structura glomerulară. Forma este alcătuită din
agregate de formă sferică cu ∅ între 0,2 - 5 mm, sunt
poroase în interior, având conturul ondulat, iar prin
apăsare se desfac în agregate mai mici. Acest tip de
structură este caracteristic orizonturilor de bioacumulare
de tip A (cernoziom, rendzină şi roşcat-brun etc.).
Structura grăunţoasă, forma agregatelor este
sferică de dimensiuni cuprinse între 5 - 10 mm.
Agregatele structurale prezintă în interior o porozitate
mai redusă, fiind mai îndesate şi mai compacte. Este
caracteristică, orizonturilor cu humus al solurilor
cultivate, solurilor de pădure şi pajiştilor.
Structura poliedrică subangulară (alunară)
prezintă agregate rotunjite, cu ∅ între 0,5 - 3 mm (feţe
curbe şi rotunjite). Se întâlneşte în orizonturile de tip Bv
(cu un conţinut moderat de argilă) şi în orizonturile de
tranziţie de tip AB şi EB.
83
Structura poliedrică (nuciformă). Agregatele
sunt aproape rotunde (dezvoltare egală pe cele 3 direcţii
spaţiale), ∅ 0,5 - 2 cm, feţe neregulate mărginite
predominant de muchii. Este caracteristica orizonturilor
de tip Bv, Bt sau în cazul orizonturilor de tranziţie de tip
AB sau EB.
Structura prismatică. Prezintă fragmente în formă
de prismă, având dimensiuni între 3 - 5 cm, fiind
caracteristică orizonturilor de tip Bv.
Structura columnară prezintă agregate prismatice
rotunjite în partea superioară, fiind caracteristică
orizonturilor de tip Btna întâlnite la solul de tip soloneţ.
Structura lamelară (şistuoasă). Agregatele sunt
alungite, având feţe de separaţie plane cu dimensiuni
între 3 - 5 mm. Este întâlnită în cadrul solurilor luvice la
nivelul orizontului E.
Structura lenticulară. Agregatele au aspect
lenticular, cu dimensiuni cuprinse între 1 - 3 mm, cu
suprafeţe curbate. Este caracteristică solurilor formate şi
evoluate pe marne, marne argiloase, şistuoase etc.
4.2.2. Formarea structurii
Structurarea solului are loc în cursul procesului de
formare şi evoluţie a solurilor. Agregatul structural este
constituit din particule elementare mai grosiere (nisip şi
praf), unite prin coloizi ai solului. Coloizii, aflându-se în
stare de dispersie, pătrund între particulele grosiere iar,
84
prin coagulare în stare de gel, determină formarea de
agregate structurale. În cazul unei coagulări ireversibile,
la umezire accentuată, coloizii rămân sub formă de gel,
imprimând stabilitate hidrică agregatelor în timp ce, dacă
coagularea este reversibilă, la umezire coloizii trec în
stare dispersă, structura neprezentând stabilitate hidrică,
iar agregatele se desfac.
O bună structurare a solurilor la nivelul orizontului
A are loc în prezenţa principalilor coloizi ai solurilor
(humus şi argilă) în anumite condiţii. Humusul trebuie să
fie constituit în principal din acizi huminici (ce
coagulează ireversibil) iar argila din minerale de tip
montomorillonit - beidellit (ce conferă stabilitate hidrică,
absorbind mai multă apă). Conţinutul de humus trebuie
să fie ridicat, iar cel de argilă mediu. Atât argila cât şi
humusul trebuie să aibă adsorbiti îndeosebi cationi de Ca
şi Mg (ce produc o coagulare ireversibilă).
Aceste condiţii sunt îndeplinite, de exemplu, în
orizonturile de tip A ale cernoziomurilor, ce prezintă o
structură glomerulară bună.
În condiţiile în care conţinutul de humus este
scăzut, pe fondul prezenţei argilei, se formează agregate
mari cu feţe şi muchii bine precizate, având stabilitate
mecanică mare dar care se desfac uşor sub influenţa apei
(ex: structura prismatică în orizontul Bt).
Pe fondul existenţei unui conţinut ridicat de humus,
dar redus de argilă, se formează agregate de dimensiuni
85
mici, rotunjite, ce prezintă stabilitate hidrică mare dar
care, prin presare, se desfac uşor (ex: cazul solurilor
nisipoase bogate în humus).
În cazul solurilor bogate în săruri de Na+ sau Na+
adsorbit în cantitate mare, situaţia, sub aspectul structurii
este corespunzătoare. Ionul de Na+ are acţiune puternic
dispersantă astfel încât, la umezire, agregatele structurale
se desfac repede şi complet determinând mocirlirea
solului.
Când se găsesc în cantităţi mari, coloizii de fier şi
aluminiu acţionează în complex cu argila şi humusul,
având un rol important în structurarea solurilor. Ex: cazul
solurilor din zona de pădure la nivelul orizontului Bt; Bs
şi Bhs, în care coloizii de fier constituie principalul
ciment al agregatelor structurale, mărind coeziunea
particulelor în cadrul agregatului structural.
Un rol deosebit în structurarea solurilor îl au şi
plantele, microorganismele, fauna din sol, fenomenele de
umezire şi uscare, de îngheţ şi dezgheţ etc.
Sistemul radicular al plantelor cedează în sol
substanţe care provoacă o coagulare a coloizilor. Apa din
sol este consumată de către plante având ca efect
coagularea coloizilor prin deshidratare.
Materia organică rămasă în sol şi la suprafaţa
acestuia este transformată în humus, cu rol deosebit în
structurarea solului. Acţiunea mecanică exercitată de
sistemul radicular al plantelor (în special vegetaţia
86
ierboasă cu sistem radicular fascicular) asupra
fragmentelor de sol are o importanţă majoră în formarea
structurii (structura glomerulară).
În urma activităţii microorganismelor, în sol sunt
secretate substanţe cu rol în coagularea particulelor iar în
cazul unei activităţi microbiologice intense în sol, la
suprafaţa particulelor se formează micelii ce contribuie la
formarea agregatelor pe cale mecanică. Organismele
(rîmele) fragmentează masa solului prin ingerarea şi
eliminarea materialului de sol, determinând, în unele
cazuri, o structurare coprogenă a acestora.
În cazul umidităţii ridicate, materialul de sol se
prezintă sub formă nefragmentată iar, prin uscare, apar
crăpături, determinând formarea unei structuri primare.
Alternanţa îngheţ-dezgheţ are, de asemenea, un efect de
fragmentare a masei de sol (ex: bulgării mari sau curelele
de sol, în toamnă, care sunt fragmentate iarna, solul fiind
mărunţit în primăvară).
4.2.3. Degradarea şi refacerea structurii
Degradarea structurală a solului poate fi de natură
mecanică, fizico-chimică şi biologică. Degradarea
mecanică a structurii solului este asociată cu efectele unei
agriculturi intensive. Prin luarea terenurilor în cultură,
conţinutul de humus scade cu efect negativ asupra stării
structurale a solului. Bătătorirea solului prin trecerea
87
repetată a tractoarelor, atelajelor, animalelor are ca efect
degradarea mecanică a solului.
Păşunatul neraţional, în mirişte, în special când
solul este prea umed, precum şi o "încărcare" excesivă cu
animale a suprafeţei de teren determină, de asemenea,
modificări mecanice srtructurale negative. Prelucrarea
mecanică necorespunzătoare a solului, respectiv la
umiditate (prea mare sau prea mică cu formarea de
brazde curele sau bulgări mari, implică un aport mecanic
suplimentar, cu acţiune negativă majoră în distrugerea
stării structurale a solului.
Apa din precipitaţii are o acţiune de degradare
fizico-chimică a structurii solului, astfel încât în timp
cationii de Ca2+ adsorbiţi la complexul adsorbtiv sunt
înlocuiţi cu ioni de H+.
În cazul în care avem Na+ adsorbit la complexul
adsorbtiv peste anumite limite 5 - 15 % din capacitatea
totală de schimb cationic şi chiar > 15 % Na/T, în unele
cazuri ≈ 80 % Na/T, cimentul de legătură îşi pierde
stabilitatea, determinând o degradare structurală.
Microorganismele din sol descompun humusul
unul dintre principalii coloizi de legătură ai particulelor
elementare în agregate structurale, favorizând degradarea
biologică a structurii solului.
Sub aspectul refacerii structurale, procesele care
intervin în refacerea structurii au fost analizate la 4.2.2.
88
(formarea structurii). Vom menţiona aici numai influenţa
pozitivă a irburilor perene în refacerea structurală.
Lungu (1960), cercetând aspectul ameliorării
structurii pe diferite tipuri de sol: cernoziom cambic,
cernoziom argiloiluvial, sol cernoziomoid, sol brun-
roşcat şi lăcovişte în cadrul unor unităţi de cercetare
evidenţiază că agregatele hidrostabile cu diametrul de
0,25 mm (% ...) au valori mai ridicate pe toate tipurile de
sol analizate, cultivate cu ierburi perene decât în cazul
culturilor anuale. Astfel pe cernoziom procentul
agregatelor hidrostabile este cuprins între 13,3 % în cazul
culturilor anuale şi 19,4 % la culturile de ierburi perene,
la cernoziomul cambic între 46,1 % pentru culturile
anuale şi 70,0 % la ierburile perene şi 70,5 % în cazul
unui sol de tip lăcovişte (pentru culturi anuale) şi 78,1 %
(pentru ierburile perene). În cadrul unui sistem raţional
de agricultură, având în vedere prevenirea degradării şi
refacerea structurii, trebuie avute în vedere următoarele
măsuri:
– asigurarea unui bilanţ pozitiv al humusului;
– corectarea reacţiei solului (limite optime);
– urmărirea şi menţinerea compoziţiei cationilor
schimbabili;
– executarea lucrărilor mecanice la umiditate
corespunzătoare şi prin folosirea strictă a
utilajelor (număr de lucrări şi masă a utilajelor);
– folosirea pentru irigaţie a apelor nemineralizate;
– evitarea folosirii irigaţiei prin aspersiune în
cazul în care solul nu este acoperit de vegetaţie;
– folosirea asolamentului, cu rotaţie de lungă
durată incluzând periodic culturi ameliorative.
4.3. DENSITATEA SOLULUI (D)
Densitatea solului este cunoscută şi sub denumirea
de greutate specifică (GD), fiind definită ca masă a
unităţii de volum a particulelor solide. În sistem metric
densitatea particulelor poate fi exprimată cu termenul de
megagrame pe m3 (Mg/m3). Astfel, dacă 1 m3 de
particule solide cântăreşte 2,6 Mg, densitatea particulelor
este de 2,6 Mg/m3 (care poate fi exprimată şi în grame pe
centimetru cub (g/cm3). Densitatea depinde de
compoziţia chimică şi de structura cristalină a
particulelor minerale, nefiind afectată de porozitate,
aşadar densitatea particulelor nu este în raport cu
dimensiunea particulelor sau cu modul de aranjare a
acestora (structură):
VptGGssauD =
D sau Gs - densitatea sau greutatea specifică;
G - greutatea particulelor minerale şi organice.
Cu toate că există considerabile variaţii sub
aspectul diferenţei de densitate a solurilor minerale,
89
aceasta oscilează în limite neînsemnate de 2,60 - 2,75
Mg/m3, deoarece cuarţul, feldspaţii, mica şi silicaţii
coloidali care în mod obişnuit alcătuiesc marea masă a
solurilor minerale au densităţi apropiate de aceste valori.
Când în sol apar cantităţi mari de minerale, cu
densitate mare a particulelor (magnetit, garnet, epidot,
zircon, turmalină şi hornblendă), valoarea densităţii poate
depăşi 3,0 Mg/m3.. În cazul în care volumul materiei
organice este mult mai mare decât volumul particulelor
minerale solide, raportat la volumul total al solului, avem
o densitate a particulelor de 0,9 - 1,3 Mg/m3, prin urmare
raportul acestor constituienţi au efecte majore asupra
densităţii particulelor.
Pentru calcul, ca medie, suprafaţa arabilă a unui sol
mineral (cu un conţinut de 3 - 5 % materie organică, se
consideră a avea o densitate a particulelor în jur de 2,65
Mg/m3.
4.4. DENSITATEA APARENTĂ (DA)
Este cunoscută şi sub denumirea de greutate
volumetrică (Gv) şi reprezintă greutatea unităţii de volum
total al solului uscat (1050 C) în structura naturală şi se
exprimă în grame de sol uscat pe 1 cm3.
VtGGvsauDa =
90
91
Da sau Gv = densitatea aparentă;
G = greutatea unei probe de sol uscat (1050 C);
Vt = volumul total (volumul particulelor + volumul
porilor).
Datorită faptului că în calculul densităţii aparente
intervine Vt (volumul total) adică volumul ocupat de
particulele solide, cât şi de spaţiile libere dintre particule
(porii) valorile densităţii aparente sunt mult mai mici
decât ale densităţii fiind cuprinse de obicei între 1 şi 2.
Factorii de care depinde densitatea aparentă a unui sol
sunt compoziţia mineralogia, conţinutul solului în
materie organică şi în special modul de aşezare a
particulelor solide în masa solului (tasare respectiv
afânare).
Densitatea aparentă diferă atât de la un sol la altul,
cât şi în cadrul aceluiaşi tip de sol.
Solurile cu un conţinut ridicat de humus au o
densitate aparentă mai mică decât solurile sărace în
humus, cele cu textură grosieră (nisipoasă) prezintă
valori ale densităţii aparente mai mici decât în cazul
solurilor cu textură fină (argiloasă). Solurile bine
structurate au valori ale densităţii aparente mai scăzute
decât în cazul solurilor cu structură slab dezvoltate,
lipsite de structură sau cu structura distrusă. În cadrul
aceluiaşi tip de sol, valorile densităţii aparente sunt mai
mici în orizonturile de suprafaţă (A) şi mai ridicate în
orizonturile inferioare (Bt, Btna, G).
92
Valorile densităţii aparente la nivelul stratului arat
prezintă modificări sensibile în cursul timpului, ca
urmare a efectuării lucrărilor mecanice, putând scădea
sub 1,0 după efectuarea arăturii. Densitatea aparentă
oferă indicaţii asupra compoziţiei solului sub aspectul
proporţiei dintre partea organică şi partea minerală,
asupra gradului de afânare sau tasare a acestuia.
În practica curentă, cunoaşterea greutăţii
volumetrice permite efectuarea de calcule simple pentru
determinarea porozităţii, a rezervei de apă, de elemente
nutritive în cadrul solului, calculul normelor de irigaţie
etc. Astapov şi colab. (1959), foloseşte pentru calculul
rezervelor absolute (M) a unor componente din sol pe o
anumită adâncime (h) următoarea formulă:
M = p * Gv * h * (t/ha) = 0,1 * p * Gv * h *
(kg/m2)
Pentru exprimarea conţinutului relativ în mg la 100
g sol uscat la aer (m), formula devine:
N = m * Gv * h * (kg/ha) = 0,1 * m * Gv * h
(g/m2), în care:
p - conţinutul relativ în % faţă de greutatea solului
uscat;
0,1 - coeficient pentru exprimarea rezervei de apă
(1 mm = 10 m3/ha).
Exemplul de calcul al rezervei de apă pe adâncimea
de 30 cm la o umiditate de 15 % şi o densitate aparentă
de 1,3.
Apa t/ha sau m3/ha = 15 * 1,3 * 30 = 585 m3/ha.
4.5. POROZITATEA SOLULUI
Sub aspectul dimensiunilor porilor şi a volumului
total al spaţiului poros (spaţiu lacunar) avem o variaţie în
funcţie de modul de aşezare (afânat sau îndesat) al
elementelor texturale şi structurale. Porozitatea totală a
solului este exprimată în % din volumul total al acestuia:
)(%D
DaP −= 1100
Porozitatea totală este constituită din porozitate
capilară (pori cu diametrul < 1 mm) şi porozitate
necapilară (pori cu diametrul > 1 mm), cunoscută şi sub
denumirea de porozitate de aeraţie. Porozitatea de aeraţie
reprezintă porii ocupaţi cu aer când solul are o umiditate
la nivelul capacităţii de câmp, calculându-se cu
următoarea formulă:
Pa = Pt - CC * Da
Situaţia optimă, sub aspectul porozităţii, este
întâlnită la solurile cu textură mijlocie şi structură
glomerulară, ce au o porozitate totală de 50 - 60 % din
care peste jumătate o reprezintă porozitatea necapilară
sau de aeraţie.
La solurile cu textură argiloasă porozitatea de
aeraţie este mai mică decât în cazul solurilor cu textura
grosieră şi, de asemenea, solurile nestructurate prezintă
93
94
valori mai scăzute ale porozităţii de aeraţie decât cele
structurate.
În cazul unui profil de sol porozitatea totală se
reduce pe măsura creşterii adâncimii, în timp ce,
porozitatea capilară prezintă creşteri ale valorilor (Bt;
Btna, G). Kacinski consideră drept "condiţii normale de
aeraţie" situaţia în care porozitatea de aeraţie reprezintă
cel puţin 25 - 30 % din porozitatea totală a solului.
Proprietăţi fizico-mecanice ale solului
4.6. COEZIUNEA SOLULUI
Particulele elementare şi agregatele structurale ale
solului sunt lipite între ele prin forţe de atracţie reciprocă,
noţiune cunoscută sub denumirea de "coeziune a solului".
Această coeziune este determinată de atracţia
electrostatică dintre ioni, de atracţia moleculară, de
coagularea coloizilor solului, de forţele capilare, de
aşezarea compactă a particulelor elementare, de
cimentarea acestor particule cu compuşi chimici
insolubili, de substanţele organice din sol rezulate ca
urmare a acţiunii microorganismelor.
Coeziunea solului este influenţată de textura,
structura, nivelul variaţiei de umiditate a acestuia, de
conţinutul în humus şi de natura cationilor adsorbiţi.
Astfel, în cazul nisipului, coeziunea manifestată prin
95
punctele de contact ale particulelor este foarte scăzută şi
aceasta numai la un anumit grad de umiditate. Particulele
de argilă prezintă o coeziune foarte ridicată în special în
stare uscată. La umiditate ridicată, coeziunea solului
scade datorită atenuării atracţiei particulelor solide, în
prezenţa moleculelor de apă. În cazul solului cu structura
distrusă sau slab dezvoltată, particulele elementare au o
aşezare îndesată masa solului prezentând o coeziune
ridicată (număr mai mare de particule). Coeziunea se
referă la întreaga masă a solului, însumând coeziunea
dintre particulele ce alcătuiesc agregatele şi coeziunea
dintre particulele masei nestructurate (coeziune globală).
Coeziunea globală este, deci, proprietatea solului
de a se opune forţelor ce tind să desfacă pe cale mecanică
particule din care este alcătuit.
Substanţele organice, în special humusul, prezintă
un rol deosebit în definirea coeziunii. La solurile cu
textura grosieră (nisipoasă), în prezenţa humusului,
particulele de nisip sunt legate cu ajutorul substanţelor
organice (valoarea coeziunii creşte), în timp ce la solurile
cu textură fină (argiloasă), în prezenţa humusului,
valoarea coeziunii scade. Natura cationilor adsorbiţi
influenţează puternic valoarea coeziunii solului. În cazul
soloneţului, la care complexul argilo-humic este saturat
în cationi de Na+, adeziunea este mai mare decât în cazul
solurilor la care complexul adsorbant este saturat în Ca2+.
Coeziunea solului se exprimă în kg/cm2.
96
C Chiriţă (1955), în funcţie de coeziunea globală
(compactitate), clasifică solurile în: foarte compacte,
compacte, moderat compacte, cu compactitate mică
(soluri afânate) şi soluri fără compactitate apreciabilă
(soluri foarte afânate).
4.7. ADERENŢA SOLULUI
Este cunoscută şi sub denumirea de adeziunea
solului, reprezintă proprietatea pe care o au particulele de
sol ca, la un anumit grad de umiditate, să se lipească de
piesele active ale utilajelor şi maşinilor agricole cu care
vin în contact. Aderenţa solului se manifestă, în special la
umiditatea corespunzătoare limitei superioare a
plasticităţii, în intervalul 16 - 40 % umiditate), în timp ce
sub limita inferioară a plasticităţii (< 16 % umiditate)
solul nu aderă, se mărunţeşte uşor, având o rezistenţă
specifică mică la prelucrarea mecanică.
Adeziunea solului depinde şi de conţinutul în
coloizi de humus şi argilă, de structura şi de cationii ce
saturează complexul adsorbtiv. Cu cât solul este mai
argilos, cu atât aderenţa prezintă valori mai ridicate (până
la 20 gf/cm2).
Sub aspectul structurii, aderenţa este de cca două
ori mai mare în cazul solurilor nestructurate, slab
structurate decât în cazul solurilor structurate. În cazul
solurilor saturate în Na se înregistrează valori mai
97
ridicate ale aderenţei, comparativ cu solurile saturate în
Ca.
Kacinski clasifică solurile după aderenţă în: soluri
cu aderenţă maximă > 15 g/cm2; soluri cu aderenţă mare
5 - 15 g/cm2; soluri cu aderenţă mijlocie 2 - 5 g/cm2,
soluri cu aderenţă slabă 0,5 - 2 g/cm2 şi soluri friabile 0,1
- 0,5 g/cm2.
4.8. PLASTICITATEA SOLULUI
Reprezintă proprietatea solului ca la o anumită
umiditate, sub acţiunea unor forţe mecanice exterioare,
să-şi modifice forma fără a se rupe şi de a-şi păstra
această formă fără a se crăpa după încetarea forţei şi
pierderea apei.
Particulele fine (argilă) în prezenţa moleculelor de
apă, alunecă una în jurul alteia, plasticitatea fiind astfel
condiţionată de conţinutul în apă şi argilă al solului.
Solurile nisipoase nu prezintă plasticitate. Valorile
plasticităţii cresc treptat de la solurile luto-nisipoase spre
cele luto-argiloase. Plasticitatea se manifestă de la o
anumită umiditate minimă (care constituie limita
inferioară a plasticităţii) şi se menţine până la o anumită
umiditate maximă (care constituie limita superioară a
plasticităţii).
Intervalul dintre cele două limite menţionate a fost
denumit "indicele plasticităţii". În funcţie de acest indice
98
al plasticităţii, Atterberg a elaborat o clasificare a
solurilor: sol nisipos, cu indice de plasticitate 0 %; sol
nisipo-lutos, (0 - 10 %); sol lutos (10 - 22 %); sol argilos
(> 22 %). Natura mineralelor argiloase influenţează
asupra plasticităţii solului. Astfel argila caolinitică şi
monmorillonitică conferă o plasticitate mai evidentă
decât micele hidratate.
Plasticitatea solului este influenţată, de asemenea,
de conţinutul de humus şi de natura cationilor adsorbiţi.
4.9. CONSISTENŢA SOLULUI
Prin consistenţa unui sol se înţelege modul de
comportare a agregatelor de sol sub acţiunea de rupere
sau deformare mecanică la diferite stări de umiditate.
Russel defineşte consistenţa ca "fiind" modul de
manifestare a coeziunii şi adeziunii unui sol la diferite
umidităţi.
Atterberg distinge 6 forme de consistenţă a solului
în ordine descrescândă a conţinutului de apă, astfel:
consistenţă cu curgere subţire; de curgere vâscoasă, de
consistenţă plastică lipicioasă, consistenţă plastică
nelipicioasă, de consistenţă semitare (friabile) şi
consistenţă tare. Aceste forme de consistenţă sunt
separate între ele prin "limite de consistenţă exprimate
prin conţinutul de apă procentual din greutatea solului
uscat. Prin cunoaşterea limitelor de consistenţă se
99
stabileşte momentul optim de prelucrare mecanică a
solului.
4.10. CONTRACŢIA SOLULUI
Contracţia este fenomenul invers gonflării, în urma
căruia solului îşi micşorează volumul prin pierderea apei
(uscare). Contracţia se menifestă cu intensitate în cazul
solurilor bogate în particule elementare de argilă în cazul
solurilor cu structură distrusă sau slab structurate, şi în
cazul solurilor cu un complex saturat în baze.
Pe măsură ce solul pierde apa (uscare), presiunea
capilară creşte, particulele elementare se apropie unele de
altele, având ca efect formarea la suprafaţa solului a
crăpăturilor şi, în unele cazuri, ruperea rădăcinilor
(perioadele secetoase). Deosebim în mod curent
contracţie liniară şi contracţie de volum. Contracţia
liniară este dată de diferenţa dintre lungimea probei
înainte şi după contracţie, raportată la lungimea dinaintea
contracţiei şi înmulţită cu 100 pentru exprimare
procentuală.
Contracţia de volum este calculată în procente din
volumul iniţial al solului (Gorsenin). Contracţia solului
este caracterizată prin mărimea şi limita contracţiei. Prin
limita de contracţie (Lomtadze) înţelege umiditatea
solului sau a rocii la care nu mai are loc modificarea
volumului.
100
4.11. GONFLAREA SOLULUI
Este proprietatea prin care solul îşi măreşte
volumul specific prin îmbibare cu apă. Gonflarea se
manifestă cu intensitate în cazul solurilor cu un conţinut
ridicat în particule aflate în stare de dispersie coloidală
(soluri argiloase şi argilolutoase). În cazul substanţelor
humice şi mineralelor argiloase de tip montmorillonit,
moleculele de apă pătrund între foiţele reţelei cristaline,
îndepărtându-le. Apa legată la suprafaţa particulelor
coloidale argiloase reduce coeziunea acestora, de
asemenea, cu efect în mărirea volumului de sol. Saturarea
complexului argilo-humic în cationi de Na+ (soloneţuri)
determină măriri ale volumului mai mari decât în cazul
solurilor saturate în cationi de Ca2+.
Aceste creşteri de volum, ca urmare a gonflării, se
exprimă în procente faţă de volumul iniţial. Ca indice de
exprimare a gonflării menţionăm:
– umiditatea de gonflare (umiditatea
corespunzătoare gonflării maxime);
– puterea gonflării (presiunea dezvoltată în sol la
umectare - în kg/cm2).
Efectele negative ale gonflării asupra solului
constau distrugerea structurii şi, în unele cazuri, chiar
ruperea rădăcinilor.
4.12. REZISTENŢA LA ARAT
Comportarea solurilor în procesul complex de
lucrare mecanică se exprimă prin rezistenţa la arat.
Rezistenţa specifică a solului este influenţată de textură,
structură, conţinut în humus, umiditate, grad de
înţelenire, stare de tasare, prezenţa CaCO3 etc. Ca urmare
a acţiunii de înaintare a plugului în timpul efectuării
arăturii, solul opune rezistenţă manifestată prin reacţii
elementare de compresiune, de forfecare, de torsiune, de
frecare, de rupere, de întindere a particulelor de sol.
Rezistenţa solului la arat se raportează la suprafaţa
secţiunii brazdei (rezistenţa specifică) şi se exprimă în
kg/cm2 sau kg/dm2).
Relaţia de calcul este:
baKPba
PK ***
=→= , în care:
P - forţa de tracţiune;
a - adâncimea brazdei;
b - lăţimea brazdei.
101
102
Valorile rezistenţei specifice sunt determinate de o
serie de proprietăţi fizice, fizico-mecanice (textura,
structura, consistenţa, plasticitatea etc.), precum şi de o
serie de factori ce nu depind de proprietăţile solului
(adâncimea şi lăţimea brazdei, viteza de lucru, forma
pieselor componente a plugului etc.). În funcţie de
rezistenţa la arat avem:
– soluri uşoare, cu o rezistenţă la arat < 35 kg
f/dm2;
– soluri mijlociu-uşoare cu o rezistenţă la arat
între 36 - 45 kg/f/dm2;
– soluri mijlocii cu o rezistenţă la arat între 46 -
55 kg/f/dm2;
– soluri grele cu o rezistenţă între la arat 56 - 75
kg/f/cm2;
– soluri foarte grele cu o rezistenţă la arat între 76
- 100 kg/f/dm2;
– soluri extrem de grele, având o rezistenţă
specifică > 100 kg/f/dm2.
A. Canarache (1991) evidenţiază că rezistenţa la
arat este determinată sub aspectul umidităţii, la valori
mici ale acesteia, de coeziune, iar la valori mai ridicate
de adeziune. În condiţiile date, pentru un sol sub aspectul
texturii şi structurii, atât pentru a avea o rezistenţă mică
la arat, dar şi pentru realizarea unei lucrări de calitate
trebuie să se ţină seama de umiditate. Cu excepţia
solurilor uşoare (nisipoase), în condiţiile de uscare a
103
solului sau, din contra, în condiţii de umiditate excesivă,
rezistenţa la arat creşte iar lucrarea nu corespund calitativ
(bulgări în primul caz şi brazde-curele, în cel de-al doilea
caz).
Rezistenţa specifică a solului determină, în mare
măsură consumul de carburanţi, productivitatea utilajelor
şi maşinilor agricole etc.
104
CAPITOLUL V
PROPRIETĂŢI HIDROFIZICE,
DE AERAŢIE ŞI TERMICE
ALE SOLULUI
5.1. APA DIN SOL
În sol apa este necesară în procesul de solificare şi
pentru satisfacerea necesităţilor plantelor. Plantele au
nevoie de apă pe tot parcursul vegetaţiei (germinare,
răsărire, fructificare). Prin intermediul apei, plantele
primesc elementele nutritive necesare creşterii şi
dezvoltării cantitatea de apă necesară plantei pentru
formarea unui gram de materie vegetală, variază între
220 g şi 1000 g. Sursa principală de apă a solului o
constituie precipitaţiile atmosferice (ploi, zăpadă). În sol,
apa poate ajunge şi prin intervenţie antropică (apa de
irigaţie). În cantităţi mult mai reduse apa în sol provine
din condensarea şi absorbţia vaporilor de apă din
atmosferă. O altă sursă de apă pentru sol este apa freatică
şi cea provenită din scurgeri laterale. În cazul unui
conţinut scăzut în apă, datorită forţelor de adsorbţie,
moleculele de apă sunt reţinute prin atracţia reciprocă
105
dintre dipolul de apă şi suprafaţa particulei de sol. În
cazul solurilor nesaturate, apa se găseşte sub formă
peliculară continuă în jurul particulelor de sol, fiind
reţinută de forţele capilare sau de menisc. Pentru solurile
saturate în apă, mişcarea acesteia este realizată de
acţiunea forţei de gravitaţie. În cazul solurilor cu un
conţinut ridicat de săruri solubile, un rol deosebit revine
forţelor osmotice manifestate cu intensitate ridicată,
determinând apariţia secetei fiziologice.
5.1.1. Forţele de reţinere a apei în sol
Forţele de reţinere a apei în sol la suprafaţa
particulelor şi în pori sunt de natură diferită, astfel încât
reţinerea şi mişcarea apei se manifestă cu intensităţi
variate. O importanţă mai mare o au forţa gravitaţională,
forţele capilare, forţele de adsorbţie sau sorbţie, forţele
determinate de tensiunea vaporilor de apă din sol, forţele
de sugere a rădăcinilor, forţele osmotice, forţele
hidrostatice etc.
5.1.1.1. Forţa gravitaţională acţionează asupra
apei din porii necapilari ai solului (în condiţiile unui sol
saturat în apă). Sub acţiunea forţei gravitaţionale apa
circulă descendent prin porii necapilari, umectând
profilul de sol pe adâncimi mari, uneori până la nivelul
pânzelor freatice. Pe măsură ce cantitatea de apă se
micşorează forţa gravitaţională se diminuează ca
intensitate. Pe terenurile înclinate, sub acţiunea forţei
gravitaţionale apa se deplasează din zonele mai înalte
către cele mai joase, prin scurgere de suprafaţă sau
laterală.
5.1.1.2. Forţele capilare. După eliminarea apei din
porii necapilari ai solului, apa este menţinută datorită
forţelor capilare în porii capilari ai acestuia.
Reţinerea şi mişcarea apei în capilare este
determinată de deficitul de presiune ce se creează în
capilarele solului, deficit definit prin relaţia lui
LAPLACE:
rp α2=Δ
α - tensiunea superficială;
r - raza meniscului.
Deficitul de presiune sau forţa capilară este invers
proporţională cu raza capilarului (apa se mişcă din
capilarele mai mari, unde deficitul de presiune este mai
mic către capilarele mai mici unde deficitul de presiune
este mai mare).
5.1.1.3. Forţele de adsorbţie sau de sorbţie se
manifestă asupra apei aflată la suprafaţa particulelor de
sol. Prin pierderea apei din porii necapilari şi apoi
capilari, rămâne în sol apă reţinută la suprafaţa
particulelor. Această apă este reţinută foarte puternic
(10.000 km) nu se mişcă sau se mişcă foarte lent (de la
106
107
peliculele mai groase către peliculele mai subţiri sau sub
formă de vapori). Forţele de adsorbţie sunt de natură
electrostatică şi se manifestă datorită caracterului dipolar
al moleculelor de apă care sunt atrase la suprafaţa
particulelor de sol unde există sarcini electrice libere
(HIDRATAREA).
5.1.1.4. Forţele determinate de tensiunea
vaporilor de apă
În porii solului se găseşte şi apa sub formă de
vapori. Tensiunea (presiunea) vaporilor de apă depinde
de temperatura şi umiditatea solului. La umiditate
constantă, tensiunea creşte cu temperatura. Diferenţele de
tensiune crează forţe ce determină mişcarea vaporilor de
apă din zonele unde presiunea este mai mare, către cele
cu presiune mai mică.
5.1.1.5. Forţele de sugere a rădăcinilor plantelor
Apa din sol este în contact permanent cu rădăcinile
plantelor şi este supusă forţelor cu sugere a acestora. În
cazul majorităţii plantelor, forţele de sugere sunt între 15
- 20 atmosfere. Pe măsură ce apa din imediata apropiere a
rădăcinilor se consumă, apa de la distanţe mai mari este
atrasă şi se mişcă către acestea.
5.1.1.6. Forţele osmotice. Acţionează în cazul
solurilor bogate în săruri solubile. Prin solubilizarea
sărurilor în apa din sol, presiunea osmotică creşte cu cât
cantitatea de săruri dizolvate este mai mare. Datorită
presiunii osmotice ridicate apa din solurile bogate în
108
săruri solubile este reţinută puternic, aşa încât chiar
atunci când solul are apă peste capacitatea de câmp,
aceasta nu poate fi utilizată de plante (seceta fiziologică).
5.1.1.7. Forţele hidrostatice. Acţionează în cazul în
care solurile sunt saturate în apă (orezării sau terenuri pe
care bălteşte apa). Aceste forţe sunt datorate greutăţii
stratului de apă care determină pătrunderea acesteia în
adâncime.
5.1.2. Indicii hidrofizici ai solului
Aceşti indicatori hidrofizici sunt apreciaţi prin
valori convenţionale exprimate în procente ale masei de
apă în raport cu masa solului uscat.
Aceşti indicatori sunt reprezentaţi de: coeficientul
de higroscopicitate, coeficientul de ofilire, capacitatea
pentru apă în câmp şi capacitatea maximă pentru apă
fiind frecvent utilizaţi în lucrările de irigaţii.
5.1.2.1. Coeficientul de higroscopicitate (C.H.).
Reprezintă cantitatea maximă de vapori de apă pe care o
poate adsorbi solul uscat într-o atmosferă saturată în
vapori de apă. Acest coeficient se notează cu CH, iar
valoarea maximă corespunde umidităţii de 50 Atmosfere
(neaccesibilă plantelor). Valorile CH depind de suprafaţa
totală de adsorbţie (creşte de la solurile cu textura
nisipoasă către cele cu textura argiloasă).
5.1.2.2. Coeficientul de ofilire (C.O.). Acest
indicator este cunoscut şi sub denumirea de umiditate de
109
ofilire permanentă şi se referă la umiditatea solului la
care plantele suferă o ofilire ireversibilă (limita inferioară
a apei accesibile pentru plante). Valoarea umidităţii de
ofilire în cazul unui acelaşi sol este influenţată de
condiţiile atmosferice, de însuşirile plantei etc.
Coeficientul de ofilire se determină prin calculul în
mod indirect.
CO = CH * 1,5
Valorile C.O. sunt mai scăzute pentru solurile
nisipoase (1 - 3 %) şi mai ridicate la solurile argiloase (19
- 24 %).
5.1.2.3. Capacitatea pentru apă în câmp (C.C.).
Este cunoscută şi sub denumirea de capacitate minimă
pentru apă şi se referă la cantitatea maximă de apă
capilară suspendată pe care o poate reţine solul pentru o
perioadă mai îndelungată după ploaie sau irigaţie.
Valorile capacităţii pentru apă în câmp depind de textură,
structură, porozitate şi starea de afânare a solului, fiind
considerate nesatisfăcătoare la valori mai mici de 25 % şi
foarte bune între 40 - 50 %.
5.1.2.4. Capacitatea de apă utilă (C.U.).
Reprezintă apa accesibilă plantelor pe care o poate reţine
solul (apa utilă sau apa productivă) şi depinde de valorile
C.O. şi C.C.
110
C.U. % = C.C. % - C.O %
Valorile C.U. % sunt 14,1 - 14,7 % pentru
cernoziomuri, 8,4 - 11,8 % pentru solurile brune-roşcate,
13,3 - 13,8 % pentru solurile brune tipice şi podzolite.
5.1.2.5. Capacitatea totală pentru apă (C.T.).
Reprezintă cantitatea maximă de apă pe care un sol o
poate reţine un scurt timp după inundare (maxim 1 oră).
Depinde de porozitate, textura, structură etc. şi poate fi
pusă în evidenţă în cazul solurilor inundate, când porii
solului sunt în întregime ocupaţi cu apă. În acest caz în
sol se regăsesc toate formele de apă în cantităţile maxime
posibile.
5.1.3. Formele de apă din sol
Apa din sol a făcut obiectul de studiu a numeroşi
autori (BRIGS, LEBERDEN, DALGOV,
DUCHAUFOUR). DUCHAUFOUR (1979) deosebeşte
următoarele forme de apă:
Apa legată chimic. Nu este accesibilă pentru plante
şi se prezintă sub următoarele forme:
a) Apa de constituţie: intră în compoziţia
mineralelor sub formă de grupe OH; este cedată
la temperaturi de sute de grade.
b) Apa de cristalizare: intră în compoziţia
mineralelor sub formă de molecule H2O; este
greu cedabilă, uneori la peste 10000 C.
111
c) Apa de hidratare: este caracteristică pentru
mineralele argiloase, hidroxizi (de fier,
aluminiu ş.a.), este greu cedabilă, la peste 1000
C.
Apa legată fizic. Este reţinută în sol la suprafaţa
particulelor solide sau în jurul cationilor adsorbiţi şi de
aceea cantitativ depinde de conţinutul solului în coloizi
precum şi de felul argilei şi al cationilor adsorbiţi. Este
uşor sau stabil legată.
a) Apa uşor legată: este apa peliculară care
hidratează cationii adsorbiţi şi disociaţi sau
înconjoară pelicula de apă stabil legată; fiind
uşor legată este accesibilă pentru plante (fiind
reţinută cu o presiune de la 0,5 la 50
atmosfere).
b) Apa stabil legată (apa adsorbită, apa puternic
legată, apa de higroscopicitate). Este o formă de
apă inaccesibilă pentru plante, deoarece este
reţinută cu presiuni ce ajung la 10.000
atmosfere.
Apa liberă. Se găseşte în sol sub formă solidă
(ghiaţă) sau sub formă lichidă. Apa lichidă ocupă porii
capilari sau necapilari ai solului şi în solurile nesaturate
cu apă, circulă sub acţiunea forţelor capilare, iar în
solurile saturate cu apă sub acţiunea forţei de gravitaţie.
a) Apa capilară. Apa capilară reţinută în capilarele
aflate în legătură cu apa freatică se numeşte apă capilară
112
sprijinită. Se formează prin ridicarea apei freatice în porii
capilari.
La unele soluri (cu apa freatică la adâncime mare şi
cu regim hidric nepercolativ) între apa capilară sprijinită
şi apa capilară suspendată se găseşte o zonă relativ uscată
- orizontul mort al secetei - unde conţinutul de apă este
apropiat de coeficientul de ofilire.
b) Apa de gravitaţie. Este apa liberă nereţinută de
forţele capilare, care se scurge mai mult sau mai puţin
repede în profunzime datorită forţei de gravitaţie. Se
deosebesc două forme de apă gravitaţională:
- Apa gravitaţională de infiltraţie, care se
deplasează în sol predominant vertical;
- Apa freatică, apa gravitaţională ce se
acumulează deasupra unui strat impermeabil şi
care circulă predominant pe orizontală, de-a
lungul stratului impermeabil.
5.1.4. Regimul hidric al solului
Ansamblul proceselor de pătrundere, de mişcare şi
reţinere, de consum şi pierdere a apei din sol, constituie
regimul de apă în sol.
Regimul de apă, numit şi regim hidric sau regim
hidrologic al solului, depinde de cantitatea de apă ce a
pătruns în sol şi de aceea pierdută din sol.
113
5.1.4.1. Tipurile de regim hidric :
– Regimul hidric parţial percolativ. Este
caracteristic pentru solurile de stepă, cu deficit accentuat
de umiditate: apa freatică este situată la adâncimi mari şi
nu influenţează umiditatea solului, care variază de la
capacitatea pentru apă în câmp până la coeficientul de
ofilire.
– Regimul hidric periodic percolativ. Este
caracteristic pentru solurile din climate de tranziţie (de la
stepă la pădure). Solurile sunt percolate până la baza
profilului, în anii mai puţin umezi şi chiar până la apa
freatică în anii mai umezi; cantitatea precipitaţiilor este
aproximativ egală cu aceea a evapotranspiraţiei.
– Regimul hidric percolativ. Se întâlneşte la
solurile de pădure, în zonele umede unde precipitaţiile
depăşesc evapotranspiraţia. Din apa de precipitaţii care
pătrunde în sol, o parte ajunge în apa freatică.
– Regimul hidric percolativ repetat. Este
caracteristic pentru regiunile cele mai umede din
România, cu indicele de ariditate DE MARTONNE mai
mare de 45. Spre deosebire de regimul percolativ,
percolarea are loc de mai multe ori pe an.
– Regimul hidric desuctiv. Este caracteristic pentru
solurile formate în condiţii climatice cu deficit accentuat
de umiditate (stepa şi silvostepa extremă), dar la care apa
freatică se găseşte tot timpul anului la o oarecare
profunzime în profilul solului; umezeşte baza profilului
114
de sol şi determină gleizarea lui (soluri freatic umede
gleizate şi profund salinizate).
– Regimul hidric periodic exudativ. Se întâlneşte
la solurile semigleice, unde la baza profilului gleizarea
este foarte puternică. Franja capilară ajunge uneori la
suprafaţa solului.
– Regimul hidric freatic stagnant semimlăştinos.
Este caracteristic solurilor gleice, solurilor umezite în
exces de franja capilară, ce ajunge la suprafaţă, deoarece
apa freatică este situată în profilul solului.
– Regimul hidric freatic stagnant mlăştinos. Se
întâlneşte la solurile mlăştinoase, la care oglinda apei
freatice ajunge aproape sau la suprafaţa solului.
– Regimul hidric amfistagnant. Este caracteristic
solurilor amfigleice, fiind determinat de apa de
precipitaţii (stagnantă deasupra unui orizont
impermeabil) şi de pânza de apă freatică situată la mică
adâncime.
– Regimul hidric de irigare. Este tipul de regim
hidric prin care umezirea solului are loc prin irigare.
Dintre caracteristici menţionăm că este reglabil, are loc
repetat şi depăşeşte umezirea naturală a solului
(atmosferică şi freatică).
115
5.2. AERUL SOLULUI (REGIMUL DE
AER AL SOLULUI)
Toate spaţiile lacunare dintre particulele solide ale
solului sunt ocupate de apa şi aerul din sol.
Faza gazoasă a solului, ca sistem heterogen,
dispers, structurat şi poros, este constituită de aer (C.
CHIRIŢĂ, 1955).
Aeraţia solului asigură respiraţia rădăcinilor,
favorizând totodată mineralizarea substanţelor organice.
Intensitatea desfăşurării activităţii biologice în sol
este condiţionată de conţinutul normal de O2 al aerului
din sol, cât şi de prezenţa apei. Fără apă şi în condiţiile în
care aerul din sol prezintă O2 sub limitele normalităţii,
viaţa în sol nu poate exista.
5.2.1. Compoziţia aerului din sol
Cu toate că aerul din sol provine în principal din
aerul atmosferic, compoziţia lui diferă de a acestuia.
Aerul atmosferic are 2 constituienţi principali: N 78,31 %
şi 20,87 % O2, restul fiind reprezentat de 0,76 % Ar (gaz
inert), CO2 (0,03 %), H (0,01 %) şi NH3 (urme).
Compoziţia aerului din sol este influenţată atât de
intensitatea activităţii biologice cât şi de schimbul de
gaze dintre sol şi atmosferă. Aerul din sol prezintă şi
compoziţie ce diferă de la un sol la altul iar, în cadrul
116
aceluiaşi tip de sol, fluctuaţiile sunt în funcţie de anotimp
şi de activitatea biologică.
În orizonturile de suprafaţă ale solului, conţinutul
în O2 poate oscila între 10 - 20 %, N între 78,5 - 80,0 %,
iar CO2 între 0,2 - 3,5 %, la care se adaugă amoniac,
hidrogen sulfurat, metan, vapori de apă.
Pentru creşterea şi dezvoltarea plantelor de cultură
o importanţă majoră o are conţinutul de oxigen şi de
bioxid de carbon. Între aceste două elemente fiind o
relaţie antagonistă, scăderea conţinutului de O2 duce la
creşterea conţinutului de CO2 şi invers.
Pe fondul existenţei la suprafaţa solului şi în stratul
superior al unui conţinut ridicat de materie organică, şi
respectiv humus, conţinutul de CO2 este mai ridicat şi
aceasta deoarece prin respiraţia rădăcinilor se consumă
O2, eliberându-se CO2. Procesul de alterare a mineralelor
şi de descompunere a materiei organice se desfăşoară în
condiţiile unui consum de O2 (printre compuşii finali în
descompunerea materiei organice fiind CO2). Procentul
de CO2 creşte odată cu adâncimea, în timp ce procentajul
de O2 scade.
Aerul din solurile cu textură argiloasă, lipsite de
structură sau cu structura slab dezvoltată, compacte,
prezintă un conţinut mai mare de CO2 decât solurile cu
textura mijlocie şi grosieră (lutoasă, luto-nisipoasă,
nisipoasă), structurate şi afânate.
117
În funcţie de anotimp, intensitatea activităţii
biologice din sol este diferită, înfluenţând astfel
conţinutul în O2 şi CO2, astfel încât cantitatea de CO2 este
maximă în timpul verii şi scade toamna şi iarna când
activitatea organismelor şi microorganismelor din sol
este mai puţin intensă.
Procesul de respiraţie a rădăcinilor plantelor are
influenţă asupra compoziţiei aerului din sol. Procentul de
CO2 este mai ridicat pe un sol cultivat decât pe un sol
necultivat. P.S. Kassovici a stabilit că pe un hectar de
grâu se degajă în sol, în cursul perioadei de vegetaţie
circa 6000 kg CO2.
5.2.2. Volumul de aer al solului. Volumul de aer
din sol depinde de porozitatea solului (deci de textură,
structură, afânare etc.), cât şi de umiditate. Apa şi aerul
din sol sunt noţiuni antagoniste sub aspect cantitativ.
Aerul în sol se găseşte în porii necapilari şi în porii
capilari neocupaţi cu apă, astfel încât practic aerul
lipseşte dintr-un sol saturat în apă.În cazul unui sol uscat
volumul de aer este reprezentat de porozitatea totală.
Sub aspectul diferenţierii texturale, volumul de aer
creşte de la un sol argilos spre un sol nisipos.
Diferenţierea structurală a solului face ca volumul de aer
din sol să fie mai scăzut în cazul unor soluri
nestructurate, slab structurate sau cu structură distrusă,
decât în cazul unor soluri cu structură bună, bine
dezvoltată (grăunţoasă, glomerulară). De asemenea,
118
volumul cu aer din sol creşte de la solurile îndesate,
compactate spre solurile afânate. În cazul solurilor cu
aceleaşi condiţii sub aspectul texturii, structurii, afânării
sau compactării, volumul cu aer depinde de umiditatea
acestora. Apa din sol ocupă un procent mai mare din pori
în cazul unui sol umed, determinând existenţa unui
volum de aer mai scăzut şi invers.
Oscilaţiile procentuale largi, sub aspectul
conţinutului de apă şi al volumului de aer în sol, au dus la
stabilirea unei situaţii optime pentru caracterizarea unui
sol sub aspectul volumului de aer.
Astfel a apărut noţiunea de "capacitate de aer a
solului" sinonimă "porozităţii de aeraţie" care indică, că
solul se află în condiţii optime de umezire, respectiv la
"capacitatea de câmp". Volumul de aer la această
capacitate de câmp oscilează între 5,0 - 40,0 %, fiind mai
mic la solurile cu textură fină, nestructurate, compactate
şi mai ridicat la solurile cu textură grosieră, structurate,
afânate.
Raportul aer-apă în sol (respectiv regimul
aerohidric al solului) este luat în consideraţie pentru
aprecierea condiţiilor de creştere şi dezvoltare a plantelor
de cultură.
Raportul optim aer-apă în sol se realizează când
porozitatea totală este de peste 50 %, fiind reprezentat în
proporţii aproximativ egale de porozitatea capilară (de
reţinere a apei) şi de porozitatea necapilară (de aeraţie).
119
Acest raport optim se întâlneşte în solurile cu structură
glomerulară stabilă, medie şi bine dezvoltată, cu o textură
mijlocie (lutoasă, luto-argiloasă), nediferenţiată pe profil,
bine afânate. Extremele, respectiv textura argiloasă, lipsa
de structură, compactarea sau textura nisipoasă, structura
monogranulară, afânarea excesivă duc, în primul caz, la
crearea unor condiţii de exces de apă şi aeraţie slabă, iar
în cel de al doilea caz la un deficit de umiditate şi o
aeraţie intensă.
Cerinţele plantelor sub aspectul necesităţii optime
de aer în sol, sunt diferite: 10 % la varza, 12 % la trifoi
roşu, 20 % la lucernă, 26 % la grâu de toamnă, 31 % la
porumb (BUNESCU V.I., 1980).
Condiţii bune de creştere şi dezvoltare a plantelor
de cultură, sub aspectul volumului de aer, se realizează
atunci când acesta reprezintă 15 - 30 % din volumul total
al solului.
5.2.3. Aeraţia solului. Aeraţia solului este un
proces vital deoarece, prin aeraţie, sunt controlate, în
limite largi, concentraţiile în sol a două gaze care susţin
viaţa: O2 şi CO2. Aceste gaze împreună cu apa, sunt
primii participanţi în cadrul a două reacţii biologice
vitale.
1. Respiraţia tuturor celulelor vegetale şi animale.
2. Fotosinteza - proces în urma căruia se formează
zaharuri, fundamentul realizării hranei.
Respiraţia implică oxidarea componentei organice.
120
C6H2O6 + 6O2 –> 6CO2 + 6H2O
zahăr
Datorită fotosintezei, această reacţie este
reversibilă. CO2 şi H2O se combină cu ajutorul plantelor
verzi, formând zaharuri, eliberându-se O2 care este folosit
de oameni, animale şi plante.
Aeraţia solului este o componentă de bază în cadrul
acestui sistem. Pentru ca respiraţia să aibă loc, solul
trebuie aprovizionat cu O2, în timp ce CO2 va fi înlocuit.
Datorită aeraţiei, sub aspectul O2 şi CO2, există un
schimb între sol şi atmosferă. Ca urmare a difuziunii
gazelor, concentraţia mare de CO2 în sol duce la
difuziunea acestuia în atmosferă, în timp ce O2 cu o
concentraţie mare în atmosferă, difuzează în sol. În urma
acestui proces are loc realizarea unui echilibru sub
aspectul concentraţiei O2 şi CO2. Procesul de difuzie se
desfăşoară lent, CO2 având o greutate specifică mai mare
ca a aerului (1,5 în raport cu aerul).
Pentru realizarea unor condiţii optime de creştere şi
dezvoltare a plantelor pe adâncimea de 0 - 20 cm,
primenirea solului cu aer în întregime trebuie să aibă loc
în circa 8 zile (Gr. OBREJANU, St. PUIU, 1972). Pe
solurile cu condiţii bune de aeraţie primenirea solului cu
aer pe adâncimea de 0 - 20 cm are loc în numai 24 ore.
121
Schimbul de gaze dintre sol şi atmosferă mai este
condiţionat şi de oscilaţiile de temperatură, variaţia
umidităţii solului, variaţia presiunii atmosferice. Datorită
creşterilor de temperatură, aerul din sol se dilată trecând
parţial în aerul atmosferic. În urma scăderii temperaturii,
volumul de aer din sol scade, locul liber fiind luat de
aerul proaspăt. Ca urmare a pătrunderii apei în sol, mare
parte din aerul solului trece în atmosferă. În urma
evaporării apei, spaţiile necapilare sunt ocupate cu aer
proaspăt.
Prin scăderea presiunii atmosferice aerul solului
trece în aerul atmosferic, iar în urma creşterii presiunii
atmosferice, spaţiile necapilare ale solului sunt umplute
cu aer atmosferic de proaspăt.
În cazul unui sol bine aerat, schimbul de gaze este
suficient de rapid pentru a preveni deficitul de 02 sau
toxicitatea excesului cu CO2.
5.3. TEMPERATURA SOLULUI
Temperatura solului este rezultatul intrărilor şi
pierderilor de energie calorică din sol. Temperatura
solului are influenţă majoră asupra proceselor fizice,
biologice şi chimice ce se desfăşoară în sol. În solurile
reci, reacţiile proceselor chimice şi biologice sunt reduse
ca intensitate.
122
Descompunerea biologică este încetinită, astfel
încât rata de utilizare a unor nutrienţi, precum N, P, S şi
Ca este diminuată.
De asemenea, absorbţia şi transportul apei şi a
ionilor nutrienţi de către plante sunt influenţate
nefavorabil de temperaturile scăzute.
5.3.1. Surse de energie calorică. Radiaţiile solare
reprezintă principala sursă de energie calorică pentru
încălzirea solurilor. Norii şi particulele de praf din
atmosferă interceptează radiaţiile solare şi absorb,
împrăştie sau reflectă mare parte din energia calorică.
Numai aproximativ 35 - 40 % din energia calorică
provenită din radiaţia solară contribuie la încălzirea
solului în regiunile umede şi înourate şi aproximativ 75
% în zonele aride, lipsite de nori (per global, media este
de 50 %).
Solul mai primeşte căldură şi din alte surse: procese
exoterme (humificarea, hidratarea coloizilor,
descompunerea resturilor organice), surse ce prezintă o
importanţă secundară.
5.3.2. Căile de pierdere a energiei calorice. Cea
mai mare parte din energia calorică este pierdută datorită
difuziei radiaţiilor calorice abscure din sol în atmosferă
(fig. 7.15.). O mică parte din energia solară primită de
pământ contribuie la încălzirea solurilor. Această energie
este cheltuită, în primul rând la evaporarea apei de la
suprafaţa solului şi a suprafeţei frunzelor sau este radiată
123
sau reflectată înapoi în atmosferă. Numai aproximativ 10
% este absorbită de sol şi poate fi folosită pentru
încălzirea acestuia. Chiar şi în aceste condiţii, această
energie are o importanţă majoră pentru buna desfăşurare
a proceselor din sol şi pentru creşterea plantelor pe sol.
Temperatura în sol este influenţată de o serie de
factori externi, cât şi de proprietăţile termice ale solului.
5.3.3. Proprietăţile termice ale solului. În legătură
cu radiaţia solară, există şi alţi factori care influenţează
suma netă a energiei absorbite de soluri şi amintim aici
proprietăţile termice, dintre care influenţă deosebită o au:
capacitatea de absorbţie a razelor solare, caacitatea
calorică, conductivitatea termică, capacitatea exotermică
şi endotermică.
5.3.3.1. Capacitatea de absorbţie a radiaţiilor
solare. Această proprietate termică depinde, în principal,
de culoarea solului.. Culoarea albă reflectă un procent
foarte mare din radiaţia calorică, în timp ce culoarea
neagră absoarbe un procent ridicat din radiaţia calorică.
Astfel, solurile închise la culoare absorb până la 80 % din
radiaţia solară, încălzindu-se mult mai repede decât
solurile deschise la culoare care absorb circa 30 % din
radiaţia solară. Umiditatea solului sau conţinutul în apă
influenţează, de asemenea, capacitatea de absorbţie a
radiaţiilor solare., Între cele două noţiuni există o relaţie
inversă, respectiv, la o umiditate scăzută capacitatea de
absorbţie este mai mare, comparativ cu o umiditate
124
puternică la care capacitatea de absorbţie este mică.
Vegetaţia solului, gradul de acoperire a solului cu
vegetaţie, influenţează, de asemenea, capacitatea de
absorbţie a radiaţiilor solare, aceasta fiind mai scăzută în
cazul unui sol acoperit de vegetaţie şi mai mare în cazul
solului neacoperit.
Unghiul sub care radiaţiile solare ajung la suprafaţa
solului influenţează temperatura acestuia. În cazul în care
radiaţia solară este perpendiculară pe suprafaţa solului şi
energia calorică absorbită, respectiv temperatura solului
creşte.
Valoarea ALBEDO-ului, respectiv procentul din
energia calorică ajunsă la suprafaţa solului şi care nu
pătrunde în sol, influenţează, de asemenea, temperatura
aerului din sol. În funcţie de condiţii, valorile abledoului
oscilează în limite largi. Cu cât valorile albedoului sunt
mai mici, cu atât solul se încălzeşte mai mult. În prezenţa
unui strat de zăpadă, valorile albedoului sunt de 70 - 80
%, la solurile închise la culoare 20 %, în timp ce pentru
solurile deschise la culoare, aceste valori pot ajunge la
circa 70 %. Solurile cultivate au un albedo de 10 - 12 %,
în timp ce, solurile acoperite cu vegetaţie ierboasă sau
lemnoasă, albedoul ajunge la circa 50 %.
Scăderea temperaturii solurilor prin difuzia
radiaţiilor obscure din sol în atmosferă este, de asemenea,
influenţată de factorii care determină capacitatea de
absorbţie. Astfel, solurile închise la culoare se răcesc mai
125
încet decât cele deschise, solurile acoperite de vegetaţie
prezintă o scădere a temperaturii mai mică decât cele
neacoperite şi, de asemenea, solurile mai umede prezintă
o scădere a temperaturii mai redusă decât solurile uscate.
5.3.3.2. Căldura specifică. Solul uscat se încălzeşte
mai uşor decât solul umed şi aceasta deoarece necesarul
cu energie pentru ridicarea temperaturii apei cu 10 C este
mai mare decât necesarul de energie utilizat pentru
căldura specifică este exprimată pe unitate (masă) de
exemplu, în calorii pe gram (cal/g). Căldura specifică a
apei pure este de circa 1,00 cal/g sau 1000 cal/kg (4,18
J/g) iar a unui sol uscat de circa 0,2 cal/g (0,8 J/g).
5.3.3.3. Capacitatea calorică a solului. Capacitatea
calorică sau capacitatea pentru căldură a solului
reprezintă căldura specifică a unui sol raportată la
unitatea de volum (cal/cm3).
Capacitatea calorică a unui sol depinde de natura
constituienţilor lui, fiind o rezultantă a căldurii specifice
a acestora. Principalii constituienţi ai solului prezintă
următoarele valori ale capacităţii calorice: nisipul 0,51
cal/cm3; argila 0,55 cal/cm3; CaCO3 0,55 cal/cm3;
humusul 0,58 cal/cm3; apa 1,0 cal/cm3; aerul 0,24
cal/cm3. Cu cât procentul constituienţilor solului, ce au
capacitate calorică mare este mai ridicat, cu atât solul se
va încălzi mai puţin şi mai lent. De aceea un sol argilos,
în condiţii de umiditate ridicată, se va încălzi mai puţin şi
126
mai lent, decât un sol nisipos, ce s-a format şi evoluează
într-un climat uscat.
5.3.3.4. Conductivitatea termică. Conductivitatea
termică a solului este influenţată de procentul cu care
participă la definirea sa principalii constituienţi.
Conductivitatea termică a unui sol este destul de
neuniformă datorită faptului că solul este un sistem
eterogen. Ea rezultând în principal din conductivitatea
termică a fazei solide (0,004), a fazei lichide (0,001) şi a
fazei gazoase (0,00005).
Sub aspectul valorilor conductivităţii termice,
menţionăm următoarele valori: nisipul 0,0093
(cal/cm.sec0 C), apa 0,00136 (cal/cm.sec0 C) şi aerul
0,00057 (cal/cm.sec0 C), astfel încât , cu cât proporţia
componentelor cu conductivitate mai mare este mai
ridicată cu atât solul se încălzeşte mai mult şi pe o
adâncime mai mare.
5.3.3.5. Capacitatea exotermică şi endotermică a
solului. Temperatura solului este influenţată şi prin
frecvenţa şi intensiatea proceselor exo şi endotermice ce
au loc în sol. Ca procese exotermice menţionăm:
descompunerea resturilor organice, humificarea,
hidratarea coloizilor, condensarea vaporilor de apă.
Astfel, la formarea unui gram de humus se degajă 5
calorii, o hidratare a unui kg de humus - 20 calorii, iar a
unui kg de argilă 3 - 5 calorii (ŞT. PUIU, 1980). Ca
procese endotermice menţionăm evaporaţia şi topirea
127
gheţii. La transformarea unui gram de apă în vapori la t0
= 100 C se consumă aproximativ 600 calorii.
Ansamblul fenomenelor de încălzire şi de răcire a
solului a solului sunt cunoscute sub denumirea de regim
termic al solului. Oscilaţia în timp a acestuia determină
un regim termic diurn, lunar, sezonier, anual şi
multianual.
Regimul termic acţionează asupra proceselor fizice,
chimice şi biologice din sol, influenţând formarea şi
evoluţia solurilor şi, totodată, condiţiile de creştere şi
dezvoltare a plantelor.
Bilanţul termic la suprafaţa solului se exprimă prin
următoarea relaţie: (N. OANEA, GH. ROGOBETE,
1977):
Q = (S' + D) - R - Eef ± P ± L.E. ± V
Q = cantitatea de căldură efectiv primită sau
pierdută în unitatea de timp de către stratul de la
suprafaţa solului;
S' + D = fluxul de radiaţie solară (directă sau
difuză), ajunsă în sol;
R = radiaţia reflectată;
P = căldura migrată în adâncimea solului în timpul
zilei sau spre suprafaţa acestuia în timpul nopţii;
128
L.E. - consumul de căldură pentru evaporarea apei
în sol (L) şi căldura de condensare a vaporilor de apă în
sol (E);
V = schimbul de căldură dintre sol şi atmosferă.
Valorile pozitive ale bilanţului termic evidenţiază o
încălzire a solului iar în cazul unui bilanţ termic negativ o
răcire a acestuia.
Regimul termic al solului este influenţat de regimul
termic al aerului atmosferic. Regimul termic al solului
poate fi modificat prin diferite lucrări agrotehnice şi
hidroameliorative. Astfel, prin aplicarea gunoiului de
grajd, apelor de irigaţie cu temperatură mai mare decât
temperatura solului, a paielor tocate are loc o încălzire a
solului.
129
CAPITOLUL VI
COMPLEXUL COLOIDAL ŞI
SOLUŢIA SOLULUI
6. 1. COMPLEXUL COLOIDAL AL
SOLULUI
Coloizii solului care alcătuiesc complexul
coloidal, organo-mineral sau argilo-humic sunt grupaţi in
3 categorii:
.coloizi minerali (argilă, hidroxizi fier-aluminiu-
mangan, silice coloidală, ş.a.)
.coloizi organici (acizi humici, hidraţi de carbon,
proteine)
.coloizi organo-minerali (compuşi ai acizilor humici
cu cationi bazici, cu hidroxizi de fier sau cu argilă)
În Pedologie limita de separaţie între fracţiunea
grosieră şi cea coloid - dispersă a fost extinsă de la 0,2
(0,1) microni la 2 microni întrucât particulele cu
diametrul cuprins între 0,2 (0,1) şi 2 microni manifestă
proprietăţi coloidale.
130
Forma particulelor coloidale este diversă:
sferoidală (acizi humici), liniară (poliuronoide) şi sub
formă de foiţe şi bastonaşe (minerale argiloase).
Coloizii solului posedă sarcina electrică fie
pozitivă fie negativă, au o capacitate mare de adsorbţia
apei şi a cationilor şi o capacitate mare de gonflare şi
contracţie
Principalele proprietăţi ce ilustrează interacţiunea
dintre particulele coloidale şi alţi constituienţi ai solului
sunt: schimbul de cationi, coagularea, dispersia,
gonflarea şi contracţia, proprietăţi a căror manifestare
depinde atât de conţinutul în coloizi al solului cât şi de
alcătuirea micelelor coloidale.
6.1.1. Alcătuirea micelei coloidale
Micelele coloidale sunt particule dispersate ale
sistemului coloidal în soluţia solului (soluţie
intermicelară).
Micela coloidală este alcătuită dintr-un nucleu
înconjurat de mai multe straturi de ioni (fig. 6.1.).
Nucleul poate fi alcătuit fie dintr-o moleculă (la
substanţele macromoleculare) fie dintr-un agregat de
molecule (la substanţele coloidale cu molecule mici) fie
dintr-un fragment al reţelei cristaline (la mineralele care
se mărunţesc până la particule coloidale).
Nucleul coloidal prezintă o suprafaţă activă în
care se manifestă diferite forţe de atracţie: forţe “Van der
131
Waals”, forţe de cristalizare (care menţin edificiul
cristalin), forţe electrostatice, etc.
Stratul de ioni disociaţi care înconjoară nucleul,
numit “strat ionogen” sau “dublu strat Helmholz” se
compune din: a)stratul intern (determinant de potenţial)
şi b) stratul extern (ioni adsorbiţi compensatori sau
contraioni).
Contraionii, situaţi în contact cu stratul de ioni
determinanţi de potenţial, alcătuiesc stratul imobil numit
şi “stratul dens de ioni” ; exterior stratului dens de ioni
se găseşte “stratul difuz de ioni” , ioni legaţi mai slab.
Particula coloidală - granula coloidală şi stratul
de ioni compensatori - înfăţişează în miniatură globul
terestru: ca şi la acesta, nucleul micelei coloidale suferă
foarte puţine transformări în comparaţie cu suprafaţa
înconjurătoare care se găseşte în permanenţă şi profundă
transformare. Pe lângă această similitudine, se mai
adaugă şi aceea că granula coloidală exercită o forţă de
atracţie asupra ionilor asemeni forţei de atracţie a
pământului.
Stratul intern de ioni din alcătuirea dublului strat
Helmholz – este format din ioni puternic reţinuţi de
nucleu ce provin din desfacerea moleculelor reţinute la
suprafaţa nucleului. Acest strat de ioni denumit şi “strat
determinant de potenţial “determină sarcina electrică a
coloidului în mediul de dispersie: ionii negativi dau
132
caracter electronegativ coloidului, iar ionii pozitivi dau
caracter electropozitiv.
Granula coloidală defineşte acea componentă a
micelei coloidale alcătuită din nucleu şi stratul intern de
ioni, (strat determinat de potenţial). Granula coloidală
atrage ionii cu sarcini electrice contrare şi respinge ionii
încărcaţi cu acelaşi potenţial electric. În ceea ce priveşte
forţa de atracţie, granula coloidală se deosebeşte de
nucleul micelei coloidale prin aceea că nu manifestă forţe
cristalizate sau “Van der Waals”, având forţe de atracţie
mult mai slabe (forţe electrostatice).
Stratul extern de ioni este format din ioni de
semn contrar celor din stratul intern (contraioni)
determinând compensarea (neutralizarea) sarcinii
acestora, de aceea mai poartă denumirea de “strat de ioni
compensatori”. Contraionii situaţi în contact cu stratul de
ioni determinaţi de potenţial alcătuiesc “stratul imobil”
(stratul dens de ioni), iar contraionii din stratul al doilea
alcătuiesc “stratul difuz” cu ionii slab legaţi, mobili, uşor
schimbabili.
Pentru cercetările din Pedologie stratul difuz
prezintă cea mai mare însemnătate deoarece ionii din
acest strat sunt mobili, se identifică cu soluţia
intermicelară pe măsură ce se depărtează de stratul dens
şi pot fi înlocuiţi de alţi ioni de acelaşi semn.
Coloizii se deosebesc de molecule prin faptul că
nucleul coloizilor nu participă la reacţiile tipice. Reacţiile
133
chimice dintre molecule, atomi şi ioni sunt însoţite de
schimbări în edificiul substanţelor ce au intrat în reacţie.
Acţiunea atomilor şi a ionilor este diferită faţă de reacţiile
de suprafaţă ale coloizilor: aici moleculele şi ionii
componenţi nu suferă modificări exceptând ionii
superficiali care pot fi schimbaţi. În reacţiile chimice
substanţa se schimbă, iar la coloizi se schimbă numai
compoziţia stratului superficial.
6.1.2. Caracterizare şi descrierea unor micele
coloidale
Micela coloidală de argilă are nucleul format
dintr-un fragment al reţelei cristaline al mineralului
argilos. Ansamblul sarcinilor electrice ale mineralelor
argiloase este alcătuit din două grupe de sarcini:a) sarcina
permanentă sau structurală şi b) sarcina variabilă sau
depebdentă de pH.
a) sarcina permanentă sau structurală este
constituită din sarcinile negative ale unor ioni aflaţi în
straturile tetraedrice şi octaedice care au valenţă
inferioară ionilor care au fost înlocuiţi.
b) sarcina variabilă sau dependentă de pH este
constituită din sarcinile care rezultă în urma disocierii
ionilor H+ din grupele “OH” sau “OH2” situate în zonele
marginale sau pe suprafeţele de ruptură ale cristalelor.
La mineralele argiloase trimorfice (2:1), ionii
compensatori (contraionii) localizaţi în spaţiul
interlamelar, neutralizează sarcina permanentă a
134
mineralului. Aceşti ioni pot fi uşor schimbabili (în
montmorilonit); parţial schimbabili (în vermiculit) şi
foarte greu schimbabili (în illit).
Tipul de legătură şi energia de legătură din spaţiul
interlamelar influenţează proprietăţile fizice a mineralelor
argiloase cum ar fi: duritatea, clivajul, rezistenţa la
alterare, gradul de contracţie, gonflarea, schimbul ionic,
adsorbţia apei şi a moleculelor de material organic.
Sarcina dependentă de pH reprezintă 1% din
suprafaţa totală a micelei (Dial şi Hendriks citaţi de C.
Crăciun, 2000).
La mineralele argiloase dimorfice (caolinit)
datorită ponderii mari a suprafeţelor marginale, o mare
parte a sarcinii negative este atribuită “disocierii
amfoterice”fapt ce determină creşterea sarcinii variabile –
dependente de pH şi a capacităţii de adsorbţie a anionilor.
Mineralele argiloase de tip caolinit (dimorfice)
prezintă o capacitate mai mare de a adsorbi anioni decât
mineralele trimorfice datorită unui surplus de sarcină
pozitivă ce se crează în zonele marginale prin ruperea
legăturilor reţelei. Acest fapt este ilustrat de valorile
raportului, schimb cationic/schimb anionic: 0,5 la
coolinit, 2,3 la illit, 6,7 la montmorilonit (Shoen, 1953
citat de C. Crăciun, 2000). Intensitatea fixării cationilor
de către coloizii solului este influenţată de valenţa ionilor
compensatori şi de gradul de hidratare; viteza de
coagulare a particulelor creşte odată cu micşorarea
135
gradului de hidratare şi creşterea valenţei ionilor din
stratul difuz al micelei coloidale.
Micela coloidală de humus are dimensiuni mici
(diametrul de 80-100), formă sferică şi structură amorfă.
Nucleul acestei micele este constituit dintr-o
macromoleculă sau mai multe molecule de acid
humic.Stratul de ioni determinaţi de potenţial este
reprezentat de ionii negativi (COO- - ,OH-) rezultaţi în
urma disocieilor grupărilor acide carboxilice (COOH) şi
hidroxil fenolice (C6H5-OH). Stratul ionilor compensatori
de sarcină se compune din cationii acizi H+ ,Al3+ -
predominanţi în coloizii de humus ai solurilor acide din
zona forestieră şi din cationii bazici
Ca2+,Mg2+,Na+,K,NH4+-dominanţi in solurile formate sub
influenţa vegeaţiei de stepă sau silvostepă.
Coloizii de acizi humici posedă atât sarcini
electrice negative – provenite din disocierea grupărilor
carboxil(-COOH) cu caracter acid – cât şi sarcini
electrice pozitive care provin de la grupări aminice (-
NH2) care imprimă acizilor humici caracter bazic.
În condiţiile unei reacţii neutre sau alcaline a
soluţiei solului, sarcina electrică negativă a coloizilor de
acid humic este mai mare deoarece -în aceste condiţii-
nmărul grupărilor “-COOH” care disociază este mai mare
decât în mediul acid:la pH =4,5 disociază o singură
grupare “-COOH”; la pH = 7 disociază două grupări “-
136
COOH”; la pH= 9 disociază trei grupări “-COOH”; la pH
> 11 disociază mai mult de trei grupări “-COOH”.
Întrucât “punctul izoelectric” (punctul în care
numărul sarcinilor electrice pozitive este egal cu cel al
sarcinilor electrice negative) este la pH 2,6 ÷ 2,8
,majoritatea coloizilor organici sunt electronegativi şi
manifestă însuşirea de adsorbţie a cationilor (Gh.
Lixandru, 1990).
Capacitatea de schimb cationic a humusului este
mai mare în condiţiile unei reacţii alcaline (T=150 ÷300
me /100 g sol) deoarece şi sarcina negativă a coloizilor
de humus este mai mare.
6.1.3. Indicatori folosiţi la caractetrizează proprietăţilor
de schimb ionic
Capacitatea de schimb cationic este dată de
conţinutul de cationi pe care îl poate adsorbi un sol cu
pH 7 (sau 8,2 – funcţie de metoda de determinare) şi se
exprimă în “miliechivalenţi/100 g sol uscat” sau în
“centimoli/kg sol uscat”
Cationii schimbabili sunt reprezentaţi de ioni cu
sarcină electrică pozitivă (Ca2+, Mg2+, Na+, K+, NH4+,
Al3+) reţinuţi la suprafaţa complexului adsorbtiv, cu
sarcina electrică negativă şi capabili de a fi schimbaţi cu
alţi cationi aflaţi în soluţia solului.
Complexul adsorbtiv cuprinde constituienţii
solului cu suprafaţa activă, capabili de a provoca şi
întreţine procesul de adsorbţie.
137
Prin adsorbţie se înţelege aderarea, reţinerea,
fixarea şi acumularea unor componente dintr-un amestec
de gaze sau a substanţelor dizolvate dintr-o soluţie, pe
suprafaţa particulelor minerale în concentraţii mai mare
decât în aerul sau soluţia solului.
Procesul de adsorbţie ce se observă în sol este
cunoscut de multă vreme. Datorită adsorbţiei moleculelor
ionice a substanţelor aflate în soluţie şi reţinerii în sol a
particulelor aflate în suspensie, apa din izvoare apare
întotdeauna curată (limpede).
Adsorbţia cationică a fost pusă în evidenţă în
secolul al XIX-lea de către Thomas Way care a amestecat
o probă de sol cu o cantitate de sulfat de amoniu - (NH4)2
SO4) .În urma percolării (spălării) solului cu apă cu
scopul îndepărtării (NH4)2 SO4, a constatat că ionul
amoniu nu poate fi complet îndepărtat deoarece este
reţinut în sol iar în “filtrat” alături de NH4+ apar şi cationi
de Ca2+, Mg2+, Na+, K+. Prin tratarea probei de sol
saturate în cationi NH4+ cu o soluţie de KCl se constată
că în filtratul obţinut sunt prezenţi atât cationi de K+,
aflaţi în exces cât şi cationii NH4+. În urma determinării
conţinutului total de K+ şi NH4+ (me) se poate observa că
aceasta este egal cu conţinutul de K+ (“me”) aflat iniţial
în soluţia folosită la tratarea solului. Tratarea probei de
sol saturate în ioni de K+ cu o soluţie de CaCl2 are ca
efect înlocuirea cationilor de K+ cu cei de Ca+. În filtratul
obţinut, conţinutul total al cationilor de Ca2+ şi K+
138
exprimat în “me” este egal cu conţinutul iniţial al
cationilor de Ca2+ aflat în soluţie.
Procesul de schimb cationic este un proces
simplu de adsorbţie şi de reţinere fizico-chimică, o
reacţie de suprafaţă şi se desfăşoară după anumite
legităţi.
- Adsorbţia cationică este polară: concentraţia
soluţiei în anioni rămâne aceiaşi şi după procesul de
schimb (N. Cernescu 1973).
- Adsorbţia cationilor are un caracter reversibil:
cationii reţinuţi în stratul difuz al micelei coloidale pot fi
înlocuiţi cu alţi cationi.
- Schimbul de cationi se produce în proporţii
echivalente: un cation bivalent (Ca2+) din stratul difuz
este înlocuit de un alt cation bivalent (Mg2+) sau de doi
cationi monovalenţi (2 NH4+).
- Cantitatea de cationi adsorbiţi este determinată
de concentraţia (activitatea) cationilor din soluţie şi nu de
concentraţia sărurilor: adsorbţia sodiului la coloizii
solului salinizat creşte odată cu concentraţia cationilor de
Na+ în timp ce adsorbţia altor cationi prezenţi în soluţia
solului scade.
- Forţa de reţinere a cationilor este cu atât mai
mare cu cât gradul lor de hidratare este mai redus.
Hidrogenul se abate de la această regulă deoarece,
neputând exista în stare liberă, formează ionul “hidroniu”
(H3O+) cu diametrul mult mai mic comparativ cu alţi
139
cationi şi din acest motiv este puternic reţinut (Gh.
Lixandru, 1990).
- Capacitatea de schimb cationic creşte odată cu
raportul SiO2/Al2O3 până la valoarea 9 pentru ca apoi să
scadă devenind neînsemnată la gelul de acid salcilic (N
Cernescu, 1963)
- Schimbul de cationi este determinat de energia
de reţinere a cationilor: la micela coloidală, cu excepţia
ionilor de NH4+ şi H+energia de reţinere creşte odată cu
masa atomică şi valenţa cationilor (Na+ < NH4+ < K+;
Mg2+<Ca2+; Al3+<Fe3+)
Valoarea capacităţii de schimb cationic este
cuprinsă între 10 şi 200 me/100 g sol uscat funcţie de
conţinutul şi natura mineralelor argiloase şi a sbstanţelor
humice.
Capacitatea de schimb cationic efectivă este
determinată de sarcina permanentă a mineralelor
argiloase. Determinarea valorii capacităţii de schimb
potenţiale (Tp) şi a celei efective (Te) se face prin calcul
însumând conţinutul cationilor bazici şi al cationilor
acizi.
Tp = SB8,3 + SH; Te = SB7+ Ah
- SB 8,3 şi SB7 reprezintă suma cationilor bazici
schimbabili determinaţi cu soluţii la pH = 8,3 şi,
respectiv la pH = 7 SH şi Ah reprezintă aciditatea de
schimb totală şi aciditatea hidrolitică determinată la pH =
8,3 şi, respectiv, la pH = 7.
140
Suma bazelor schimbabile (“SB”) este un
indicator de bază al proprietăţilor chimice ale solului.
Valoarea acestui indicator este dată de suma cationilor
schimbabili ai elementelor alcaline (K+, Na+),alcalino-
pământoase (Ca2+,Mg2+) şi de amoniu (NH4+) reţinuţi în
forme schimbabile de complexul adsorbtiv al solului. Ea
se exprimă în miliechivalenţi (me) la 100 grame sol
uscat.
Cationii de Na+, K+, Ca2+, Mg2+şi NH4+ se numesc
cationi bazici deoarece hidroxizii acestora imprimă
soluţiilor o reacţie alcalină.
Cationii bazici, aflaţi în forme schimbabile , devin
accesibili pentru plante atunci când trec în soluţia solului,
datorită schimbului de cationi din aceasta şi cei din
stratul difuz al micelelor coloidale. Accesibilitatea pentru
plante a unui anumit cation este mai bine exprimată de
“nivelul de saturaţie al complexului adsorbtiv al solului”
în acel cation decât de “conţinutul absolut”al acestuia.
Complexul “adsorbtiv” al solurilor de stepă ( soluri
bălane, cernoziomuri, soluri halomorfe, soluri formate pe
calcare şi marne) este saturat în cationi bazici.
Prezenţa sodiului schimbabil în complexul
adsorbtiv în proporţie mai mare de 5 % în solurile
alcalizate şi de peste 15% în solurile alcalice imprimă
acestora însuşiri chimice şi fizice nefavorabile pentru
creşterea şi dezvoltarea plantelor.
141
În solurile cu exces de umiditate, azotul
mineralizat din materia organică rămâne în stare redusă
(NH4+) şi poate fi adsorbit de complexul coloidal al
solului în proporţie de 1-8% în stratul arabil, proporţie ce
creşte la adâncimi mai mari, unde conţinutul de argilă
este mai ridicat, determinând mărimea capacităţii de
schimb de cationi.
În solurile din România - în marea lor majoritate
– conţinutul de cationi bazici schimbabili are valori ce se
încadrează în intervalul 1-50 me/100g sol uscat, valorile
cele mai mari înregistrându-se la solurile cu un conţinut
ridicat de humus şi de minerale argiloase de tip
montmorilonit, illit, beydelit
Cunoaşterea valorii “SB” serveşte la calculul
“capacităţii de schimb cationic”, a “gradului de saturaţie
în baze” precum şi la aprecierea “fertilităţii solului”.
Astfel, valorile “SB” mai mari de 25 me/100 g sol uscat
indică o fertilitate ridicată iar cele mai mici de 3 me/100
g sol uscat indică o fertilitate foarte scăzută.
Aciditatea potenţială este un parametru dat de
cantitatea de ioni de H+ şi Al3+ aflaţi în stare adsorbită de
complexul coloidal şi care intră în soluţia solului numai
în urma procesului de schimb cationic. Aciditatea
potenţială apare ca o “rezervă” pusă în evidenţă prin
schimb cationic cu soluţia unei săruri şi reprezintă
“factorul de capacitate” ce caracterizează reacţia solului.
Acest parametru poate fi exprimat – funcţie de sarea
142
folosită la extracţia ionilor acizi din complexul adsorbtiv
– fie prin “aciditatea de schimb” (sau “efectivă”), fie prin
“aciditate hidrolitică (Ah), fie prin “aciditatea de schimb
totală (SH).
Aciditatea de schimb sau “efectivă” se
evidenţiază prin tratarea solului cu soluţia unei săruri
neutre (KCl) când – pe lângă ionii de H+ - trec în soluţie
şi ionii de Al3+ care generează aciditate în solurile luvice.
Aciditatea hidrolitică (Ah) este componentă a
“acidităţii de schimb totale” (SH) şi se evidenţiază prin
hidroliza (desfacerea cu ajutorul apei) a acetatului de
sodiu sau a acetatului de potasiu. Cationii acizi H+,Al3+
se extrag din sol cu o soluţie ce hidrolizează alcalin (CH3
COONa, CH3 COOK) iar valoarea acestora este
determinată titrimetric până la nivelul pH=7 (exprimarea
se face în me/100 g sol uscat).
Valorile “acidităţii hidrolitice “ sunt folosite în
practică pentru aprecierea oportunităţii amendării
solurilor acide, pentru stabilirea dozelor de amendamente
şi pentru estimarea altor indici cum ar fi “indicele azot”
(IN).
Aciditatea de schimb totală (SH) se regăseşte în
cantitatea de H+ şi Al3+ reţinuţi de constituienţii solizi ai
solului. Determinarea valorii “SH” se realizează prin
percolări repetate ale solului cu o soluţie de acetat de
potasiu (CH3 COOK) 1 n “tamponată” la pH 8,3 şi se
exprimă în me/100 g sol uscat sau în cmol/kg sol uscat.
Aciditatea de schimb totală (SH) exprimă rezerva
de ioni acizi (H+ Al3+) din complexul adsorbtiv ce poate
trece prin procesul de schimb cationic, în soluţia solului.
Valorile ei sunt mai mari în solurile din zonele umede
formate pe roci acide şi sub influenţa vegetaţiei acidofile
decât în solurile din zonele mai secetoase şi calde
formate pe roci bogate în elemente bazice.
Cunoaşterea valorilor acidităţii de schimb totale
(SH) prezintă o importanţă deosebită pentru studiile de
geneză, de clasificare şi de ameliorare a solurilor.
Gradul de saturaţie al solului cu cationi bazici
schimbabili (V%) ai complexului adsorbtiv al solului
exprimă “conţinutil relativ de cationi schimbabili ai
elementelor alcaline (Na+,K+) şi alcalino-pământoşi
(Ca2+, Mg2+) raportat la capacitatea de schimb cationic.
Valoarea acestuia se calculează cu relaţia:
VSH =TSB .100 sau VSH=
SHSBSB+
.100
în care: V – gradul de saturaţie în cationi bazici (%), SB
– suma cationilor bazici schimbabili (me/100 g sol), SH –
aciditatea de schimb totală (me/100 g sol), T –
capacitatea de schimb cationic (me/100 g sol).
Valorile gradului de saturaţie în cationi bazici
schimbabili (VSH) sunt folosite ca un element de bază
pentru unele orizonturi ale profilului de sol. Astfel,
orizontul “A molic” se distinge de orizontul “A umbric”
143
144
prin valoarea VSH mai mare de 53% corelată cu alte
însuşiri. De asemeni, pentru unele soluri , valoarea VSH
este folosită la definirea subtipurilor “eutrice” şi
“districe”.
6.1.4. Adsorbţia anionică
La suprafaţa micelelor coloidale apar sarcini
electrice pozitive care adsorb anioni. Suma totală a
anionilor pe care îi poate adsorbi un sol defineşte
“capacitatea de schimb anionic” exprimată în me/100 g
sol” sau în me/100 g argilă. Întrucât adsorbţia unor anioni
poate fi urmată şi de o fixare prin insolubilizare chimică,
în loc de “capacitate de schimb anionic”, se recomandă a
se folosi noţiunea de “capacitate de adsorbţie anionică”.
Sarcinile electrice pozitive care determină
adsorbţia anionilor apar cel mai frecvent la hidroxizii de
fier şi de aluminiu, la allofane şi caolinit. În zonele cu
climă temperată capacitatea de adsorbţie anionică a
solurilor are valori scăzute (0,5÷2 me/100 g sol) în
funcţie de conţinutul de argilă (illit şi montorilonit) şi de
humus.
Cantitatea de ioni adsorbiţi creşte odată cu
creşterea acidităţii solului. În condiţiile unei reacţii
puternic acide (pH=4) conţinutul de amidon fosforic
(PO43-) şi sulfat (SO4
2-) creşte de 3 ori şi respectiv de 10
ori faţă de condiţiile de reacţie neutră a solului (Lăcătuşu,
2000). Principalii anioni ai solului implicaţi în schimbul
anionic sunt: PO43-, SO4
2-. NO3-, Cl-, MoO4
2-, B(OH)4 şi
145
anionii organici. Tăria legăturilor dintre anioni şi
complexul adsorbtiv depinde de valenţa anionilor şi
gradul lor de hidratare în următoarea ordine
descrescătoare: PO43-, SO4
2-, NO3-, Cl- (Crăciun, 2000).
Anionii PO43- şi SO4
2- sunt adsorbiţi în cantităţi mai mari
decât anionii NO3- şi Cl- care se găsesc predominant în
soluţia solului.
O deosebită influenţă pentru cresterea şi
dezvoltarea plantelor o prezintă reţinerea anionului
acidului fosforic. Anionii fosfatici sunt adsorbiţi şi
reţinuţi la suprafaţa micelelor cu sarcină electrică
pozitivă şi la suprafaţe micelelor cu sarcină elecrică
negativă prin intermediul unor cationi care au rolul de
punţi de legătură între particulele coloidale şi anioni. Cea
mai mare capacitate de fixare pentru fosfor o are
gibbsitul şi goethitul (5 me/100 g ) urmate de illit,
caolinit şi montmorilinit.
Adsorbţia anionilor pe suprafaţa coloizilor şi
precipitarea unor compuşi fosfatici – Fe(PO4), Al (PO4) –
constituie principalele căi de scădere a mobilităţii
anionilor fosfat şi scăderea disponibilităţii pentru plante.
Forţele de reţinere a anionului fosfat cresc în timp
simultan cu micşorarea disponibilităţii acestuia pentru
plante.
6.1.5. Importanţa sistemului coloidal şi a
schimbului cationic
146
Alături de procesele de fotosinteză şi respiraţie,
schimbul de ioni dintre particulele coloidale şi rădăcinile
plantelor este unul dintre cele mai importante procese.
Ionii schimbabili (anioni şi cationi) se găsesc în
stratul difuz al micelelor coloidale organitce sau
minerale.
Micelele coloidale din sol reţin la suprafaţa lor
ioni esenţiali în nutriţia plantelor şi îi păstrează
împiedicând eliminarea acestora de către curenţii
descendenţi ai apei care străbat solul.Astfel, micelele
coloidale din sol pot fi comparate cu “băncile moderne”
deoarece ionii reţinuţi pot fi retraşi de la “băncile
coloidale” şi adsorbiţi de către rădăcinile plantelor.
Refacerea rezervei de elemente nutritive se realizează
prin administrarea îngrăşămintelor organice sau /şi
minerale şi a amendamentelor.
Complexul coloidal al solului reglează
concentraţia şi compoziţia soluţiei solului prin schimbul
de ioni care are loc între cele două componente ale
acestuia.
6.2. SOLUŢIA SOLULUI
Soluţia solului denumită popular “mustul” sau
“sucul” solului constituie o parte din “faza lichidă” a
solului şi este alcătuită din apă şi diferite substanţe
147
minerale şi sau organice aflate în stare de dispersie
ionică, moleculară sau coloidală.
La formarea “soluţiei solului contribuie numai o
parte din din “conţinutul total” de apă din sol. Astfel apa
din de constituie apa aflată în stare de vapori, apa de
higroscopicitate, o parte din apa peliculară “nu participă
la formarea soluţiei solului. Noţiunea de “soluţia solului”
nu este sinonimă cu noţiunea de fază lichidă a solului”
deoarece aceasta din urmă înglobează atât “soluţia
solului” cât şi rezerva de “apă moartă” (inaccdesibilă
plantelor).
Apa provenită din precipitaţii, străbătând
straturile atmosferice, dizolvă o parte din substanţedin
atmosferă cum ar fi: CO2, O2, N2, NO3, NO2, NH3, SO2,
hidrogen sulfurat, clor. Dintre gazele care se dizolvă în
apa precipitaţiilor predominante sunt: CO2, O2 şi N2,
raportul lor la temperatura de 20oC – fiind de 57:2,1 :1,0
(Lăcătuşu, 2000)
Apa ajunsă în contact cu solul, îşi schimbă
compoziţia chimică datorită numeroaselor procese de
alterare şi mineralizare cum ar fi: dezvoltarea, disocierea,
adsorbţia, schimbul ionic, absorbţia ionilor de către
plante, etc. Substanţele solubile din sol sunt dezvoltate
iar ionii rezultaţi în urma disocierii pot reacţiona cu alţi
compuşi sau pot fi translocaţi în profilul solului.
Capacitatea de dizolvare a apei se măreşte odată
cu creşterea concentraţiei de CO2, gaz ce rezultă în urma
148
transformărilor suferite de materia organică, prin
activitatea microorganismelor.
Soluţia solului, venind în contact cu coloizii din
masa solului, favorizează schimbul de ioni aflaţi în
soluţie cu cei din stratul difuz al micelelor coloidale.
Modificarea continuă a compoziţiei soluţiei
solului este influenţată atât de natura substanţelor
dizolvate în apa din precipitaţii cât şi de ansamblul
transformărilor fizice, chimice şi biologice pe care le
suferă constituienţii solului. Compoziţia soluţiei solului
este, aşadar, “rezultantă a întregii dinamici a însuşirilor
solului”.
În dinamica valorii concentraţiei soluţiei solului,
pe parcursul unui an se disting două etape: 1) etapa de
acumulare a sărurilor, delimitată în timp de începutul
primăverii până la sfârşitul verii, când, datorită
evapotranspiraţiei intense, circulaţia soluţiei solului poate
atinge pragul de saturaţie (400 mg/l şi 2) etapa de diluare
a soluţiei solului delimitată în timp de la începutul
toamnei până la sfârşitul iernii când, datorită unor valori
superioare ale “capacităţii de câmp” are loc o levigare a
sărurilor solubile “şi implicit, o micşorare a concentraţiei
soluţiei solului .
Dar compoziţia şi concentraţia soluţiei solului
prezintă şi o varietate diurnă determinată de oscilaţiile
zilnice în sol ale CO2: În aceste condiţii valorile maxome
ale concentraţiei soluţiei solului în ioni de Ca2+ se
149
înregistrează în timpul nopţii; acest fenomen se explică
prin aceea că dizolvarea carbonaţilor alcalino-pământoşi
(CaCO3 şi MgCO3) precum şi substituirea ionilor Ca2+
din complexul adsorbtiv se desfăşoară cu intensitate mai
mare noaptea decât în timpul zilei.
Se poate conchide că, dacă masa solidă a solului
este suportul pentru plante - în care acestea îşi ancorează
rădăcinile soluţia solului este mediul din care plantele –
prin rădăcini îşi asugură alimentarea cu apă şi substanţe
nutritive.
Soluţia soluluiare o compoziţie complexă. toate
elementele minerale ce se regăsesc în cenuşa masei
vegetale îşi au originea în soluţia solului.
În soluţia solului se întâlnesc combinaţii minerale,
combinaţii organice şi combinaţii organo-minerale.
Combinaţiile minerale sunt reprezentate de
sărurile acizilor minerali (nitraţi, nitriţi, bicarbonaţi,
carbonaţi, cloruri, sulfaţi, fosfaţi de Ca, Mg, Na, K, NH4,
etc.) şi de diferiţi acizi de Fe, Al, Mn.
Combinaţiile organo-minerale , cu diferite grade
de solubilitate, se formează prin combinarea acizilor
humici cu alte tipuri de acizi organici cu ioni bazici,
reprezentaţu de Ca2+ ,Mg2+, Na+, K+, NH4, etc.
6.2.1. Reacţia solului
Reacţia solului este definită de concentraţia sau
activitatea ionilor de hidrogen din soluţia solului şi se
exprimă în mod curent prin valori pH. Această însuşire se
150
manifestă prin capacitatea de disociere a ionilor de
hidrogen (H+) şi de hidroxil (OH-) din sol, atunci când
solul vine în contact cu apa sau cu soluţiile saline
diluate(acestea permit disocierea ionilor de H+) .
În solul uscat se manifestă numai aciditatea
potenţială (nu şi cea actuală) deoarece ionii de hidrogen
disociaţi sunt redsorbiţi la suprafaţa particulelor iar
sărurile ce hidrolizează acid precipită. Concentraţia
activă a ionilor de hidrogen reprezintă “factorul de
intensitate” al reacţiei solului şi poate fi exprimată prin
indicatorul numeric”(pH)”.Valoarea indecelui pH se
obţine prin cologaritmarea ionilor de H+ din soluţia sau
suspensia de sol :
pH = -lg (aH+)=clg (aH+) = - lgşH+ţunde: aH+ -
activitatea ionilor de hidrogen (moli/l sai g/l)
Tabel
Corespondenţa între concentraţia ionilor de H+ şi
valoarea pH-ului.
şH+ţ
g*l-1
pH
-lgşH+ ţ
şH+ţ
g*l-1
pH
-lgşH+ţ
şH+ţ
g*l-1
pH
-lgşH+ţ
şH+ţ
g*l-1
pH
-lgşH+ţ
1,6*10-5 4,8 1,6*106 5,8 1,6*10-7 6.8 1,6*10-8 7,8
10-5 5,0 10-6 6.0 10-7 7,0 10-8 8.0
6,3*10-6 5,2 6,3*10-7 6,2 6.3*10-8 7.2 6,3*10-9 8,2
4*10-6 5,4 4*10-7 6,4 40*10-8 7,4 40*10-9 8,4
2,5*10-6 5,6 2,5*10-7 6.6 2,5*10-8 7,6 2,5*10-9 8,6
151
Cercetările staţionare pivind reacţia solului au pus
în evidenţă caracterul dinamic al acestei însuşiri.
Mărimea variaţiei periodice a pH-ului poate ajunge până
la o unitate, fiind mai însenmnată la solurile cu capacitate
scăzută de tamponare Modificarea reacţiei solului este
determinată de evoluţia genetică a tipului de sol,
activitatea organismelor din sol, modificarea periodică a
conţinutului de săruri solubile, măsurile ameliorative,
tehnologiile de exploatare a terenului şi de cultivare a
plantelor.
Reacţia şi compoziţia soluţiei solului sunt însuşiri
dinamice şi au un caracter reversibil; timpul necesar
pentru modificarea acestor proprietăţi, pentru a atinge
starea de cvasiechilibru cu mediul, este de 10-1 - 100 ani.
Cationii schimbabili din stratul difuz al micelelor
coloidale influenţează compoziţia soluţiei de sol prin
schimbul de ioni, schimb ce are loc între ionii aflaţi în
soluţie şi cei din complex. Timpul necesar pentru
modificarea mărimii capacităţii de schimb cationic şi a
acidităţii schimbabile până la atingerea stării de
gvasiechilibru cu mediul este cuprinsă între 10o - 101 ani
(N. Florea, 1994).
6.2.2. Capacitatea de tamponare a solului
Capacitatea de tamponare pentru reacţie a solului
este proprietatea solului de a se opune modificării valorii
“pH” atunci când asupra sa se acţionează cu substanţe -
bazice sau acide – care acceptă sau eliberează protoni.
152
Mecanismele chimice care generează înşuşirea de
tamponare pentru reacţie constau în asocierea –
disocierea protonilor de pe acidoizi şi adsorbţia cationilor
bazici pe coloizi şi prin hidroliza sărurilor
Capacitatea de tamponare (de amortizare) pentru
reacţie a solului este influenţată de compoziţia
granulometrică a solului, compoziţia mineralogică a
particulelor de argilă, conţinutul şi compoziţia
humusului, capacitatea de schimb cationic, gradul de
saturaţie în baze precum şi de sistemele tampon
reprezentate de complexul argilo-humic, ”carbonat de
calciu – acid carbonic”, fosfat-acid fosforic”, “humaţi –
acizi humici nesaturaţi”, acid acetic – acetat de sodiu”
etc.
Complexul adsorbtiv al solului saturat parţial cu
elemente bazice constituie unul dintre cele mai
importante “sisteme tampon” ale solului; el se comportă
ca un acidoid (acizi insolubili reprezentaţi de coloizi
capabili de a adsorbi cationi) sau ca un bazoid (substanţe
cu caracter bazic slab capabile de a reacţiona cu cationii).
La adăugarea în sol a unei cantităţi de baze sau de
acizi, complexul adsorbtiv se opune schimbării bruşte a
reacţiei în sens alcalin sau acid; în această situaţie are loc
trecerea ionilor acizi (H+) din soluţia solului în complexul
adsorbtiv şi/sau o neutralizare.a ionilor alcalini OH+ şi
blocarea lor în molecule de apă cu ajutorul ionilor de H+
înlocuiţi din complex de ionii alcalini de sodiu.
153
Solurile saturate cu baze în proporţie de 50% au
cea mai mare capacitate de tamponare a reacţiei atât
pentru acizi cât şi pentru baze.
Solurile la care complexul adsorbtiv este saturat cu
cationi acizi prezintă capacitate de tamponare mare
pentru acizi iar cele la care complexul adsorbtiv este
saturat în ioni de H+ prezintă capacitate de tamponare
mare pentru baze.
La solurile cu un conţinut mic de humus şi argilă,
complexul adsorbtiv – slab reprezentat – reţine cantităţi
reduse de ioni bazici şi acizi.
154
CAPITOLUL VII
PROPROETĂŢI MORFOLOGICE
7.1. CULOAREA SOLULUI
Culoarea solului este dată de totalitatea radiaţiilor
solare de diferite frecvenţe pe care le reflectă solul. Ea
este un efect al absorbţiei selective a razelor
monocromatice din componentele luminii albe. Senzaţia
de culoare ia naştere ca urmare a acţiunii radiaţiilor
electromagnetice asupra retinei. Între principalele
domenii de culoare a solului (alb, negru, roşu, galben,
verde, albastru) se stabilesc tranziţii printr-o multitudine
de nuanţe.
Culoarea solului este expresia compoziţiei
chimice şi mineralogice şi a distribuţiei particulelor
minerale şi organice în orizonturile profilului de sol; prin
combinarea culorilor date de componentele respective,
rezultă numeroase culori caracteristice diferitelor
orizonturi ale solului.
Astfel: silicea coloidală argilă, carbonatul de calciu
şi sărurile uşor solubile dau culori albe până la cenuşiu;
humusul dă culoarea neagră, brun - gălbuie, brun –
roşcată sau roşu-brună; compuşii fierului fin dispersaţi în
155
masa solului dau o culoare de roşu, brun-ruginiu sau
gălbui - în funcţie de conţinutul şi gradul de hidratare
precum şi de raportul dintre diferiţi constituienţi (hematit,
goethit, limonit, etc.);compuşii feroşi, în condiţii de
umiditate dau o culoare vineţie, albăstruie, albăstrui –
verzuie; fosfatul feros dă culoarea albă în mediul anaerob
şi albăstruie în contact cu aerul; sulfura de fier, în
orizonturile cu materie organică şi umezire excesivă dă o
culuare neagră.
7.1.1. Aprecierea culorii solului
În Pedolgie, de-a lungul timpului, aprecierea culorii
solului pe teren s-a făcut pe baza observaţiillor directe,
procedeu ce se mai utilizează şi astăzi, cu toate
inconvenientele pe care le implică. Această modaliate de
apreciere a culorii incumbă o foarte mare doză de
subiectivism.
Pentru înlăturarea subiectivismului la aprecierea
culorii solului, în practică pedologică modernă este
utilizat “Sistemul Munsell”, sistem care foloseşte un atlas
cu 322 eşantioane de culori standardizate (Atlasul
Munsell).
În sistemul Munsell culoarea solului este definită
prin parametri celor trei variabile: 1)Nuanţa, 2)Valoarea
şi 3)Croma.
1)Nuanţa indică culoarea spectrală dominantă
dată de lungime de undă a luminii. Scara nuanţelor este
156
alcătuită din 10 elemente: 5 culori de bază (aşa zis, pure)
şi cinci culori intermediare (aşa zis, combinate), toate
notate cu litere.
Culorile de bază: Culorile
intermediare:
R=(red) roşu YR = roşu-galben
Y=(yelow) galben GY = galben-
verde
G=(green) verde BG =
verde-albastu
B=(blue) albastru PB =
albastru-violet
P=(purple) violet RP =
violet-roşu
Fiecare dintre cele 10 nuanţe (culori de bază şi
culori intermediare) are câte 10 trepte notate cu cifre de
la 1 la 10.
Culoarea solului se încadrează într-un număr
limitat de nuanţe cuprinse de regulă între 10 R şi 5 Y (10
R; 2,5 YR; 5 YR; 7,5 YR; 10 YR; 2,5 Y;5 Y) şi unele
nuanţe specifice pentru orizonturile cu umezire excesivă,
gleice sau pseudogleice.
2) Valoarea exprimă luminozitatea culorii şi este
redată în cifre (la soluri, de regulă, de la 2,5 la 8), de la
culorile întunecate către cele luminoase. Probele de sol
cu valoarea 5 au culori cu luminozitate medie.
157
3) Croma exprimă puritatea relativă, intensitatea
sau saturaţia culorii .Scara cromatică a Sistemului
Munsell are 20 de trepte de la 1 la 20 (la soluri valoarea
cromei este’de regulă,mai mică decât 8).
În teren, apreciea culorii solului se face comparând
culoarea probei de sol cu eşantioanele standardizate de
culori din Atlasul Munsell unde în dreptul fiecărui
eşantion este menţionată denumirea culorii şi cei trei
parametrii care o definesc: nuanţa, valoarea şi croma.
Pentru o apreciere corectă, trebuie să se ţină seama
de faptul că, funcţie de starea de umiditate, culoarea
solului se schimbă de la “uscat” la “umed”. cu 0,5 până la
3 trepte în valoare, cu 0,5 până la 2 în cromă (numai
rareori intervin schimbări şi în nuanţă). Cele mai mari
diferenţe apar la soluri cenuşii, cernoziomoide sau la cele
cu un conţinut scăzut şi moderat de humus. De aceea
culoarea solului se apreciază la două stări de umiditate:
1) “uscat la aer” şi 2) “la capacitatea de câmp”. Se
consideră că proba de sol este la nivelul “capacităţii de
câmp” atunci când, după umezire, dispar peliculele
vizibile de umiditate.
Notarea unei culori în Sistemul Munsell cuprinde
cei trei parametri, aşezaţi întotdeuna în ordine: 1)Nuanţa
(redate prin cifre şi litere) 2)Valuarea şi 3)Croma (redate
prin cifre sub forma unui raport). De exemplu, culoarea
,,cenuşiu închis” este redată prin notaţia 10YR 4/1 iar
,,brun – deschis” prin notaţia 7,5YR6/4. Unele culori pot
158
fi redate prin mai multe notaţii Munsell (ex. culoarea
,,brun foarte pal prin: 10YR 7/3; 10YR 7/4; 10YR 8/3;
10YR 8/4.
7.1.2. Semnificaţia culorii solului
Culoarea este şi ea un indicator al compoziţiei
chimice a solului. Componentele chimice ale solului
determină într-o măsură mai mică sau mai mare – funcţie
de ponderea lor – culoarea acestuia.
Astfel culoarea poate ilustra compoziţia solului şi
de aceea, este considerată drept criteriul principal de
separare a orizonturilor pe profil, de recunoaştere şi
identificare a majorităţii solurilor.
Componenţii minerali şi organici, determinanţi ai
culorii solului, în procesul de solificare se pot acumula
sau pot migra în profilul de sol astfel încât culoarea să
reflecte natura şi intensitatea proceselor “pedogenetice”
prin care s-au format orizonturile solurilor.
Aspectul coloristic al orizonturilor de sol poate fi
un indicator al stării de umiditate a solului. Aspectul
marmorat - mozaicat a straturilor de sol indică un exces
temporal de apă stagnantă sau un regim fluctuant al
excesului de umiditate. Culoarea albăstruie –verzuie sau
“oliv” (măslinie) indică prezenţa compuşilor feroşi care
se formează în condiţii anaerobe, improprii pentru
creşterea şi dezvoltarea plantelor. În sezonul umed se
poate aprecia dacă culoarea solului este mai veche sau
este actuală, după starea de umiditate a solului. Halourile
159
de culori deschise din jurul rădăcinilor indică o umezire
excesivă a solului şi influenţele ei nefavorabile asupra
vegetaţiei (ex.: uscarea pomilor). Când partea superioară
a profilului de sol (0-50 cm) are culoarea neagră, acest
fapt reflectă un fond nutritiv ridicat (de regulă, fertilitatea
solului scade de la solurile negre către cele brune, brune
ruginii, roşii, cenuşii, galbene şi albicioase).
Culoarea influenţează şi relaţia solului cu energia
radiantă solară . Astfel, solurile de culoare închisă absorb
mai multă căldură decât cele de culoare deschise care
resping (reflectă) energia radiantă (fac excepţie
suprafeţele protejate de vegetaţie sau de mulci). Solurile
negre absorb mai multe radiaţii în timpul zilei şi radiază
mai multă căldură în timpul nopţii favorizând formarea
de “rouă subterană”.
Culoarea suprafeţei solului influenţează
temperatura şi umiditatea solului, activitatea biologică
din sol, potenţialul productiv şi, implicit, creşterea şi
dezvoltarea plantelor.
7.2. NEOFORMAŢIILE SOLULUI
Neoformaţiile sunt acumulări recente sau relicte
din masa solului reprezentate de depuneri şi separaţii
locale ale diferitelor substanţe rezultate în urma
proceselor pedogenetice (eluviere – iluviere, oxidare –
reducere) sau prin acţiunea organismelor vegetale şi
160
animale. Ele se disting uşor în orizonturile pedogenetice
ale profilului, după culoare, formă şi compoziţe chimică.
Formarea acestor acumulări de solificare este influenţată
de mărimea porilor din sol, de curenţii ascendenţi şi
descendenţi de apa care străbate profilul de sol, de
solubilitatea diferită a produşilor de alterare precum şi de
compoziţia granulometrică.
Neoformaţiile rezultate din acumularea sărurilor
uşor şi moderat solubile oxizilor şi hidroxizilor de fier şi
mangan şi a silicei reziduale se prezintă sub formă de
pseudomicelii, pete , eflorescenţe, pelicule, vinişoare,
concreţiuni, crustă, etc.
161
Pseudomiceliile sunt depuneri de cristale albe
aciculare fine de carbonat de calciu constituite în
filamente neregulate, asemănătoare miceliilor de
ciuperci. Ele se formează de-a lungul traseelor de
circulaţie a soluţiei solului, pe feţele şi în interiorul
elementelor structurale.
Pseudomiceliile reprezintă o formă relativ recentă
de depunere a carbonatului de calciu specifică solurilor
cu variaţii mari ale umidităţii acestuia, variaţie care
determină o fluctuaţie mare a cabonatului de calciu.
Vinişoarele sunt neoformaţii alungite care iau
naştere prin precipitarea CaCO3, Ca SO4, gipsului,
oxizilor şi hidroxizilor de fier şi mangan în spaţiile
rămase după descompunerea rădăcinilor sau chiar în jurul
rădăcinilor vii.
Eflorescenţele sunt concreşteri de cristale
aciculare (cu aspect de inflorescenţă) ale sărurilor
solubile şi ale carbonaţilor, la suprafaţa solului sau în
interiorul acestuia (pe pereţii fisurilor şi a golurilor).
Concreţiunile sunt neoformaţii de mărimi, forme
şi culori diferite, cimentate ireversibil în urma precipitării
gipsului, a carbonaţilor de calciu şi magneziu, a acizilor
de fier şi mangan. Ele pot fi dislocate din masa solului
fără a-şi pierde forma iniţială.
Concreţiunile ferimagnetice (cunoscute şi sub
denumirea de “bobovine” sau “alice de pământ”) au o
formă sferică şi o mărime ce poate depăşi 1 cm în
162
diametru (dar şi mici acumulări punctiforme). În aceste
sfere se observă depuneri concentrice succesive de oxizi
de fier şi mangan. Ele au o culoare roşcată, brun-roşcată,
sau negricioasă (cu atât mai închisă şi mai apropiată de
negru, cu cât conţinutul de mangan este mai mare).
Concreţiunile de carbonaţi iau naştere prin
precipitarea carbonatului de calciu în spaţiile libere din
sol şi /sau prin cimentarea cu carbonatul de calciu a altor
particule minerale. Ele au forme şi mărimi diferite (de la
câţiva milimetri până la câţiva centimetri lungime).
Concreţiunile de carbonaţi se întâlnesc în
orizontul carbonato acumulativ (“Cca”) în loess şi în alte
materiale carbonatice.
Concreţiunile septarice sunt în general
concreţiuni de carbonaţi caracterizate prin faptul că
interiorul lor au un spaţiu gol.
Petele sunt formaţiuni diferit colorate în masa
unui orizont de culoare relativ omogenă. Ele apar în
orizonturile eluviale (“Ame, Ea”) şi iluviale (“Bt”)
precum şi în cele cu exces de umiditate de natură freatică
sau pluvială.
În teren, caracterizarea petelor se face prin
stabilirea, în cadrul fiecărui orizont şi suborizont al
profilului de sol, a culorii, frecvenţei, mărimii,
formei.dispunerii şi contrastului petelor faţă de matricea
solului.
163
Petele de albire apar în orizonturile cu umezire de
natură pluvială excesivă alături de petele de oxidare
(roşcate, ruginii) şi de cele de reducere (albăstrui, vineţii,
verzui). Aceste pete se formează în urma migrării
coloizilor din unele mici porţiuni din masa solului ce sunt
intens percolate de apa de infiltraţie.
Cutanele de argilă sunt depuneri sub formă de
pojghiţe a particulelor minerale (cristalizate sau amorfe),
cu diametrul mai mic de 2 microni, pe suprafaţa
elementelor structurale, pe pereţii porilor sau pe
fragmentele mai grosiere (nisip, fragmente de schelet)
depuneri ce se formează treptat prin procesul de eluviere
– iluviere . Cutanele de argilă pot fi recunoscute şi
identificate cu ajutorul microscopului, în planul luminii
polarizate, după structura stratificată şi după absenţa (sau
prezenţa foarte neînsemnată) a materialului grosier. Ele
pot fi distruse în urma proceselor de “îngheţ desgheţ”,
“de contracţie gonflare” sau în urma activităţii unor
specii din microfauna şi mezofauna solului.
Atunci când se asociază cu materia organică din
sol, cutanele de argilă formează “pojghiţe organo-
minerale”, pojghiţe ce se întâlnesc în treimea mijlocie a
profilului de sol de tip “phaeziom” (sol cernoziomoid).
164
Neoformaţiile biogene din sol apar ca rezultant
al acţiunii organismelor animalelor şi rădăcinilor
plantelor.
Neoformaţiile biogene de provinienţă animală
sunt: crotovinele coprolitele, cervatocinele, lăcaşurile de
larve, pelotele.
Crotovinele sunt galerii de cârtiţe, hârciogi,
popândăi, şoareci de câmp, etc. umplute de regulă cu
material provenit din alt orizont pedogenetic. Ele au
formă rotundă sau ovală în secţiune şi diametrul de 2-10
cm. Culoarea crotovinelor poate fi mai închisă decât
masa solului din imediata vecinătate (melanocrotovinele)
sau mai deschisă (leucrotovinele).
Crotovinele se întâlnesc în soluri cu textură
mijlocie, mijlociu fină sau mijlociu grosieră în zonele de
stepă şi silvostepă,
Coprolitele sunt aglomerări de granule sau şiruri
de granule care au rezultat în urma trecerii solului prin
tubul digestiv al râmelor. Ele se întâlnesc în soluri cu
reacţie neutră sau slab acidă şi bogate în materie
organică.
Pelotele sunt fragmente structurale sub formă de
grăunciori rezultate în urma activităţii furnicilor.
Neoformaţiile biogene de provinienţă vegetală
sunt: cornevinele (urme ale rădăcinilor lemnoase umplute
de regulă cu material din alt orizont) şi dendritele
165
(imprimări ale rădăcinilor plantelor ierboase pe
suprafeţele agregatelor structurale.
Incluziunile sunt corpuri străine (oase, fragmente
de cărămidă sau ceramică, cioburi de sticlă, lemn
silificat, etc.) , prezente în profilul solului. Incluziunile,
pe lângă importanţa lor arheologică, au şi o importanţă
pedologică. De pildă, prezenţa cochiliilor de scoici indică
originea aluvială a solului iar prezenţa râmelor de stuf
indică originea lacustră a solului.
CAPITOLUL VIII
PROCESELE DE FORMARE A
SOLULUI
166
Solul – aşa cum este ilustrat de profilul de sol –
este rezultatul acţiunii îndelungată a unei multitudini de
procese elementare care se desfăşoară continuu în
învelişul superior al scoarţei terestre, cu ritmuri variabile,
sub influenţa condiţiilor de mediu, condiţii ce alcătuiesc
ceea ce se numeşte “factori pedogenetici”. Pedogeneza –
ramură a Pedologiei are, aşadar, ca obiect “totalitatea
proceselor care contribuie la formarea solurilor”.
Materialul parental (roca parentală), considerat ca stadiu
iniţial, se transformă în sol de-a lungul timpului prin
procese de alterare, acumulare şi migrare pe verticală a
constituienţilor, trecând printr-o serie de stări
intermediare până la stadiul matur.
Pedogeneza este un proces foarte îndelungat care
acţionează asupra substratului mineral şi se corelează
strâns cu circulaţia apei şi a elementelor chimice din sol
şi un proces de sinteză continuă de materie organică şi de
transformare acesteia.
Energia solară şi uneori cea gravitaţională sunt
elementele energetice ale proceselor de pedogeneză.
La formarea şi evoluţia solului, pe lângă
“procesele pedogenetice”, contribuie şi “procesele
geogenetice” cum ar fi sedimentarea şi eroziunea. În
multe cazuri substratul mineral nu rămâne acelaşi în
timp; el poate primi aport de material care se integrează
în sol sau poate fi reînoit prin eroziune.
167
Formarea şi evoluţia solului este un proces
dinamic a cărei intensitate este determinată atât de
factorii de mediu cât şi de însuşirile materialului parental.
8.1. PROCESE DE TRANSFORMARE
Procesele de trasformare în material parental
sau în sol determină modificări “in situ” cum ar fi:
alterarea mineralelor, formarea de noi minerale,
descompunerea materiei organice, humificarea resturilor
organice, formarea structurii solului.
Procesul de bioacumulare deţine locul cel mai
însemnat în Pedogeneză. Acest proces constă în
acumularea, în straturile superioare ale solului, prin
intermediul organismelor vegetale şi animale, a
materialului organic aflat în diferite stadii de humificare.
Humusul format prin humificarea materiei organice, se
integrează treptat în partea minerală a solului fapt ce duce
la diferenţierea unui orizont humifer (orizontul “A”).
Datorită rolului important pe care procesul de
bioacumulare îl are în formarea şi evoluţia solului, se
poate considera că “solul este un produs al vieţii pe un
fond mineral”. Orizontul “A” şi - în general, partea
superioară a profilului (orizontul humifer) devine, prin
bioacumulare, fertil, capătă o culoare închisă şi poate fi
bine individualizat şi uşor de recunoscut morfologic.
168
În teren, efectul intens al bioacumulării (formarea
orizontului humifer) este semnalat de prezenţa şi
dezvoltarea viguroasă a unor specii din flora spontană
cum ar fi: Urtica dioica, Sambucus ebulus, Chenopodium
sp., etc.
Bioacumularea (şi însuşirile materialului produs
prin bioacumulare) este influenţată determinant de
condiţiile de mediu. În stepă are loc o acumulare
“humico-calcică” ce dă naştere la substanţe humice de
culoare închisă, stabile şi saturate în ioni de calciu, iar în
zonele cu precipitaţii abundente, unde se produce o
levigare a substanţelor minerale şi organice, are loc o
“bioacumulare acidă” care dă naştere la soluri cu pH
<5,0. În condiţiile persistenţei îndelungate a excesului de
umiditate, se formează un orizont organic hidromorf de
turbă cu reacţie puternic acidă până la neutru (orizontul
“T”). Pe suprafaţa solurilor formate sub influenţa
vegetaţiei de pădure unde deasupra orizontului “A”
acumulează se cantităţi mari de resturi vegetale
nedescompuse sau parţial transformate, se formează un
orizont organic nehidromorf (orizontul “O”).
Procesul de argilizare şi formarea orizontului
“B cambic”. Argilizarea este un proces complex, ea
constă din alterarea silicaţilor primari din sol dând
naştere direct la materiale argiloase. În urma procesului
de argilizare se formează orizontul “B cambic” (“BV”)
numit şi orizont “de alterare” sau de argilizare. Din punct
169
de vedere al morfologiei diferenţierea orizontului B
cambic (BV)parcurge două etape: - individualizare,
orizontului BV şi alungirea orizontului BV.
Individualizarea orizontului B cambic (BV) se
produce iniţial prin “decalcarizarea” unui orizont
intermediar A/C şi formarea unui orizont “B” de
decalcarizare. Pe măsură ce CaCO3 îşi diminuează
prezenţa în acest orizont, procesul de alterare a silicaţilor
primari se intensifică având ca efect formarea mineralelor
argiloase şi eliberarea Fe2+ care se hidratează si se
oxidează determinând pigmentarea masei solului într-o
culoare gălbuie sau roşietică.
Alungirea orizontului B cambic (BBV) format are
loc continu pe seama levigării CaCO3 către orizontul
“Cca”; limita de separare dintre aceste orizonturi este
“linie de efervescenţă” a solului cu soluţie de HCl (1/3)
Procesele de alterare, umezire-uscare, acţiunea faunei şi a
rădăcinilor favorizează formarea în orizontul “BV” a unei
structuri poliedrice subangulare sau columnoid-
prismatice diferenţindu-l pe acesta de orizontul subiacent
(Cca) şi supraiacent.
Procesele de gleizare şi pseudogleizare au loc în
condiţii anaerobe şi sunt favorizate de excesul
(permanent sau temporar) de apă freatică (în cazul
gleizării) sau pluvială (în cazul pseudogleizării).
Gleizarea şi pseudogleizarea (numită şi
stagnogleizarea) se caracterizează prin reacţii de reducere
170
a compuşilor de fier şi mangan, mobilizarea şi
concentrarea lor în pereţii porilor de-a lungul fiburilor
sau a canalelor de rădăcini (biogoluri), pe feţele sau în
interiorul elementelor structurale.
Formele bivalente reduse ale fierului, rezultate în
urma reacţiilor de reducere, sunt relativ mobile şi
complexabile ceea ce măreşte mult domeniul de
mobilitate în planul reacţiei solului (pH). Reducerea
ionului feric intervine la o valoare a “potenţialului redox”
mai mică de 19 unităţi, fiind mai scăzută în mediul neutru
(bogat în Ca2+) decât în mediul acid. În absenţa anionilor
organici complexanţi, solubilitatea fierului feric este
foarte scăzută (practic nulă) la un pH cu valoarea mai
mare de 6,5. În mediul acid, ionul Fe2+ are mobilitate
mică şi tinde să se acumuleze sub forme insolubile
conferind profilului de sol o tentă de culoare gri-verzuie.
8.2. PROCESE DE TRANSLOCARE
Procesele de translocare determină diferenţierea
pe verticală a profilului de sol în urma transportului (în
soluţie sau în suspensie) a unor componenţi ai solului de
către curenţii descendenti şi ascendent ai apei. Pe lângă
circulaţia apei în sol, alţi factori care determină
translocarea pot fi: activitatea faunei, forţele mecanice
generate de îngheţ-dezgheţ, contractarea-gonflarea, etc.
În grupa de procese de transformare se încadrează:
171
eluvierea, iluvierea, podzolirea feriiluvială şi humico-
feriiluvială, criptopodzolirea, salinizarea, desalinizarea.
Eluvierea este cunoscută sub denumirea de
“podzolire argiloiluvială” sau “lessivare” şi constă în
îndepărtarea particulelor argiloase, aflate în suspensie,
din partea superioară a profilului. Acest proces se
manifestă în solurile formate în condiţiile unui climat
umed (precipitaţii medii anuale de peste 550 mm) în
urma îndepărtării CaCO3, debazificării complexului
coloidal şi acidifierii solului. Migrarea argilei este
posibilă numai în lipsa sărurilor şi în condiţiile unei
reacţii slab acide sau moderat acide în domeniul ph-lui
cuprins între 5 şi 7 unităţi.
Particulele antrenate de către curentul descendent
de apă pot fi coloizi liberi (la cernoziomul argiloiluvial),
proces nesesizabil morfologic, coloizi de pe suprafaţa
elementelor structurale (orizontul A molic-eluvial, notat
cu “Ame”) şi de coloizi din toată masa orizontului care
prezintă un colorit uniform (orizontul E luvic – “El” şi
orizontul E albic – “Ea”).
Orizontul “Ame” se formează în faze incipiente de
eluviere, orizontul “El” - în cazul eluvierii moderate iar
orizontul ‘Ea” - în urma eluvierii intense, eluviere ce
determină o puternică diferenţiere texturală a
orizonturilor.
172
Speciile de plante din flora spontană indicatoare
ale procesului de eluviere intensă sunt reprezentate de:
Aspera spica-venti, Rumex acetosella.
Iluvierea constă în depunerea particulelor de
argilă translocate în suspensie la nivelul orizontului
subiacent celui din care au fost îndepărtate. Prin
acumularea particulelor argiloase se formează orizontul
B argiloiluvial, notat cu “Bt”. Acest orizont poate fi
identificat pe teren după structura prismatică, prezenţa
particulelor de argilă pe feţele elementelor structurale şi
după culoarea mai închisă (roşietică sau gălbuie) decât
cea a materialului parental.
Procesul de podzolire humico-feriluvială constă
în migrarea dintr-un orizont superior şi acumularea în
unul inferior a compuşilor de materie organică şi a celor
de fier şi/sau aluminiu, în condiţiile unui climat umed şi
rece, sub influenţa vegetaţiei forestiere de răşinoase,
condiţii în care descompunerea materiei organice se face
lent formându-se cantităţi mari de acizi fulvici, acizi care
intensifică alterarea constituienţilor minerali şi
diferenţiază puternic profilul de sol. Materia organică ce
migrează este constituită de chelaţi organo-metalici de
Fe, Al şi Mn, formând un orizont B feriiluvial (“Bs”).
Scăderea conţinutului de sescvioxizi (oxizi, oxihdroxizi
şi hidroxizi) de Fe şi Al din orizontul supraiacent nu se
poate evidenţia morfologic din cauza acţiunii “coloid
protectoare” pe care o exercită conţinutul ridicat de
173
humus. Acest proces poate fi evidenţiat numai prin
analiza chimică a probelor de sol prelevate din
orizonturile profilului. Culoarea portocalie a orizontului
“Bs” este datorată de amestecul dintre oxizii de fier de
culoare roşie, hidroxizii de fier de culoare galbenă şi alţi
componenţi minerali de culoare albă sau cenuşie.
Intensificarea procesului de podzolire determină
formarea orizontului albicios-cenuşiu “E spodic” şi a
orizontului “B humicospodic” de culoare cafenie.
Plantele indicatoare a procesului de podzolire
sunt reprezentate de Vaccinium myrtillus, Nardus stricta,
ş.a.
Procesul de criptopodzolire constă în
translocarea slabă a substanţelor dispersabile (materi
organică şi sescvioxizi de aluminiu) şi în acumularea de
material amorf humic şi aluminic şi mai puţin material
amorf feric.
Criptopodzolirea – proces alumino-iluvial – este
mascat morfologic de abundenţa materiei organice (de
regulă peste 10%) care exercită o acţiune coloid
protectoare determinând stabilizarea acestui proces şi
menţinerea în stare amorfă şi activă a compuşilor
aluminici şi fierici. Acest proces nu poate fi evidenţiat
decât prin analize chimice; orizontul eluvial nu poate fi
identificat morfologic cu toate că partea inferioară a
orizontului “A” (cu peste 20% materie organică slab
174
mineralizată) prezintă reflexe cenuşii iar orizontul “E”
este “înecat în humus”.
În procesul de criptopodzolire se formează
orizontul “B criptospodic” notat cu “Bcp” care este
caracteristic criptopodzolurilor şi a subtipurilor
criptospodice ale altor tipuri de sol. La ardere, partea
minerală a solului rămâne albă - în cazul solurilor
criptopodzolice şi gălbuie-cărămizie – la solurile
nepodzolice.
Andosolizarea constă în acumularea în profilul
solului a “materialului amorf” rezultat din dezagregarea
şi alterarea rocilor vulcanice şi formarea “andosolului”
sau a subtipurilor se “sol andic”.
Constituienţii specifici materialelor cu proprietăţi
“andice” sunt reprezentate de combinaţii complexe
formate de “allofane” şi “geluri” de hidroxizi de aluminiu
şi fier cu materia organică din sol.
Procesul de salinizare constă în acumularea în
sol a sărurilor mai solubile în apă rece decât gipsul
(CaSO4:H2O), proces ce determină creşterea conţinutului
total de săruri uşor solubile – implicit – creşterea
salinităţii solului. În orizonturile profilului de sol se pot
acumula atât săruri uşor solubile neutre (NaCl, Na2SO4)
cât şi săruri care hidrolizează puternic alcalin (Na2CO3,
NaHCO3).
Migrarea sărurilor are loc după dizolvarea lor în
soluţia solului iar precipitarea şi cristalizarea lor au loc
175
după ce apa este consumată de către plante, după
evaporarea apei la suprafaţa solului şi în urma diminuării
concentraţiei CO2. Prin depunerea sărurilor solubile se
formează orizonturile salinizate (“sc”) şi salice (“sa”).
Acumularea sărurilor uşor solubile are loc în
soluri formate în condiţiile unui climat semiarid şi
semiumed, cu relief plan, în locuri depresionare sau pe
areale restrânse cu roci salifere la zi.
Pe teren, existenţa sărurilor uşor solubile se
identifică morfologic prin prezenţa eflorescenţelor, a
cristalelor sau a crustei de săruri formate la suprafaţa
solului. Determinarea calitativă pe teren a sărurilor uşor
solubile se face cu o soluţie de azotat de argint – pentru
cloruri, de clorură de bariu – pentru sulfaţi sau
fenolftaleină - pentru carbonaţi alcalini.
Curentul descendent de apă, care străbate solul în
mod repetat, poate solubiliza şi antrena săruri moderat
solubile (CaSO42H2O) şi greu solubile (CaCO3, MgCO3)
şi determina formarea orizonturilor de acumulare a
gipsului şi a celor carbonato-acumulative.
Alcalizarea sau sodizarea este procesul de
acumulare de sodiu adsorbit în complexul coloidal –
exprimat prin saturaţia solului în sodiu (Vna), adică prin
conţinutul relativ (%) de sodiu schimbabil raportat la
capacităţi de schimb cationic (“T”) notat, de regulă, prin
simbolul “ESP” (Florea N., 1999).
176
Sodizarea este însoţită de o creştere a valorilor pH
– care determină alcalinizarea solului – asociată, adesea,
cu apariţia sodei (Na2CO3, NaHCO3) în sol.
Alcalizarea constă în înlocuirea în complexul
adsorbtiv a ionilor dizolvaţi (Ca2+, Mg2+) cu ioni Na+
având ca efect formarea orizontului alcalizat (ESP=5-
15%) sau alcalic (ESP>15%).
În orizonturile alcalice şi alcalizate valoarea pH-
lui este mai mare de 8,4, valoare ce poate fi datorată şi
numai formării sodei.
Plantele indicatoare de soluri alcalice sau
alcalizate sunt: Statice gmeline, Atropis distans, Obione
portulacoide, etc.
Solonetizarea este un proces complex de formare
a tipului de sol “soloneţ” şi constă în alcalizarea,
dispersia în masa solului a argilei, migrarea argilei pe
profil cu diferenţierea unui orizont B argiloiluvial natric
(“Btna”), formarea unei structuri columnare specifice
acestui orizont.
Solodizarea constă în înlocuirea aproape
completă a sodiului schimbabil (dezalcalizarea) din
complexul adsortiv cu ioni de H+ intensificarea
procesului de migrare a argilei şi formarea orizontului
eluvial (“E”), alterarea mai avansată a substratului
mineral frecvent în condiţii de exces de umiditate
stagnantă temporară cu diferenţierea intensă a profilului
de sol.
177
8.3. PROCESELE PEDOGENETICE
DE UNIFORMIZARE A PROFILULUI
DE SOL
Sunt generate de activitatea faunei din sol, de
forţele care se dezvoltă în urma umeziri şi uscării, a
îngheţului şi dezgheţului. Din această categorie de
procese fac parte procesele “vermice”, vertice.
Procesele vermice sunt specifice solurilor cu o
intensă activitate a faunei sub influenţa căreia o parte din
masa solului este ingerată, altă parte este translocată
dintr-un orizont în altul determinând atenuarea limitelor
dintre orizonturi.
Procesele vertice se manifestă numai în soluri cu
un conţinut de argilă (<0,002 mm), predominant
gonflantă, mai mare de 30% şi în zone unde în decursul
anului perioadele umede alternează cu perioade
secetoase.
În perioadele secetoase, în urma uscării solului
datrită contracţiilor puternice, apar crăpături mari care
fragmentează masa solului. În perioadele umede
pământul desprins şi depus la baza crăpăturilor îşi
măreşte volumul, elementele structurale, sunt presate şi
alunecă unele peste altele schimbându-şi poziţia iar la
suprafaţa solului se formează un microrelief de
178
“coşcove” sau “gilgai” cu numeroase microdepresiuni şi
microcoame.
Procesele de aport şi transport de material la
suprafaţa solului care influenţează evoluţia solurilor
sunt: procesele de sedimentare, procesele de eroziune,
procesele de soliflucţiune şi alunecările de teren.
Procesele de sedimentare constau în depunerea
materialului la suprafaţa solului determinând menţinerea
solului în stadii incipiente de evoluţie. Aceste procese se
produc în urma aluvionării periodice în luncile rîurilor
prin depunerea de nisip şi praf în zonele mai secetoase
sau prin depunerea de cenuşă sau alte componente de
material vulcanic în arealele joase din regiunile active
vulcanic.
Procesele de eroziune constau în dislocarea şi
deplasarea unor fragmente de material de la suprafaţa
solului pe terenurile în pantă contribuind la menţinerea
solului în stadiu incipient de solificare prin primenirea
continuă a solului pe seama materialului parental. Astfel,
intensitatea proceselor de solificare (bioacumulare şi
alterare) este aproximativ egală cu intensitatea proceselor
de eroziune.
Procesele de soliflucţiune constau în deplasarea
lentă a unui strat subţire de sol vâscos (îmbibat cu apă) ca
urmare a dezgheţului superficial, pe versanţii cu panta
redusă. Aceste procese sunt caracteristice regiunilor
179
polare şi subpolare dar şi regiunilor temperate, muntoase
cu înălţimi mare (zonele subalpina şi alpina).
Apa rezultată din topirea zăpezilor îmbibă orizontul
superior al solului, îl saturează până la consistenţa
plastică nelipicioasă şi pune în mişcare solul dezgheţat.
Alunecările de teren sau de masă de pământ
cunoscute sub denumirea de “deplasări” sau “pornituri
umede” constau în desprinderea unor mase de pământ şi
deplasarea lor sub influenţa forţei de gravitaţie spe
arealele cu cote mai mici.
Procesele de soliflucţiune şi alunecările de teren au efecte
foarte drastice asupra solului, vegetaţiei şi chiar a
construcţiilor. Alte fenomene cum ar fi “prăbuşirile” şi
“surpările” se intensifică în arealele unde în rocă se
produc deschideri sub formă de pereţi abrupţi. Aceste
deschideri apar în cornişele de alunecare sau în carierele
de extracţie a materialelor de construcţie. Prăbuşirile şi
surpările afectează suprafeţe mult mai restrânse faţă de
suprafeţele afectate de eroziune şi alunecări.
Procesele pedogenetice se intercondiţionează şi se
desfăşoară cu anumite intensităţi în combinaţii diferite în
funcţie de condiţiile zonale şi locale având ca rezultat
formarea de soluri diferite.
CAPITOLUL IX
180
PROFILUL PEDOGENETIC ŞI
ORIZONTURILE SOLULUI
9.1. PROFILUL DE SOL
Solul se formează şi evoluează în timp pe baza
materialului parental şi a rocilor generatoare de sol, sub
acţiunea unor procese complexe, denumite procese
pedogenetice, în anumite condiţii de climă şi vegetaţie. În
urma executării unei secţiuni verticale (profil de sol) de
la suprafaţa solului până la materialul parental sau roca
generatoare, constatăm existenţa unor straturi de sol
(orizonturi genetice), ce se deosebesc prin anumite
proprietăţi (grosime, culoare, acumulări specifice etc.).
Înţelegem deci, prin profil de sol, aspectul
morfologic pe care îl prezintă solul în secţiune
transversală naturală de la suprafaţa până la nivelul
materialului parental sau rocii generatoare.
Principalele procese care duc la o diferenţiere pe
adâncimea solurilor, a orizonturilor sunt procesele de
eluviere-iluviere, bioacumulare sau acumulare a
humusului etc. În constituţia solului, componenţii
minerali şi organici prezintă solubilităţi diferite faţă de
apă, astfel încât, unii rămân pe locul de formare în timp
181
ce alţii sunt antrenaţi pe profil, acumulându-se la nivelul
unor orizonturi subiacente.
În teren, solul este studiat cu ajutorul metodei
morfologice. Orizonturile generale ale solului sunt notate
cu litere mari ale alfabetului latin (A, B, C, D, E etc.).
Notarea unui orizont cu un anunmit simbol nu se face în
ordinea succesiunii orizonturilor pe profil, ci în funcţie de
procesul genetic principal şi în unele cazuri secundare, ce
caracterizează orizontul respectiv.
Ex: cu litera A – este notat un orizont caracterizat
prin procesul de acumulare a humusului; cu B – orizontul
de iluviere a coloizilor; cu C – orizontul de acumulare a
carbonaţilor; cu G – orizonrtul caracterizat prin procese
de gleizare; cu T – orizontul caracterizat prin procese de
turbificare etc.
În cazul unor orizonturi formate sub acţiunea a
două sau chiar trei procese pedogenetice se notează cu
simbolurile corespunzătoare (Ame; Btna; Aosaac),
acestea fiind cunoscute sub denumirea de orizonturi de
asociere.
Pentru punerea în evidenţă a unor explicaţii
caracteristicile orizontului se folosesc litere mici şi în
unele cazuri, cifre pentru notarea suborizonturilor (Bt;
Am; C1; C2 etc.). În unele cazuri avem de-a face cu
orizonturi ce prezintă proprietăţi a două orizonturi fără ca
vreunul dintre acestea să fie dominant. Acestea sunt
182
cunoscute sub denumirea de orizonturi de tranziţie (A/C;
A/B; A/G; A/R etc.).
9.2. ORIZONTURI DIAGNOSTICE
Orizonturile de diagnoză reprezintă orizonturile
pedogenetice utilizate în succesiune cu alte orizonturi sau
chiar singure în definirea unităţilor taxonomice la diferite
niveluri. Prezentăm orizonturile diagnostice având notate
şi caracteristicile esenţiale, precum şi caracterele
secundare notate prin simbol conform clasificării
I.C.P.A., 1979.
Orizontul A. Este un orizont mineral format la
suprafaţa solului mineral. Este mai închis la culoare decât
orizontul subiacent. Sunt considerate orizonturi A şi
stratele arate - notate cu Ap - chiar dacă sunt grefate
direct pe orizonturi E, B sau C. Se disting trei feluri de
orizonturi A:
A molic este un orizont A, având următoarele
caractere: crome şi valori < 3,5 în stare umedă şi valori <
5,5 în stare uscată; conţinut de materie organică de cel
puţin 1 % pe întreaga lui grosime şi cel mult 35 %, dacă
partea minerală are peste 60 % argilă şi cel mult 20 %,
dacă nu conţine argilă; la conţinuturi de argilă
intermediară prezintă cantităţi proporţionale maxime
între 20 şi 35 %; structură grăunţoasă, glomerulară sau
183
polidrică; grad de saturaţie în baze ≥ 55 %; grosimea de
cel puţin 25 cm sau de cel puţin 20 cm la solurile la care
orizontul R este situat în primii 50 cm şi la cele cu
orizonturi Ame, AC, AR, AG sau B, având în partea
superioară culori de orizont A molic;
Se notează cu simbolul Am. Dacă un orizont A
molic prezintă acumulări reziduale de grăunţi de cuarţ
sau alte minerale rezistente la alterare. Se denumeşte A
molic - eluvial şi se notează cu Ame.
A umbric este un orizont A asemănător orizontului
A molic, în ceea ce priveşte culoarea, conţinutul în
materie organică, structura, consistenţa şi grosimea, dar
se diferenţiază de acesta, având un grad de saturaţie în
baze < 55 %.
Se notează cu simbolul Au.
A ocric - este deschis la culoare, devine masiv şi
dur sau foarte dur în perioada uscată a anului. Se notează
cu simbolul Ao.
Dacă un orizont A prezintă toate caracterele unui
orizont molic sau umbric, cu excepţia grosimii, se
consideră tot orizont A ocric, dar se notează cu Aom şi
respectiv Aou.
Orizontul E. Este un orizont mineral, are un
conţinut mai scăzut de argilă şi/sau sescvioxizi şi materie
organică, prezintă o acumulare relativă de cuarţ şi/sau
alte minerale, de dimensiunea nisipului sau prafului, care
au rezistat la alterare; culoarea este determinată în primul
184
rând de culoarea particulelor primare de nisip şi praf. Se
disting trei feluri de orizont E.
E luvic, format de asupra unui orizont B
argiloiluvial. Caracteristici: Culori deschise în stare
uscată, cu valori < 6,5; pot avea şi valori ≥ 6,5 dar
asociate numai cu crome > 3; Structură polidrică sau
lamelară sau fără structură; Textură mai grosieră; Se
notează cu simbolul El.
E albic este format deasupra unui orizont B
argiloiluvial, având următoarele caractere: culori mai
deschise decât la El în stare uscată, valori ≥ 6,5 şi crome
≤ 3; de regulă, se înregistrează o diferenţă de cel puţin
două unităţi de valoare mai mari decât cele apreciate la
materialul în stare umedă; structura este lamelară sau
poliedrică slab dezvoltată; textura mai grosieră decât a
orizontului subiacent; segregare a sescvioxizilor sub
formă de concreţiuni. Se notează cu simbolul Ea.
E spodic (podzolic) este format deasupra unui
orizont B spodic, având următoarele caractere: culori
deschise; în stare umedă valori ≥ 4 şi în stare uscată > 5.
lipsă de structură; Se notează cu Es.
Orizontul E spodic (podzolic) este un orizont de
eluviere a materiei organice şi a sescvioxizilor. Dacă în
profil se identifică orizontul subiacent un B argiloiluvial,
orizontul eluvial va fi El sau Ea, în funcţie de caracterele
lui; dacă se identifică un orizont subiacent B spodic (Bs
sau Bhs), orizontul eluvial va fi Es.
185
Orizontul B. Este un orizont mineral, în care se
constată o alterare a materialului parental, însoţită sau nu
de o îmbogăţire în argilă prin iluviere sau acumulare
reziduală şi/sau în materie organică prin iluviere. Se
disting: 4 feluri de orizonturi B.
B cambic este format prin alterarea materialului
parental, având următoarele caractere: culori mai închise
sau cu crome mai mari sau în nuanţe mai roşii decât
materialul parental; structură, obişnuit poliedrică medie şi
mare sau columnoid - prismatică, în cel puţin 50 % din
volum; textura poate fi mai fină decât cea a materialului
parental, plusul de argilă rezultând din alterarea unor
minerale primare, respectiv din argilizare în situ (pe loc);
grosime de cel puţin 10 cm. Se notează cu simbolul Bv.
B argiloiluvial conţine argilă iluvială şi are
următoarele caractere: argilă orientată (iluvială), care
formează pelicule pe feţele verticale şi orizontale ale
elementelor structurale şi umple porii fini; îmbracă
grăunţii minerali şi/sau formează punţi între ei; culori
diferite (brun, negru, roşu etc.), mai închise decât cele ale
materialului parental; structură prismatică, columnoidă,
poliedrică sau masivă; grosime de cel puţin 1 : 10 din
grosimea însumată a orizonturilor supraiacente. Se
notează cu simbolul Bt.
Bt natric, asemănător orizontului argiloiluvial; spre
deosebire de acesta prezintă următoarele caractere:
saturaţie în Na+ mai mare de 15 %, cel puţin pe 10 cm
186
într-unul din suborizonturile situate în primii 20 cm ai
orizontului; orizontul C subiacent are o saturaţie în Na+
de peste 15 %. Pentru ca orizontul Bt să fie natric, trebuie
să aibă mai mult Mg++ + Na+ schimbabil, decât Ca+ +
H+, în primii 20 cm ai orizontului; structură columnară
sau prismatică. Se notează cu Btna.
B spodic este format din acumulare de material
amorf constituit din materie organică şi/sau sescvioxizi,
prezintă următoarele caractere: compuşi amorfi de
materie organică şi/sau sescvioxizi, sub formă de
aglomerări subangulare sau rotunjite; culori, în general,
în nuanţe de 7,5 YR şi mai roşii, cu crome mici dacă
orizontul este humico-feriiluvial sau mari, dacă este
feriiluvial; fără structură sau aceasta este foarte slab
dezvoltată; capacitatea de schimb cationic este relativ
mare (2 me la 100 g); grosime minimă de 2,5 cm.
Orizonturile spodice au o textură grosieră,
mijlociu-grosieră, mai rar, mijlocie. Se notează cu Bhs,
în cazul în care materialul amorf conţine atât humus
iluvial cât şi sescvioxizi şi cu Bs, în cazul în care conţine
predominant sescvioxizi.
Orizontul C. Profilele de sol au în partea lor
inferioară un orizont reprezentat prin roci. Când acest
orizont este constituit din material neconsolidat (loess,
argilă, nisip etc.) şi care nu prezintă caracterele
diagnostice pentru orizonturile A, B, Gr sau Cca, se
187
notează cu C şi poartă numele de orizont C. Orizontul C
reprezintă materialul parental al solului respectiv.
Orizontul Cca (carbonatoiluvial). Este un orizont
C cu acumulare de carbonaţi, având următoarele
caractere: conţinut de carbonaţi de peste 12 %; cel puţin
5 % din volum carbonaţi secundari (acumulări dure sau
friabile) mai mult decât orizontul C; grosime minimă 15
cm.
Orizontul Cpr (pseudorendzinic). Este un orizont
C constituit din marne, marne argiloase sau argile
marnoase, cu cel puţin 30 % argilă şi peste 12 %
carbonaţi.; caracteristic pseudorendzinelor şi solurilor
pseudorendzinice (pr - prescurtarea de la
pseudorendzină).
Orizontul R. Este un orizont mineral, situat în
partea inferioară a unor profile, constituit din roci
compacte.
Orizontul Rrz (rendzinic). Este un orizont R
constituit din calcare, dolomite şi/sau gips sau din
fragmente din asemenea roci sau din roci metamorfice ori
eruptive, bazice şi ultrabazice, care prin alterare nu
formează sau care nu conduc la formarea de material
amorf; caracteristic rendzinelor şi solurilor rendzinice (rz
- prescurtarea de la rendzină).
Orizontul O (organic nehidromorf). Este un
orizont organic format la suprafaţa solului în condiţiile
unui mediu nesaturat cu apă. Sub vegetaţie lemnoasă
188
poate fi: Ol - litiera, constând din material organic
proaspăt, nedescompus sau foarte puţin descompus; Of -
orizont de fermentaţie, format din materie organică
incomplet descompusă, în care se recunosc cu ochiul
liber sau cu lupa, 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.
Orizonul T (organic hidromorf sau turbos). Este
un orizont organic format în condiţiile unui mediu saturat
în apă, fiind constituit predominant din muşchi,
Ciperaceae şi alte plante hidromorfe, cu grosime de 20
cm.
Orizontul 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 disting: G de reducere şi G de oxidare-
reducere.
Orizont G de reducere, format în condiţii
predominant de anaerobioză, având următoarele
caractere: colorit uniform în culori de reducere sub aspect
marmorat, în care culorile de reducere apar în proporţie
de peste 50 % din suprafaţa rezultată prin secţionarea
elementelor structurale. Se notează cu Gr.
189
Orizontul G de oxidare-reducere este format în
condiţii de aerobioză alternând cu perioade de
anaerobioză. Prezintă un aspect marmorat, în care
culorile de reducere apar în proporţie de 16 - 50 %;
culorile de oxidare apar sub formă de pete de oxidare, în
proporţie de peste 16 % din suprafaţa rezultată prin
secţionarea elementelor; segregarea sescvioxizilor sub
formă de pelicule şi concreţiuni. Se notează cu Go.
Orizontul W (pseudogleic). Este un orizont
mineral, format la suprafaţă sau în profilul solului, în
condiţiile unui mediu în care solul este mare parte din an
saturat cu apă acumulată din precipitaţii şi stagnantă
deasupra unui strat impermeabil sau slab permeabil. Are
următoarele caractere: aspect marmorat, în care culorile
de reducere, prezente atât pe feţele, cât şi în interiorul
elementelor structurale, ocupă peste 50 % din suprafaţa
rezultată prin secţionarea elementelor structurale;
precipitare a sescvioxizilor, sub formă de pelicule şi
concreţiuni; grosime de cel puţin 15 cm. Se grefează pe
orizonturi A, E sau B.
Orizontul w (pseudogleizat). Este un orizont
mineral, format la suprafaţă sau în profilul solului, în
condiţiile unui mediu în care solul este mare parte din an
umed până la uscat şi o perioadă mai mică din an saturat
în apă, acumulată din precipitaţii şi stagnată deasupra
unui strat impermeabil sau slab permeabil; are un aspect
190
marmorat, în care culorile de reducere ocupă între 6 şi 50
% din suprafaţa rezultată prin secţionarea elementelor
structurale. Se notează cu w.
Orizontul y (vertic). Este un orizont cu un conţinut
de cel puţin 30 % argilă (frecvent peste 50 %),
predominant gonflantă. Caractere: feţe de alunecare
oblice (10 - 600 faţă de orizontală) şi/sau elemente
structurale mari, de asemenea oblice, cu unghiuri şi
muchii ascuţite într-unul dintre suborizonturi; crăpături
largi de peste 1 cm, pe o grosime de cel puţin 50 cm în
perioada uscată a anului; grosime minimă de 50 cm. Se
notează cu simbolul y.
Orizontul sa (salic). Este un orizont mineral
îmbogăţit secundar prin iluviere în săruri mai uşor
solubile decât gipsul, având următoarele caractere:
conţinut de săruri în extras apos 1 : 5, de cel puţin 1 %,
dacă tipul de salinizare este cloruric şi de cel puţin 1,5 %
dacă este sulfatic; grosime minimă de 10 cm.
Orizontul sc (salinizat). Este un orizont mineral,
care conţine săruri mai uşor solubile decât gipsul (în apă
rece), în cantitate mai mică decât orizontul salic,
respectiv între 0,15 şi 1,50 % pentru tipul de salinizare
sulfatică şi 0,1 - 1,0 % pentru tipul de salinizare
clorurică.
Are grosime minimă de 15 cm. Se notează cu
simbolul sc.
191
Orizontul na (alcalic sau natric). Este un orizont
mineral care are o saturaţie în Na+ schimbabil > 15 %, pe
o grosime de minimum 10 cm. Se notează cu simbolul
na.
Orizontul ac (alcalizat). Este un orizont mineral
care are o saturaţie în Na+ schimbabil de 5 - 15 %. Se
notează cu simbolul ac.
Orizonturi de tranziţie
Orizont AC. Este un orizont de tranziţie între A şi
C, având proprietăţi din ambele orizonturi, fără ca
vreunele să fie predominante.
Orizontul AB. Este un orizont de tranziţie între A şi
B, având proprietăţi din ambele orizonturi, fără ca
vreunele să fie predominante. Dacă sunt dominante pe
grosimi mai mari sau mai evidente caracterele orizontului
B, se notează cu simbolul BA.
Orizontul AR. Este un orizont de tranziţie între A şi
R, având proprietăţi de orizont A, dar şi fragmente de
rocă, parţial alterate, în proporţie de cel puţin 30 %.
Orizont AG. Este un orizont de tranziţie între A şi
G, având parţial exprimate subiacent caracterele
orizontului G, dar şi caracterele orizontului A.
Orizontul EB. Este un orizont de tranziţie între E şi
Bt, prezentând dominant în partea superioară caracterele
orizontului eluvial, iar în cea inferioară pe cele ale
orizontului iluvial. Dacă sunt dominante pe o grosime
192
mai mare sau mai evidente caracterele orizontului Bt, se
notează cu simbolul BE.
Orizont E + B. Este un orizont mineral de tranziţie
între E şi B - denumit şi orizont glosic - având
următoarele caractere: pătrunderi de orizont E în
orizontul B sub formă de limbi; limbile trebuie să aibă
cel puţin 5 mm lăţime în cazul în care textura orizontului
Bt este este fină, cel puţin 10 mm când textura aceluiaşi
orizont este mijlociu-fină şi cel puţin 15 mm când textura
este mijlocie sau grosieră; limbile de orizont E trebuie să
reprezinte cel puţin 15 % din volum; grosime de cel puţin
10 cm (5 cm în cazul orizontului E + Btna), când acestea
ocupă sub 50 % din volum.
Orizont BC. Este un orizont de tranziţie între B şi
C, având parţial exprimate caracterele orizontului
supraiacent B şi subiacent C.
Orizont BR. Este un orizont de tranziţie între B şi
R, având proprietăţi de orizont B, dar şi fragmente de
rocă, parţial alterate, în proporţie de cel puţin 30 %.
Orizont BG. Este un orizont de tranziţie între B şi
G, având parţial exprimate caracterele orizontului
supraiacent B şi subiacent G.
Orizont CG. Este un orizont care îndeplineşte, atât
condiţiile de orizont C, cât şi pe cele de orizont G.
Orizonturi de asociere. Sunt orizonturi formate
prin asocierea caracterelor a două sau mai multe
orizonturi, dar care unele nu apar în succesiune pe profil
193
ca orizonturi separate, ca, de exemplu, AW, Aw, Ay,
Amsa, Aosa, Ana, Aosana, BW, Bw, Bty, Btysc, Bvyw,
Bvx etc.
194
CAPITOLUL X
CADRUL NATURAL DE
FORMARE ŞI EVOLUŢIE A
SOLURILOR
Acţiunea unor procese neîntrerupte de dezagregare,
alterare, sinteză, migrare şi acumulare asupra materiei
minerale şi organice, determină transformarea scoarţei
superioare a litosferei în soluri, astfel încât solul
evoluează de la roca "in situ", deci de la o morfologie
simplă către solul cu o morfologie evoluată.
Rocile şi mineralele primare rezultate în urma
consolidării magmei, cu toate că conţineau unele
elemente de nutriţie (fosfor, calciu, potasiu, magneziu
etc.), datorită masivilităţii şi compactităţii lor nu
prezentau condiţii care să permită dezvoltarea rădăcinilor
şi asigurarea cu substanţe nutritive şi apă.
Procesele de dezagregare (mărunţire) şi alterare
(modificare chimică) a acestora sub acţiunea agenţilor
atmosferici, hidrosferici şi biosferici a permis
transformarea rocilor primare compacte în roci secundare
afânate (realizându-se o reţea de spaţii sau pori) şi
formarea unor substanţe chimice simple sau complexe
(săruri, oxizi şi hidroxizi, minerale argiloase). Roca
afânată (datorită porozităţii) prezintă capacitate pentru
195
apă şi aer. Apa din precipitaţii, în cazul rocilor afânate
pătrunde şi se reţine în pori, formând rezerve pentru
plante. Aerul din porii rocii afânate împreună cu apa
reţinută din precipitaţii şi substanţele de nutriţie în forme
simple asigură instalarea plantelor şi microorganismelor.
Prin fotosinteză plantele trec substanţele minerale din sol
în substanţe organice din care este alcătuit corpul lor.
După parcurgerea ciclului biologic, sub acţiunea
microorganismelor, resturile organice sunt în parte,
descompuse în substanţe minerale folosite de plantele ce
urmează şi, în parte, sunt transformare în humus.
Repetarea în timp a acestui proces determină
reţinerea şi acumularea în partea superioară a scoarţei, a
substanţelor nutritive sub formă de substanţe organice, în
special humus (procese de bioacumulare). Acţiunea
conjugată a proceselor de dezagragare, alterare şi
bioacumulare, alături de reţinerea şi migrarea compuşilor
rezultaţi determină modificări fizice, chimice şi biologice
în partea superioară a scoarţei, aceasta trasnformându-se
în timp în sol, care este un corp natural ce prezintă
însuşiri şi o alcătuire proprie. Condiţiile de mediu sunt
cele care determină procesele ce duc la formarea
solurilor. Aceste condiţii sunt extrem de variate astfel
încât intensitatea proceselor este diferită, rezultând o
varietate de soluri.
V.V. Docuceaev, intemeietorul Pedologiei arăta că
solul este rezultatul acţiunii cumulative a mai multor
196
factori (organismele, clima, roca, relieful şi timpul) pe
care îi denumeşte factori de formare sau factori
pedogenetici. În timp, acestor factori pedogenetici au rol
în formarea solului li s-au adăugat influenţa apei
subterane şi de suprafaţă, cât şi activitatea antropică.
10.1. INFLUENŢA CLIMEI
V.V. Docuceaev a scos în evidenţă rolul climei în
procesul de formare a solului menţionând că: solul este
formaţiunea naturală care se formează sub influenţa
hotărâtoare a climei.
România este situată în emisfera nordică, la
jumătatea distanţei dintre poli şi ecuator, având un climat
temperat-continental.
Climatul atmosferic determină în mare parte
formarea şi evoluţia climatul solului. Climatul României
nu este uniform, separându-se 5 regiuni climatice, cărora
le corespund provincii pedologice:
a) Regiunea vestică (panonică) influenţată de
curenţii atmosferici vestici, oceanici, este
supusă influenţei climatului Europei Centrale;
b) Regiunea transilvană, influenţată de curenţii
de aer din vest-nord şi în măsură mai mică din
est;
197
c) Regiunea sud-vestică(Danubiano-getică)
influenţată de masele de aer oceanic şi
mediteranean;
d) Regiunea sud-estică (Danubiano-Pontică);
e) Regiunea moldo-sarmatică, ambele aflate sub
influenţa maselor de aer estic.
Acestor regiuni climatice li se adaugă ca influenţe
în formarea şi evoluţia solurilor, microclimatele
determinate de formele de relief, astfel încât România
este considerată un adevărat "muzeu natural de soluri".
L.S. Berg arată existenţa în climatul temperat-
continental din România a unor zone climatice legate de
zonele landsaftice:
– climatul zonei de stepă care cuprinde stepa
propriu-zisă şi silvostepă;
– climatul zonei pădurilor de foioase;
– climatul zonei pădurilor de conifere;
– climatul zonei alpine cu zonă subalpină şi
alpină propriu-zisă.
Diferenţele climatice influenţează major
intensitatea bioacumulării, alterării, eluvierii şi iluvierii.
Bioacumularea este determinată de natura şi ponderea
vegetaţiei, care la rândul lor, depind de condiţiile
climatice. Astfel, în climatul de stepă (secetos şi cu
temperaturi ridicate), descompunerea materialului
organic se desfăşoară în ritm mai rapid decât în climatele
zonei pădurilor de foioase şi conifere şi a pajiştilor alpine
198
(mai umede şi cu temperaturi mai scăzute) unde
bioacumularea este mai lentă şi mai puţin intensă.
Alterarea şi levigarea produşilor rezultaţi este mai
puţin intensă în climatele cu regim pluviometric scăzut
(stepă uscată) decât în climatele de regim pluviometric
însemnat (zona de pădure şi zona alpină) unde pe fondul
celor menţionate levigarea sărurilor solubile şi
debazificarea complexului adsorbtiv, al solului este
accentuată.
Condiţiile climatice exercită o influenţă deosebită
asupra proceselor de eluviere şi iluviere. Cu cât clima
este mai umedă cu atât intensitatea acestor procese este
mai mare. În zona cu stepă eluvierea este redusă ca
intensitate, astfel încât CaCO3 poate fi prezent încă de la
suprafaţă (sol bălan), în timp ce în zonele de silvostepă,
pădure şi alpină, pe fondul creşterii nivelurilor
precipitaţiilor eluvierea este din ce în ce mai intensă
(CaCO3) putând fi îndepărtat complet pe profil). De
asemenea, în paralel, are loc o intensificare a migrării
principalilor coloizi ai solului, cu formarea de orizonturi
eluviale şi iluviale bine reprezentate.
În formarea şi evoluţia solului clima acţionează
prin componentele sale: precipitaţii, temperatură,
umezeala atmosferică, insolaţia etc.
Pentru a exprima legătura dintre climă şi sol sunt
folosiţi diferiţi indici.
În România este utilizat indicele de ariditate "de
Martonne", exprimat prin relaţia:
10+=
TPI ar
Iar - indice de ariditate;
P - valoarea medie a precipitaţiilor, în mm;
T - valoarea medie a temperaturii, în grade Celsius;
10 - coeficient pentru calculul Iar şi în cazurile în
care valorile temperaturii sunt 00 C sau negative.
Cu cât indicele de ariditate este mai mare, cu atât
climatul este mai umed.
În zona de stepă Iar are valori între 20 - 24, în zona
de silvostepă 24 - 28, în zona de pădure 34 - 56, în zona
subalpină şi alpină 56 - 110.
10.2. INFLUENŢA VEGETAŢIEI
Gh. Munteanu-Murgoci a stabilit pentru prima dată
între sol, climă şi vegetaţie un paralelism pedo-fito-
climatic. În România sunt separate 3 zone de vegetaţie:
– zona vegetaţiei de stepă;
– zona vegetaţiei forestiere;
– zona pajiştilor alpine.
Zonele de vegetaţie sunt împărţite în subzone şi
faciesuri de vegetaţie, cărora le corespund zone şi
subzone de soluri. 199
200
Zona de stepă cuprinde sudul Olteniei, sudul şi
estul Munteniei, sudul şi estul Moldovei, Dobrogea
centrală şi sudică şi vestul României (Banat şi Crişana),
fiind împărţită în: a) subzona stepei propriu-zise şi b)
subzona de tranziţie la zona forestieră.
a) subzona stepei propriu-zise prezintă o vegetaţie
ierboasă constituită primordial din Festuca
valesiaca, Agropyron cristatum; Stepa
capillata, Chrysopogon gryllus la care se
adaugă după luarea în cultură, Poa bulbosa,
Artemisia austriaca, Cynodon dactylon,
Botrhiochlona ischaemum etc.
b) subzona de tranziţie la zona forestieră este
cunoscută şi sub denumirea de silvostepă şi
antestepă.
P. Enculescu a definit-o ca pe o subzonă continuă
cu caractere de tranziţie de la stepă la pădure, funcţie de
oscilaţiile condiţiilor climatice. Cuprinde sudul României
şi Câmpia de vest (antestepa) şi Câmpia Moldovei şi
Câmpia Transilvaniei (silvostepa). Solurile sunt
reprezentate prin soluri de stepă şi soluri de pădure.
Vegetaţia lemnoasă din silvostepă este reprezentată
de stejar brumăriu (Quercus pedunculiflora), stejar pufos
(Quercus pubescens), la care se adaugă Quercus cerris;
Quercus frainetto, Fraxinus excelsior, Tilia tomentosa,
Acer campestre.
201
Zona forestieră cuprinde suprafeţe mari, diferite
din punct de vedere geomorfologic, litologic, climatic şi
pedoclimatic,. Este împărţită în: a) zona stejarului; b)
zona fagului; c) zona coniferelor.
a) zona stejarului cuprinde zona pădurilor din
regiunile de câmpie, dealuri, podişuri şi
piemonturi;
b) zona fagului cuprinse suprafeţe întinse în
regiunile de deal şi munte;
c) zona coniferelor cuprinde nordul Carpaţilor
Orientali şi a Carpaţilor Occidentali.
Zona alpină cuprinde suprafeţe restrânse pe
plaiurile şi crestele munţilor (peste 1600 - 1700 m
altitudine) şi se împarte în: a) subzona subalpină; b) zona
alpină.
a) subzona subalpină cuprinde zonele din
Carpaţii Orientali (1700 -1800 m) şi Carpaţii
Meridionali (2200 - 2400 m), cu pajişti de
formaţie secundară, cu Festuca supina, Agrostis
rupestris, Nardus stricta şi specii vegetale
lemnoase ca: Pinus montana, Juniperus
comunis, Rhododendron kotschyi.
b) zona alpină prezintă pajişti alpine alcătuite din
asociaţii de Carex, curvula, Festuca supina,
Campanula alpina, cărora li se adaugă esenţe
lemnoase pitice sau târâtoare de Salix
202
herbaceea, Salix reticulata, Vaccinium vitis-
idaea, V. mirtillus etc.
Vegetaţia influenţează solificarea prin cantitatea şi
calitatea resturilor organice (rădăcini, tulpini, frunze).
Vegetaţia ierboasă reprezintă principala sursă de materie
organică a solului. Prin sistemul radicular, plantele
absorb din sol cantităţi însemnate de săruri minerale şi
elimină diferite substanţe. Astfel se produce în sol un
dezechilibru, între complexul adsorbant şi soluţia solului
în primul caz şi intensificarea alterării rocilor şi
mineralelor în cel de-al doilea caz.
Resturile organice acumulate an de an la suprafaţa
stratului de sol şi în orizontul de suprafaţă, constribuie
prin transformarea lor în humus, la formarea şi evoluţia
solului.
Vegetaţia lemnoasă prezintă un sistem radicular
profund. Consumul de săruri minerale în cazul vegetaţiei
lemnoase este mai redus, accelerând astfel procesul de
solificare. Vegetaţia lemnoasă influenţează procesul de
pedogeneză în sensul eluvierii şi bioacumulării, cu
formarea de soluri de tip podzol. În cazul unei vegetaţii
de conifere (molid, pin etc.), soluri cu un conţinut redus
de baze şi de humus puternic acid ce determină o alterare
puternică a mineralelor din sol.
203
10.3. INFLUENŢA ORGANISMELOR
ŞI MICROORGANISMELOR
Procesul de transformare a materiei organice în
substanţe minerale de nutriţie are loc sub influenţa
organismelor şi microorganismelor din sol. Acestea sunt
reprezentate în sol de alge, bacterii, ciuperci,
actinomicete, râme, furnici, insecte, larve, rozătoare etc.
După moartea acestora solul se îmbogăţeşte în
substanţe proteice cu rol deosebit în formarea humusului.
În urma descompunerii resturilor organice de către
microorganisme, în sol se formează produşi simpli de
genul acizilor organici, NH3, CO2, H2S, CH4, H, cu rol în
alterarea părţii minerale. De asemenea, ca urmare a
transformării materiei organice din sol de către
microorganisme, rezultă şi o parte minerală (Si, Fe, Al, P,
Ca, Mg, Na, K), cu rol deosebit în formarea solului.
10.4. INFLUENŢA ROCII
(MATERIALUL INIŢIAL DE
SOLIFICARE)
Influenţa rocii în procesul îndelungat de formare şi
evoluţie a solurilor depinde de starea de afânare sau
204
compactizare, alcătuirea granulometrică, mineralogică şi
chimică a acesteia. Starea de afânare sau compactizare
influenţează solificarea în sensul profunzimii de
manifestare. În cazul unor roci afânate, grosimea
solificării este mai mare decât în cazul unor roci masive,
compacte. Roca de solificare (materialul parental)
constituie baza anorganică, care prin procese
pedogenetice este transformată în mod continuu în
orizonturi genetice.
În cazul unor regiuni montane, rocile sunt masive,
compacte, dezagregarea şi alterarea acestora este slabă cu
formare de orizonturi subţiri, bine evidenţiate.
Alcătuirea granulometrică a rocilor de solificare
influenţează proprietăţile fizice, chimice şi morfologice.
Pe rocile argiloase, ce prezintă permeabilitate redusă, se
formează soluri bogate în humus şi în elemente nutritive,
cu o debazificare redusă şi cu un profil mai scurt. Pe
rocile nisipoase cu permeabilitate ridicată se formează
soluri cu un profil puternic dezvoltat, mai sărace în
humus, cu orizonturi mai slab diferenţiate. Din punct de
vedere mineralogic pe rocile hiperacide cu un conţinut
ridicat de SiO2 (pietrişuri cuarţoase, cuartite, gresii
silicioase etc.) în care conţinutul de minerale este redus
(alterarea este greoaie) se formează soluri cu fertilitate
redusă. În condiţii de umiditate excesivă aceste soluri
evoluează spre podzolire.
205
În cazul rocilor acide (granite, granodiorite, riolite,
gnaise etc.) care provin din cuarţ şi silicaţi se formează,
de asemenea, soluri cu fertilitate scăzută, ce prezintă
tendinţa de acidifiere şi podzolire. Solurile formate pe
roci bazice (gabrouri, bazalte, diabaze) prezintă un
conţinut ridicat de minerale argilice şi baze, având cu
fertilitate bună.
Compoziţia chimică a rocii imprimă un ritm mai
rapid sau mai lent procesului de solificare. Un rol
important îl prezintă carbonatul de calciu. F. Marbut
clasifică solurile în funcţie de CaCo3 în două grupe:
a) soluri pedalfer;
b) soluri pedocal.
a) Solurile pedalfer sunt formate pe roci fără Ca
CO3, prezintă o evoluţie rapidă şi morfologia evoluată, au
reacţie acidă, un grad de saturaţie în baza scăzut, deci o
fertilitate redusă.
b) Solurile pedocal conţin CaCo3, evoluţia este
îndelungată (alterarea începe cu spălarea CaCO3),
evoluţia este incipientă (rendzine).
Solurile care se formează pe rocile salifere (marne
salinizate, prezintă în fazele incipiente un conţinut ridicat
de săruri (CaSO4; Na2SO4; NaCL; CaCl2) încă de la
suprafaţa după care treptat, ca urmare a levigării sărurilor
solubile, evoluează către o salinizare de adâncime.
206
10.5. INFLUENŢA RELIEFULUI
Relieful constituie spaţiul de manifestare a
procesului de solificare. Acesta contribuie la diferenţierea
solificării prin unităţi geomorfologice mari (câmpie, deal,
podiş, munte), cât şi prin unităţile cu mezo şi microrelief
(versanţi, depresiuni, suprafeţe plane).
Relieful României este relativ restrâns fiind extins
doar pe 4 - 50 latitudine. Dacă acest relief ar fi uniform,
condiţiile climatice, vegetaţia naturală, precum şi solurile
ar fi relativ uniforme.
Variaţia microreliefului (în sens altitudinal)
determină modificări climatice şi de vegetaţie,. Pe
măsura creşterii altitudinii reliefului, clima devine din ce
în ce mai umedă şi mai rece, în timp ce vegetaţia se
modifică de la ierbacee de stepă, la o vegetaţie de
silvostepă, de pădure şi de pajişti alpine, contribuind la
variaţia învelişului de sol.
Între altitudinea formelor de relief şi tipurile de sol
care se formează se poate stabili o corespondenţă
pedoaltimetrică. Astfel, între 8 - 200 m se pot forma
soluri bălane, cernoziomuri între 180 - 250 m
cernoziomuri cambice, cernoziomuri argiloiluviale; între
250 - 550 - soluri argilo-iluviale brune tipice şi luvice;
între 550 - 750 - luvisoluri albice; între 750 - 1100 -
soluri montane şi podzoluri humicoferiiluviale şi între
207
1100 - 2550 m soluri alpine şi podzoluri humico-
feriiluviale. Mezo şi microrelieful influenţează solificarea
prin neuniformităţile acestora la nivelul unor areale
restrânse (suprafeţe plane, înclinate sau depresionare).
În cazul suprafeţelor plane, cantitatea de apă de
origine pluvială corespund cuantumului de precipitaţii
din zonă. În cazul terenurilor în pante, levigarea este mai
redusă, profilele sunt scurte, orizonturile mai slab
diferenţiate deoarece o parte din precipitaţii se pierde
prin infiltraţii laterale şi scurgeri de suprafaţă.
În zonele depresionare, umiditatea este mai mare
(la apa din precipitaţii se adaugă şi apa scursă din
împrejurimi), levigarea este accentuată, orizonturile sunt
lungi şi bine diferenţiate.
Relieful acţionează în procesul de solificare şi prin
intensitatea proceselor de eroziune, transport şi depunere.
În unele cazuri, eroziunea este foarte puternică având loc
o întinerire continuă a reliefului caz în care (solificarea
nu poate avea loc). Orice modificare survenită în cadrul
reliefului, determină schimbări în formarea şi evoluţia
unui sol.
208
10.6. INFLUENŢA APELOR
FREATICE ŞI A APELOR
STAGNATE
Prezenţa apei determină şi influenţează formarea şi
evoluţia unui sol (dezagregarea şi alterarea,
bioacumularea, eluvierea-iluvierea etc.). Majoritatea
solurilor se formează şi evoluează în condiţii normale de
umiditate (influenţa precipitaţiilor atmosferice). Există
cazuri în care solificarea decurge în condiţiile unui exces
de apă: zone cu precipitaţii abundente alcătuite din
material fin cu permeabilitate redusă, terenuri joase,
depresionare, zone supuse frecvent inundaţiilor etc.
Excesul de apă poate fi freatic (pânze de apă situate
în scoarţă la adâncimi mici, aproape de suprafaţă şi
pluvial (ape stagnante acumulate din precipitaţii).
În aceste condiţii, indiferent de natura excesului de
apă, solificarea prezintă anumite particularităţi. Astfel,
solificarea are loc în condiţiile unei aeraţii slabe, cu
manifestarea proceselor de reducere care determină un
aspect marmorat, pătat al orizonturilor (formarea unor
compuşi reduşi de fier şi mangan). În cazul excesului de
apă de pracipitaţii, stagnantă la nivelul unui orizont slab
permeabil se manifestă procesele de pseudogleizare, iar
în cazul apelor freatice stagnante, procesele de gleizare.
209
În cazul unor ape freatice mineralizate situate la
adâncime critică sau subcritică are loc o acumulare cu
săruri de sodiu sub formă de cloruri şi sulfaţi cu
intensificarea procesului de salinizare şi a procesului de
alcalizare în cazul saturării argilei din sol cu ioni de sodiu
(formarea carbonatului de sodiu). În aceste cazuri se
formează soluri specifice (hidromorfe şi halomorfe).
10.7. ROLUL TIMPULUI
Solul este rezultatul acţiunii de solificare
manifestate în timp. Noţiunea de "vârstă a solului" a fost
menţionată şi introdusă de pedologul rus V.V.
Docuceaev. Sub aspectul timpului de evoluţie sau vârstă
în formarea unui sol deosebim o vârstă absolută şi o
vârstă relativă. Vârsta absolută a unui sol reprezintă
timpul scurs de la apariţia la zi a rocii în contact cu
factorii pedogenetici şi până în momentul studierii solului
respectiv.
Pentru stabilirea vârstei absolute sunt utilizate date
geologice, preistorice şi istorice. Studiind formaţiunii
geologice pe care s-au format şi evoluat solurile putem
deduce vârsta absolută a acestora (ex: loessurile au apărut
în perioadele interglaciare). Cu ajutorul datelor
preistorice, datorită descoperirii şi datării unor urme ale
civilizaţiilor trecute putem stabili vârsta absolută a unui
sol.
210
Pe lângă acestea în stabilirea vârstei absolute ne
putem ajuta şi de anumite date istorice (ex: solurile găsite
în Valu' lui Traian au o vârstă absolută de circa 2000
ani).
Vârsta relativă face referire la solurile ce prezintă
diferenţieri mai mici sau mai mari faţă de solurile din
regiune, datorate anumitor factori de solificare (rocă,
relief).
Solul care prezintă un profil mai puţin evoluat
decât solurile dintr-o anumită zonă au o vârstă relativă,
putând fi considerate soluri tinere sau mai exact "soluri
neevoluate sau soluri incipient evoluate" (ex: în
silvostepa Moldovei pe platou se găsesc cernoziomuri
cambice, iar pe panta datorită faptului că apa de
precipitaţii se scurge, în mare parte, se întâlnesc soluri cu
vârstă relativă, mai tânără, de tip cernoziom, cu toate că
materialul parental a apărut la zi în ambele cazuri în
acelaşi timp.
10.8. INFLUENŢA OMULUI
În urma intervenţiei antropice solul prezintă o
transformare permanentă. Acţiunea antropică în
modificarea evoluţiei naturale a solului se desfăşoară
prin:
a) îndepărtarea sau înlocuirea vegetaţiei spontane
(ierboasă şi lemnoasă);
211
b) luarea în cultură a solului şi aplicarea lucrărilor
agrotehnice;
c) aplicarea îngrăşămintelor chimice şi a
amendamentelor;
d) executarea lucrărilor de desecare, drenaj şi
irigare;
e) aplicarea lucrărilor antierozionale;.
a) Prin defrişarea pădurilor şi desţelenirea pajiştilor
pe versanţi şi folosirea neraţională a acestora în cultura
plantelor, se intensifică manifestarea procesului de
eroziune, cu scoaterea din circuitul agricol a acestor
terenuri, având ca rezultat final distrugerea solului.
b) Prin luarea în cultură, a terenurilor omul a
înlăturat vegetaţia naturală iniţială, având influenţe în
frânarea sau întreruperea procesului natural de
bioacumulare cu impact negativ în solificare. Lucrările
agrotehnice obişnuite, prin afânarea orizontului de
bioacumulare, determină o intensificare a mineralizării cu
efect în micşorarea conţinutului de humus. În urma
lucrărilor agrotehnice speciale (desfundări, desfundări)
sunt determinate modificări profunde asupra solului.
c) Ca urmare a aplicării sistematice a
îngrăşămintelor şi amendamentelor, solurile sărace în
substanţe nutritive şi cu reacţie necorespunzătoare sunt
transformate în soluri fertile.
d) Prin desecări, drenări şi irigaţii, este înlăturat
excesul de apă (soluri hidromorfe) sau excesul de săruri
212
(soluri halomorfe) sunt îmbunătăţite condiţiile
aerohidrice, asigurându-se o evoluţie normală a acestor
soluri.
e) Aplicarea măsurilor antierozionale determină
modificări ale condiţiilor de solificare atât pe pante, cât şi
la baza acestora. Ex: pe terase sau pe agroterase se găsesc
soluri mai evoluate morfologic şi fizico-chimic decât în
cazul pantelor neterasate.
Prin cunoaşterea procesului natural de formare şi
evoluţie a solului intervenţia antropică poate dirija prin
măsuri tehnice adecvate favorizarea laturilor pozitive şi
înlăturarea celor negative (exploatare neraţională a
fondului funciar prin despăduriri şi desţeleniri, lucrări
agrotehnice necorespunzătoare, irigări cu norme greşite
sau ape mineralizate).
213
CAPITOLUL XI
SISTEMUL ROMAN DE
CLASIFICARE A SOLURILOR
11.1. DENUMIREA SOLURILOR
Taxonomia pedologică utilizează criteriul
biomorfogenetic de clasificare, pe baza faptului că solul
este un corp natural constituit din minerale, roci şi
materie organică vie şi moartă ce se găseşte într-o
continuă transformare.
Solurile sunt denumite după diferite orientări:
a) după zona climatică şi fitopedogeografică (pe
baza principiului paralelismului fitopedoclimatic şi legii
zonalităţii orizontale şi verticale - V.V. Docuceaev),
deosebim: soluri de stepă uscată; de silvostepă, de
pădure, montane şi alpine;
b) după culoarea solului în orizontul A (pe baza
amestecului dintre cantitatea de materie organică şi
partea minerală), deosebim: cernoziomuri (castanii şi
ciocolatii) şi soluri de pădure (cenuşii, brun-roşcate,
brune), podzoluri etc.;
c) după factorul pedogenetic deosebim: soluri
hidromorfe (influenţate de excesul de apă freatică sau
pluvială stagnantă (ex: lăcovişti, gleice, pseudogleice etc.
214
şi soluri litomorfe, influenţate de materialul parental sau
roca generatoare de sol (rendzina, pseudorendzina);
d) după caracteristicile chimice, respectiv gradul
de alterare al complexului adsorbtiv, reacţia solului,
cantitatea de humus, prezenţa sau absenţa carbonaţilor.
Ex: după intensitatea alterării complexului adsorbtiv
avem soluri eubazice, mezobazice şi oligobazice;
e) după acumulări de solificare caracteristice. Ex:
solurile care conţin cantităţi mari de săruri solubile pe
profil sunt cunoscute sub denumirea de soluri halomorfe.
f) după natura formelor de relief: sol de luncă, sol
de coastă etc.
g) după localitate în cazul unei deosebiri
morfologice şi în special fizico-chimice. Ex: cernoziomul
de Mileanca;
h) după asociaţia vegetală în special cazul solurilor
din luncile râurilor. Ex: soluri cu Puccinellia distans, cu
Statice gmelini etc.
11.2. CLASIFICAREA SOLURILOR
ROMÂNIEI
215
Prima încercare de clasificare a solurilor în
România s-a făcut în 1911 (Gh. Murgoci). Progresele
înregistrate în domeniul pedologiei (pe plan naţional şi
internaţional) au determinat elaborarea în 1979 de către
I.C.P.A. (Institutul Central de Pedologie şi Agrochimie),
pe baza unei largi consultări cu specialiştii din I.C.P.A.,
învăţământ superior, din M.A.I.A. şi din cadrul
O.J.S.P.A. a unui nou sistem de clasificare. Acest sistem
prezintă unităţi taxonomice de nivel superior, clasa, tipul
şi subtipul), iar la nivel inferior: (varietatea, familia,
specia şi varianta).
Pentru identificarea şi stabilirea unităţilor
taxonomice de sol sunt utilizate orizonturi diagnostice şi
caractere diagnostice (orizonturi pedogenetice şi însuşiri
sau grup de însuşiri utilizate în definirea unei unităţi
taxonomice).
Clasificarea solurilor la nivel de clasă şi tip
Clasa Orizont sau caracter
diagnostic Tipuri de sol
216
Clasa Orizont sau caracter
diagnostic Tipuri de sol
1. Molisoluri Orizont A molic şi
orizont subiacent
având culori de
orizont molic cel puţin
în partea superioară
1.1. Sol bălan
1.2. Cernoziom;
1.3. Cernoziom cambic
1.4. Cernoziom
argiloiluvial;
1.5. Sol cernoziomoid;
1.6. Sol cenuşiu;
1.7. Renzină;
1.8. Pseudorendzină
2. Argiloiluvisoluri Orizont B argiloiluvial
(fără a se îndeplini
condiţia de la clasa 1)
2.1. Sol brun-roşcat;
2.2. Sol brun argiloiluvial
2.3. Sol brun-roşcat luvic
2.4. Sol brun-luvic
2.5. Luvisol albic
2.6. Planosol
3. Cambisoluri Orizont B cambic
(fără a se îndeplini
condiţia de la clasele
1, 5, 6, 7)
3.1. Sol brun eu-
mezobazic;
3.2. Sol roşu (terra rossa);
3.3. Sol brun acid
4. Spodosoluri Orizont B spodic 4.1. Sol brun feriiluvial
4.2. Podzol
5. Umbrisoluri Orizont A umbric şi
orizont subiacent
având culori de
orizont umbric cel
5.1. Sol negru acid
5.2. Andosol
5.3. Sol humicosilicatic
217
Clasa Orizont sau caracter
diagnostic Tipuri de sol
puţin în partea
superioară
Soluri hidromorfe Orizont G (gleic) sau
W (pseudogleic)
6.1. Lăcovişte
6.2. Sol gleic
6.3. Sol negru clino-
hidromorf
6.4. Sol pseudogleic
7. Soluri halomorfe Orizont sa (salic) sau
na (natric)
7.1. Solonceac
7.2. Soloneţ
8. Vertisoluri Orizont vertic 8;.1. Vertisol
9. Soluri neevoluate,
trunchiate sau
desfundate
Orizont A (în genere
slab format) urmat de
material parental; sau
profil intens trunchiat
ori deranjat prin
desfundare
9.1. Litosol
9.2. Regosol
9.3. Psamosol
9.4. Protosol aluvial
9.5. Soluri aluviale
95. Erodisol
97. Coluvisol
98. Sol desfundat
99. Protosol antropic
10. Soluri organice
(histosoluri)
Orizont turbos 01. Sol turbos
11.2.1. Clasificarea solurilor la nivel superior
218
În tabelul 9.1. sunt redate cele 10 clase şi 39 de
tipuri de sol, cu menţionarea orizonturilor şi
caracteristicilor diagnostice pentru toate tipurile de sol.
La nivel de subtip de bază clasificarea I.C.P.A. stabileşte
233 de subtipuri, rezumând un total de 470 subtipuri de
bază şi combinate.
11.2.2. Clasificarea solurilor la nivel inferior
Varietatea de sol reprezintă o subdiviziune a
tipului de sol ce rezultă pe baza unor caracteristici
particulare neconsiderate la nivel superior (ex: caracter
de orizont Bt necarbonatat), grad de gleizare,
pseudogleizare, salinizare, alcalizare, conţinut de CaCO3,
grad de eroziune, colmatare etc.
Familia de sol realizează o diviziune a subtipului şi
varietăţii de sol funcţie de natura materialului parental şi
de textura acestuia.
Special de sol realizează o subîmpărţire funcţie de
textura şi eventual de conţinutul în schelet pentru solurile
minerale şi de gradul de transformare a materiei organice
pentru solurile organice.
Varianta de sol este o subdiviziune determinată de
modul de folosinţă al terenului şi de alte modificări ca
urmare a utilizării lui în producţie.
.
219
CAPITOLUL XII
CLASA MOLISOLURI
Cuprinde soluri care au ca diagnostic un orizont
A molic şi un orizont subiacent care prezintă cel puţin în
partea superioară, culori de orizont molic. Molisolurile s-
au format predominant, în condiţii bioclimatice ale stepei
(vegetaţie cu ierburi) şi silvostepei (vegetaţie ierboasă şi
lemnoasă) din aria câmpiilor periferice şi a dealurilor
joase. Pe suprafeţe restrânse, molisolurile se întâlnesc şi
în zona montană, dar numai pe sedimente calcaroase sau
bogate în elemente bazice. Ele ocupă o suprafaţă totală
de 27,7% (6.330.000. ha) din suprafaţa totală a României,
cea mai largă răspândire având cernoziomurile cambice
(8,8%), urmate de cernoziomuri (8,7%).
12.1.SOLURILE BĂLANE (SB) *
cunoscute şi sub denumirea de “soluri brune de stepă
uscată”, se definesc printr-un orizont “Am” de culoare
brună (în stare umedă), un orizont “A/C” de culoare
brună mai deschisă şi un orizont “Cca”.
Solurile bălane ocupă în România o suprafaţă de
circa 205.000 ha fiind răspândite cu precădere în
Dobrogea pe terenuri plane sau slab înclinate (culmi
domoale şi versanţi prelungi) la altitudini mai mici de
150 m, în zone cu climat semiarid (Pma**: 350 ÷ 430
220
mm şi Tma***: 10,7 ÷ 11,30C) pe loess sau depozite
loessoide sub influenţa unei vegetaţii de plante xerofile
(Stipa joanis – Colilie, Festuca valesiaca – Firuţa,
Artemisie austriaca – Pelinul).
Ariditatea climatului determină o slabă levigare a
sărurilor greu solubile (CaCO3) şi o slabă alterare a părţii
minerale. Condiţiile de ariditate influenţează levigarea
slabă a carbonatului de calciu (motiv pentru care solul
face efervescenţă cu soluţie de HCl – 1/3 chiar de la
suprafaţă) suficient pentru schiţarea orizontului C
carbonato-acumulativ (Cca).Conţinutul scăzut de humus
(circa 2%) format prin humificarea cu întreruperi a
materiei organice (vara - datorită secetei, iarna – datorită
gerurilor) explică culoarea brună deschisă a orizontului A
molic.
Profilul de sol prezintă următoare succesiune a
orizonturilor: Am – A/C – Cca. Orizontul “Am” (30 –
40cm) are culoarea brună deschisă în stare umedă,
textură mijlocie, structură glomerulară sau granulară,
frecvente neoformaţii biogene (coprolite, cervotocine,
crotovine). Orizontul “A/C” (15 – 25 cm) are culoare
brună cenuşie mai deschisă decât orizontul supraiacent,
structură glomerulară, frecvente neoformaţii biogene şi
de carbonat de calciu. Orizontul “Cca” are culoare
gălbuie şi frecvente concreţiuni mici şi pseudomicelii de
CaCO3.
221
Având o textură mijlocie şi proprietăţi hidrofizice
(capacitate de apă în câmp, capacitate de apă utilă,
capacitate de apă uşor acesibilă), fizice (porozitate totală,
porozitate de aeraţie, porozitate drenantă, densitate
aparentă) şi fizico mecanice (rezistenţa solului la arat)
bune, solurile bălane se lucrează uşor, intervalul optim de
umiditate pentru executarea lucrărilor este mare.
Lucrările se pot executa mecanizat deoarece pantele sunt
mici. Conţinutul scăzut de humus şi de elemente
nutritive, deficitul mare de umiditate impune aplicarea
irigaţiilor şi administrarea îngrăşămintelor organice şi
minerale.
Solurile bălane au categoria de folosinţă arabil
(grâu, porumb, sorg, sparcetă), iar în unele locuri şi
pentru plantaţii de cais, persic, migdal, cireş, nuc. Părul şi
mărul se dezvoltă satisfăcător numai în condiţii de
irigare.
12.2. CERNOZIOMUL (CZ) – pământ
negru – se defineşte printr-un orizont “Am” de culoare
închisă, un orizont “A/C“ şi un orizont “Cca”.
* - Simbolul solului pe hartă pedologică;
** - Precipitaţii medii anuale (Pma);
*** - Temperaturi medii anuale(Tma).
222
În România, cernoziomul ocupă o suprafaţă de
circa 2.060.000 ha răspândită în Câmpia Română,
Câmpia Moldovei şi Podişul Moldovei pe suprafaţe plane
de cîmpie, dealuri şi piemonturi joase, pe loessuri,
depozite loessoide, luturi, aluviuni vechi, depozite
nisipoase, sub influenţa vegetaţiei de ierburi înalte care
formează un covor vegetal continuu (Festuca valesiaca –
Păiuşul de stepă, Poa pratensis – Firuţa cu bulbi,
Agropyron cristatum – Pirul).
Cantitatea mare de material organic rămas în sol
după încheierea ciclului de vegetaţie este transformată,
sub influenţa predominantă a bacteriilor, rezultând humus
de tip “mult calcic” care se acumulează pe adâncimi mari
imprimând solului culoare închis. Apa din precipitaţii,
străbătând profilul de sol îndepărtează sărurile uşor
solubile; carbonatul de calciu, parţial levigat către
orizontul A/C, poate fi întâlnit şi la baza orizontului
“Am” sau chiar în partea superioară a acestuia.
Profilul de sol al cernoziomului prezintă
alcătuirea: “Am” – “A/C - “Cca”. Orizontul “Am” (40
– 50 cm) are culoare închisă (negricioasă) textură lutoasă
sau luto-argiloasă, structură glomerurală sau poliedrică
subangulară (în stratul arabil), frecvente neoformaţii
biogene (crotovine, cervotocine, coprolite). Orizontul
A/C (15 – 25) prezintă o culoare brună închisă, structură
glomerurală, frecvente pete şi pseudomicelii de CaCO3.
223
Orizontul “Cca” apare la adâncime de 60-70cm având o
culoare gălbuie şi concreţiuni albicioase de CaCO3.
Sub vegetaţia ierboasă naturală cernoziomurile
conţin 6-10% humus conţinut care scade cu câteva
procente pe suprafeţele cultivate. Textura mijlocie
(echilibrată) şi structura granulară stabilă asigură o
aeraţie bună şi o permeabilitate bună pentru apă si aer, o
bună capacitate de reţinere a apei utile şi o rezistenţă mai
mică la lucrările solului.
În perioadele secetoase iulie- octombrie
cernoziomurile sunt afectate de un deficit de apă, motiv
pentru care se impune aplicare irigaţiilor. Pentru
refacerea şi menţinerea fertilităţii solului, este necesară
îngrăşarea organică şi minerală.
Cernoziomurile se cultivă cu grâu, porumb,
floarea soarelui, sfeclă de zahăr, se pretează şi pentru
legumicultură şi pomi.
12.3. CERNOZIOMUL CAMBIC (CC)
Cunoscut şi sub denumirea de : cernoziom levigat se
defineşte printru orizont “Am” de culoare închisă şi un
orizont “Bv” având, cel puţin în partea superioară culori
de orizont molic cu crome mai mici de 3,5 în stare
umedă.
Cernoziomul cambic ocupă în România o
suprafaţă de cca. 2.100.000 ha răspândită pe areale
întinse în Câmpia Română, Câmpia de Vest, Câmpia
224
Transilvaniei şi Câmpia Jijia Bahlui pe un relief plan sau
slab înclinat cu altitudini de 40 – 550 m într-un climat cu
Pma de 500-600 mm şi Tma de 8,3 – 11,5 oC. Vegetaţia
caracteristică acestor soluri este cunstituită din pâlcuri
rare de stejar pufos şi stejar brumariu alternând cu
suprafeţe acoperite de specii ierboase (Stipa joaninis,
Antropogon ischoemum, Poa bulbosa etc.) pe un material
parental reprezentată de loes, depozite loessolide, luturi şi
chiar nisipuri.
Procesele pedogenetice de formare a
cernoziomurilor cambice sunt: bioacumularea şi
argilizarea. Bioacumularea este favorizată de abundenţa
precipitaţiilor, plusuri de apă din crovuri şi de prezenţa
cationilor de Ca2+ care conferă stabilitate fracţiunilor
humice. Argilizarea constă în alterarea mineralelor
primare după îndepărtarea CaCO3 şi formarea
hidroxizilor şi oxizilor de Fe care imprimă orizontului o
culoare cu tentă mai roşietică.
Profilul de sol prezintă următoarea alcătuire: Am
– Bv – Cca. Orizontul “Am” (40-55 cm) are o culoare
brună închisă până la negru în stare umedă, textură
mijlocie sau mijlociu-fină, structură glomerulară şi
frecvente neoformaţii biogene (coprolite, cervotocine,
crotovine).Orizontul “Bv” (30-60cm) are culoare închisă
în partea superioară urmată de culoare brun gălbuie,
textură mijlocie sau mijlociu-fină, structură columnoidă,
prismatică şi frecvente neoformaţii biogene. Orizontul
225
“Cca” are culoare mai deschisă datorită acumulării de
CaCO3 sub formă de pete şi concreţiuni (face
efervescenţă puternică cu HCl 1:3) nu este sructurat
(structură masivă).
Cernoziomurile cambice au textură mijlocie sau
mijlociu-fină şi mai rar sunt nisipoase sau argiloase.
Structura este glomerulară bine dezvoltată conferind
acestui sol o permeabilitate bună pentru apă şi aer şi
totodată valori medii ale indicilor hidrofizici (capacitate
de apă în câmp şi capacitate de apă utilă). Humusul (3-5
% în sol) este de bună calitate de tip “mull calcic”, gradul
de saturaţie în baze depăşeşte 85%, reacţia solului este
slab acidă sau neutră, valorile pH-lui fiind cuprinse între
6 şi 7.
Cernoziomurile cambice au fertilitate bună fiind
cultivate cu cereale (grâu, porumb), plante tehnice
(floarea soarelei, sfeclă de zahăr) legume, vii şi pomi.
Aplicarea irigaţiilor pentru completarea
deficitului de apă în perioadele secetoase, administrarea
îngrăşămintelor organice şi minerale contribuie la
obţinerea unor producţii mari.
226
12.4. CRENOZIOMUL
ARGILOILUVIAL (CI) cunoscut şi sub
denumirea de “cernoziom levigat cu degradare texturală”
şi “cernoziomuri argilice” se definesc printr-un orizont
“Am” cu crome mai mici decât 2 şi un orizont “Bt” care
are, cel puţin în partea superioară, culoare de orizont
molic (crome < 3,5 la umed).
Acest tip de sol ocupă în România o suprafaţă de
630.000 ha în continuarea cernoziomurilor, spre zone mai
umede (Tma = 8,5 ÷ 10,5 oC; Pma = 550 ÷ 600 mm) pe
relief de câmpie, podişuri şi dealuri joase la altitudini de
până la 550 m pe suprafeţele netede înclinate sau cu
aspect depresionar, pe loess, luturi loessoide şi mai rar pe
materiale argiloase şi pietrişuri calcaroase, sub influenţa
vegetaţiei abundente de silvostepă cu o pondere mai mare
o vegetaţiei forestiere (Ştejar brumăriu, Cer, Gârniţă)
datorită climatului mai umed.
Procesele de humificare sunt mai puţin intense,
iar cele de levigare şi migrare a coloizilor liberi sunt
mai accentuate decât la cernoziomurilor cambice.
Profilul solului prezintă următoarea alcătuire: Am-
BBt-C sau Cca. Orizontul “Am” (35-45) are culoare
închisă până la neagră (la umed), textură mijlocie până la
fină, structură granulară, frecvente cervotocine, coprolite
şi cornevine. Orizontul “Bt” (grosime până la 100 cm)
are culoare brună închisă, cel puţin în partea superioară şi
227
brună gălbuie spre bază, textură mijlocie fină, structură
prismatică, cu evidente pelicule de argilă la suprafaţa
elementelor structurale. Orizontul “Cca” are culoare
gălbuie albicioasă datorită frecventelor neoformaţii de
CaCO3 sub formă de pete, concreţiuni şi micelii.
Cernoziomul argiloiluvial are o textură luto-
argiloasă diferenţiată pe profil, structură bine dezvoltată,
conţinut în humus de 3-5 %, reacţie acidă până la neutră,
grad de saturaţie în baze de peste 70%.
Însuşirile fizico-chimice (deşi sub nivelul celor de
la cernoziomul cambic) sunt bune şi, alături de regimul
pluviometric favorabil, fac din cernoziomul
argiloiluvional un sol pretabil pentru toate folosinţele
(culturi de câmp, legume, vii, pomi).
În perioadele secetoase sunt necesare irigaţiile;
îngrăşămintele organice şi minerale aduc sporuri
însemnate de recoltă.
12.5.SOLURILE CERNOZIOMOIDE
(CM), cunoscute şi sub denumirea de “pratoziomuri”
sau “brunizemuri” se definesc printr-un orizont “Am” cu
crome mai mici decât 2 la umed, un orizont “A/C” sau
“B” de culoare închisă de orizont molic, cel puţin în
partea superioară, prezenţa peliculelor organo-
minerale în orizontul “A/C” sau “B” şi diferenţa mai
mare de culoare între starea umedă şi cea uscată.
228
Aceste soluri ocupă în România o suprafaţă de
circe 135.000 ha în zone umede şi răcoroase (Pma
=700÷900 mm, Tma =7÷8ºC) în condiţiile unui relief de
podiş şi depresiuni (Podişul Sucevei, Subcarpaţii
Moldovei, Depresiunile Tg. Secuiesc, Sf. Gheorghe,
Braşov, Neamţ) pe suprafeţe plane, versanţi sau areale
depresionare, pe depozite loessoide, luturi argiloase,
argile marnoase loessidizate, sub influenţa vegetaţiei
ierboase abundente de fâneaţă (Oxalis acetosella, Rumex
acetossela – Măcrişul, Myosotis palustris – Nu mă uita,
etc)
Procesele de solificare se caracterizează prin
bioacumulare intensă şi formarea humusului de tip “
mull calcic”, migrarea coloizilor de humus şi argilă din
orizontul “A” şi depunerea acestora la nivelul orizontului
“Bt” sub formă de pelicule organo-minerale pe feţele
elementelor structurale, în fisuri sau pe pereţii porilor.
Îndepărtarea parţială a coloizilor de humus din orizontul
“A” este cauza diferenţei mari de culoare între starea
umedă şi cea uscată a probei de sol.
Profilul solului cernozimoid prezintă următoarea
alcătuire: Am – A/C – C; Am – Bv – C; Am – Bt – C.
Orizontul “Am” (40 – 60 cm) are culoare negricios brun
închisă în stare umedă şi brună cenuşie în stare uscată,
textură mijlocie sau mijlociu-grosieră, structură
granulară, trecere treptată. Orizontul “A/C”, “Bv” sau
“Bt” are, cel puţin în partea superioară, culori închise de
229
“Am”, structură poliedrică subangulară sau prismatică.
Orizontul “Bv” (“Bt”) are culoare brună gălbuie,
structură columnoid prismatică sau prismatică. Orizontul
“C” sau “Cca” apare la adâncimea de 160-180 cm, are
structură masivă, conţine pete şi vinişoare de CaCO3.
Solurile cernoziomoide au un orizont humifer
(Am) bine dezvoltat cu structură granulară, conţinut de
humus de 3,5-6,5 %, bine aprovizionat cu elemente
nutritive, grad de saturaţie în baze mai mare de 70%,
reacţie slab acidă. Ele sunt cultivate cu cartof, sfeclă de
zahăr, in fuior, cânepă; se pretează pentru pomi şi
legumicultură.
În anii ploioşi apar pe aceste soluri fenomene de
stagnare a apei, necesitând lucrări de drenare de
suprafaţă. Prin fertilizare cu îngrăşăminte organice şi
minerale se obţin sporuri însemnate de producţie.
12.6. SOLURILE CENUŞII (CN)
cunoscute în clasificările anterioare (1973, 1976) ca
“soluri cenuşii de pădure” se definesc printr-un orizont
“Am”, un orizont “Ame” cu acumulări reziduale de cuarţ
şi un orizont “Bt” având în partea superioară culori de
orizont molic (brună închisă).
În România solurile cenuşii ocupă o suprafaţă de
circa 560.000 ha, cu precădere în estul ţării (Podişul
Sucevei, Podişul Bârladului, Depresiunea Cracău -
Bistriţa) făcând tranziţia de la cernoziomuri cambice şi
230
argiloiluviale la argiluvisoluri formate în zone mai
umede. Ele s-au format în zone cu climat mai umed şi
mai răcoros decât cernoziomurile cambice (Pma
=640÷660 mm, Tma =7÷9ºC), pe interfluvii, terase,
versanţi slabi înclinaţi sub influenţa vegetaţiei pădurilor
de stejar în amestec cu tei, arţar, asociate cu plante
ierboase cum ar fi: Poa nemoralis, Asarum europaeum,
Dactylis glomerata, etc, pe material parental reprezentat
de depozite loessoide, loess, luturi, depozite nisipoase.
Procesul de pedogeneză, se caracterizează prin
bioacumulare intensă şi formarea humusului de tip mull
calcic, migrarea coloizilor liberi şi a celor depuşi sub
formă de pelicule pe particule grosiere rezultând un
orizont cu eluviere slabă “Ame” şi un orizont argiloiluvial
“Bt”.
Solurile cenuşii au un profil dezvoltat cu
următoarea alcătuire: Am-Ame-Bt-C sau Cca. Orizontul
“Am” (20-30 cm) are culoare brună cenuşie închisă,
textură mijlocie sau fină (argilă =20-36 %) şi structură
poliedrică subangulară. Orizontul “Ame” (10-25 cm) are
culoare brună cenuşie mai deschisă decât în orizontul
“Am”, textură mai grosieră datorită eluvierii parţiale a
particulelor fine, structură poliedrică subangulară şi
frecvente particule nisipoase fără peliculă coloidală.
Orizontul “Bt” (70-80 cm) are culoare gălbui închisă,
textură fină, structură prismatică, frecvente pete de oxizi
de fier şi concreţiuni ferimanganice.
231
Textura solului cenuşiu este mijlocie sau mijlociu
fină în orizontul “Ame” înregistrându-se o uşoară scădere
a procentului de argilă şi o creştere la nivelul orizontului
“Bt”. Conţinutul în humus este de 3-4%, cel de azot total
este ridicat, reacţia slab acidă, saturaţia în baze bună (65-
90 %). Fertilitatea este bună. Utilizare: culturi de câmp
(cereale, plante tehnice) şi viticole (podgoriile
Pietroasele, Odobeşti, Nicoreşti, Panciu). Pentru
producţii mari se recomandă: irigaţii, combaterea
eroziunii, fertilizare organică şi minerală.
12.7. RENDZINA (RZ) se defineşte printr-un
orizont “Rrz” în primii 150 cm, un orizont “Am” de
culoare închisă şi un orizont de tranziţie A/R.
Rendzinele ocupă în România o suprafaţă de
340.000 ha răspândită în întreg spaţiu geografic al ţării cu
precădere în zone montane, submontane şi de podiş în
condiţii variate de relief şi altitudini (de la 200-1800 m)
de vegetaţie (de la stepă până la pajişti alpine) şi de climă
(Pma =350÷1400 mm, Tma =2÷11,5ºC).
Condiţia determinantă pentru formarea
rendzinelor o constituie materialul parental calcaros sau
bogat în elemente bazice (calcar, gips, dolomit,
serpentinite). Conţinutul ridicat de “schelet” (material
alcătuit din fragmente mari de 2 mm) calcaros, prin
dizolvare treptată, eliberează continuu ioni de calciu care
saturează complexul adsorbtiv, neutralizează acizii
232
humici, formând complexe organo-minerale stabile de
“humat de calciu”. Rocile de solificare, fiind masive,
consolidate, determină formarea unui profil cu grosime
mică şi cu un conţinut ridicat de schelet.
Profilul rendzinelor are următoarea alcătuire:
“Am” – “A/R” – “Rrz”. Orizontul “Am” (20 – 40 cm)
are culoare neagră până la brună cenuşie, textură
mijlocie, structură glomerulară şi material scheletic
frecvent. Orizontul A/R (10 – 15 cm) este format din
material scheletic şi material solificat cu însuşiri similare
materialului din orizontul “Am”. Orizontul “Rrz” este
constituit din materialul parental calcaros dolomitic sau
gipsic consolidat sau/şi fisurat de culoare deschisă
prezent în primii 150 cm.
Rendzinele au textură mijlocie, structură
glomerulară, conţinut ridicat de humus (5-10%), grad de
saturaţie în baze ridicat (75-100%), reacţie slab acidă (în
zona montană) până la slab alcalină (în stepă şi
silvostepă). Aceste însuşi conferă solurilor o fertilitate
mai bună faţă de cea a solurilor montane dar mai slabă
decât cea a solurilor zonelor de stepă şi silvostepă.
Rendzinele se pretează în funcţie de zona în care
sunt situate, atât pentru culturi de câmp cât şi pentru
pajişti, plantaţii de vii şi pomi precum şi păduri. Factorii
limitativi ai fertilităţii acestor soluri pentru culturile
agricole sunt: volumul edafic util scăzut (grosime redusă
şi conţinut ridicat de schelet), capacitatea pentru apă utilă
233
scăzută; rendzinele se lucrează greu, piesele active se
uzează în scurt timp din cauza prezenţei fragmentelor de
schelet. Se pot ameliora greu prin îndepărtarea
fragmentelor de schelet, combaterea eroziunii şi
fertilizarea cu îngrăşăminte organice şi minerale.
12.8. PSEUDORENDZINA (PR)
cunoscută şi sub denumirea de sol “dernocarbonatic” sau
“sol humico-calcic” se defineşte printr-un orizont “Am”
în partea superioară a profilului şi un orizont “Cpr” în
primii 150 cm.
Pseudorendzina ocupă în România o suprafaţă de
circa 300.000 ha răspândită frecvent în Podişul
Transilvaniei, Subcarpaţii Moldovei şi ai Munteniei
(insular şi în zona Dealurilor vestice) în condiţiile unui
relief de podiş (pe culmi şi versanţi) cu o climă umedă
(Tma =5÷8ºC, Pma =600÷1000 mm) în arealul pădurilor
de stejar şi fag.
Condiţia determinantă a formării
pseudorenzinelor este prezenţa materialului parental care
conţine peste 33% argilă şi mai mult de 12% CaCO3
(marnă, marnă argiloasă sau argilă marnoasă). Cu toate
că sau format în zonă umedă, materialul parental argilos,
slab permeabil, stânjeneşte circulaţia apei şi migrarea
spre adâncime a sărurilor şi coloizilor. Mişcarea lentă a
apei bogată în ioni de Ca2+ favorizează saturarea
complexului adsorbtiv cu elemente bazice, formarea
234
humatului de Ca şi implicit o bună structurare în
orizontul “Am”.
Profilul de sol prezintă următoarea alcătuire:
“Am”-“A/C”-“Cpr”. Orizontul “Am” (20-40 cm) are
culoare brună negricioasă, textură fină, structură
granulară. Orizontul A/C (15-25 cm) are culoare brună
cenuşie închisă, textură fină, structură poliedrică,
frecvente neoformaţii ferimanganice şi carbonatice sub
formă de pete, eflorescenţe şi concreţiuni. Orizontul
“Cpr” este constituit din materialul parental argilos şi
carbonatic.
Pseudorendzinele au o textură luto-argiloasă sau
argiloasă, o permeabilitate redusă pentru apă şi aer şi se
lucrează greu. Sunt bine aprovizionate cu humus (4-8%)
şi elemente nutritive, valoarea gradului de saturaţie în
baze depăşeşte 80%.
Suprafeţele de pe pante mari, accidentate şi cu
alunecări sunt folosite ca păşuni, fâneţe naturale şi
păduri; terenurile cu pante mai mici sunt folosite pentru
cultivarea pomilor fructiferi, a porumbului, etc. Măsuri
de ameliorare: combaterea eroziunii şi a alunecărilor şi
afânarea adâncă pentru îmbunătăţirea permeabilităţii.
Administrarea gunoiului de grajd are drept efect, pe lângă
completarea rezervei de elemente nutritive şi formarea
elementelor structurale stabile şi implicit, îmbunătăţirea
permeabilităţii solului.
235
CAPITOLUL XIII
CLASA ARGILUVISOLURI
Grupează soluri la care orizontul diagnostic este
reprezentat de un orizont B argiloiluvial (Bt) foarte bine
dezvoltat. Se formează în condiţii bioclimatice ale zonei
pădurilor de foioase, fiind cele mai reprezentative soluri
ale dealurilor şi podişurilor. Ele ocupă circa un sfert
(25,5%) din suprafaţa totală a României, dominante fiind
solurile brune luvice (15%) urmate de luvisolurile albice.
13.1. SOLUL BRUN - ROŞCAT
(BR) se defineşte printr-un orizont “Bt” care are în
partea superioară şi, cel puţin în pete, în partea inferioară,
culori roşcate în nuanţă 7,5 YR cu valori şi crome > 3,5
la umed.
În România, solul brun roşcat ocupă o suprafaţă
de circa 540.000 ha fiind răspândit în zona forestieră de
câmpie şi pe colinele mici din Muntenia şi Oltenia, dar şi
pe areale mai restrânse, în câmpia piemontană înaltă şi pe
dealurile mai joase ale Banatului.
Climatul temperat continental, cu influenţă
mediterană (Tma = 10÷11oC, Pma = 550÷650), cu ierni
blânde şi umede în alternanţă cu veri secetoase şi
călduroase, asociat cu relieful de câmpie înaltă
236
(fragmentată de văi adânci) şi terase sau deal care
favorizează drenajul de suprafaţă al apelor este factorul
determinant al formării acestor soluri.
Solurile brun - roşcate din Oltenia, Banat, Câmpia
Ploieştiului, moştenesc culoarea materialului parental
reprezentat de depozite aluvio-proluviale cu grosimi de
10-15 cm.
Vegetaţia naturală este reprezentată de păduri de
Cer (Quercus cerris), Gîrniţă (Quercus frainetto), în
amestec cu Frasin, Carpen, Tei, Ulm şi de specii ierboase
din flora “vernală”, iar după înfrunzirea arborilor de
specii de umbră şi semiumbră (Chelidonium majus –
Rostopască, Asperula odorata ş.a.).
Condiţiile hidrotermice favorabile mineralizării
materiei organice au determinat acumularea unei cantităţi
mai mici de humus, acizii huminici şi fulvici având
aceiaşi pondere în compoziţia acestuia. În perioadele
umede, prin alterare, se formează minerale argiloase şi
hidroxizi de fier care se deshidratează în perioadele
secetoase imprimând orizontului “Ao”, care conţine şi
humus, culoare brun roşcată.
Profilul solului brun - roşcat are următoarea
alcătuire: Ao – Bt – C sau Cca.
Orizontul “Ao” (20-30 cm) are culoare brun
roşcată, textură mijlocie sau fină, structură grăunţoasă
sau poliedrică subangulară mică. Orizontul “Bt” (80-120
cm) are culoare mai roşcată în partea inferioară, textură
237
mijlocie fină structură prismatică. Orizontul “C” de
culoare brună gălbuie sau roşcată apare la adâncime mai
mare de 1,3 m.
Valorile ridicate ale densităţii aparente (1,31-1,37
g/cm3) şi scăzute ale porozităţii totale (51% v/v) reflectă
tasarea solului a cărui permeabilitate este moderată.
Conţinutul de humus este de circa 3%, aprovizionarea cu
elemente nutritive moderată, reacţia slab acidă, saturaţia
în baze, bună (80÷90%).
Aceste soluri sunt indicate pentru plantaţii de vii
şi pomi, culturi de câmp (grâu, sfeclă, floarea soarelui) şi
legumicultură. Aplicarea îngrăşămintelor organice şi
minerale precum şi irigarea culturilor, în perioadele mai
secetoase asociate cu aplicarea măsurilor agrotehnice
adecvate, asigură sporuri mari de producţie.
13.2. SOLURILE BRUN -
ROŞCATE LUVICE (RP) sunt cunoscute şi
sub denumirea de “soluri brune - roşcate podzolite” şi se
definesc printr-un orizont eluvial “El” şi un orizont
argiloiluvial “Bt” de culoare similară celei a orizontului
“Bt” al solurilor brune - roşcate.
În România ele ocupă o suprafaţă de circa
225.000 ha, având o răspândire bandiformă sau insulară
spre limita interioară a solului brun roşcat corespunzător
precipitaţiilor mai abundente (circa 700 mm anual) şi
238
terenurilor mai slab drenate, sub o vegetaţie de păduri de
Gîrniţă şi Cer ori amestec cu vegetaţie săracă de arbuşti
şi specii din flora vernală.
Evoluând sub influenţa unei cantităţi mai mari de
apă, procesele de levigare, debazificare şi migrare a
coloizilor au fost mai intense determinând formarea
orizontului eluvial “E” şi a orizontului argiloiluvial “Bt”.
Procesul de bioacumulare este mai puţin intens, iar
humusul are un conţinut mai mare de acizi fulvici decât
în solurile brun - roşcate. Profilul solului brun - roşcat
luvic prezintă următoarea alcătuire: A0 – El – Bt – C sau
Cca.
Orizontul “A0” (10-25 cm) are culoare brună
cenuşie sau brună cu nuanţă mai slab roşcată datorită
migrării oxizilor şi hidroxizilor de fier, textură mijlocie,
structură grăunţoasă. Orizontul “El” (10-20 cm) are
culoare brună, gălbuie, deschisă, structură poliedrică
subangulară Orizontul “Bt” (60-150 cm) are culoare
roşcată, structură prismatică; elementele structurale sunt
acoperite de pelicule de argilă şi hidroxizi de fier.
Textura solurilor brune - roşcate luvice este
diferenţiată pe profil astfel: luto-nisipoasă în “El” şi luto-
argiloasă în “Bt”.Sunt soluri afânate-slab tasate în
orizonturile “A0”şi “El” şi puternic tasate în orizontul
“Bt”. Conţinutul de humus este de 2-3%, pH-ul de 5,5-
6,4, gradul de saturaţie în baze de 55-70%, conţinutul în
elemente nutritive scăzut
239
Fertilitatea acestor soluri este inferioară celei a
solurilor brun - roşcate din cauza însuşirilor fizice
(compactare, textură) şi chimice mai puţin favorabile.
Pentru ameliorarea lor se recomandă: desecarea, drenajul,
irigaţiile, afânarea adâncă, amendarea calcaroasă,
fertilizarea organică şi minerală.
Solurile brune - roşcate luvice pot fi folosite
pentru plantaţii silvice păşuni şi fâneţe, culturi de câmp,
şi, în măsură mai mică, pentru pomi, vii şi legume.
13.3. SOLURILE BRUNE
ARGILOILUVIALE (BD) cunoscute sub
denumirea de “soluri brune argilice” se definesc printr-un
orizont “Bt”de diferite culori (cu excepţia celei
menţionate la solul brun roşcat) cu valori şi crome > de
3,5 la umed cel puţin în interiorul elementelor structurale
.
În România ele ocupă o suprafaţă de circa
640.000 ha fiind răspândite în regiunile deluroase,
piemontane şi de podiş cum ar fi Dealurile subcarpatice
(între 200 şi 800 m altitudine), Podişul Getic cu
Pienonturile vestice, Podişul Transilvaniei, într-un climat
temperat continental umed (Tma=6÷10oC, Pma=600÷1000
mm).
Solurile brune argiloiluviale s-au format în zone
forestiere de stejar şi fag cu vegetaţie ierboasă
neacidofilă (ex. Pulmonaria sp. – Mierea ursului) pe un
240
material parental bogat în elemente bazice (loess, luturi,
argilă, depozite provenite din roci magmatice şi
metamorfice.
Procesele de levigare, alterare şi acidifiere sunt
mai puţin intense deoarece drenajul extern este bun, iar
materialul parental este bogat în elemente bazice. Pe
formele de relief mai tinere şi pe versanţii afectaţi de
eroziune solul se menţine într-un stadiu mai puţin
evoluat.
Profilul de sol prezintă următoarea alcătuire: A0
– Bt – C sau Cca. Orizontul “A0” (20-30 cm) are culoare
brună sau brun deschisă, textură mijlociu fină sau fină
structură grăunţoasă sau poliedrică subangulară.
Orizontul “Bt” (circa 100 cm) are culoare brună gălbuie,
gălbuie sau slab roşcată, textură fină, structură
prismatică, pete şi concreţiuni de oxizi de fier hidrataţi.
La baza profilului de sol se găseşte orizontul “C”
carbonato acumulativ, “Cca” sau materialul parental de
rocă neconsolidată.
Solurile brune argiloiluviale au o textură mijlociu
- fină până la fină slab diferenţiată pe profil; proprietăţi
fizice (porozitate, densitatea aparentă) hidrofizice
(capacitate de apă utilă, capacitate de câmp) sunt, în
general, favorabile pentru creşterea şi dezvoltarea
plantelor. Conţinutul de humus este de 2-3%, pH = 6÷7,
gradul de saturaţie în baze depăşeşte 80%, aprovizonarea
cu substanţe nutritive este bună.
241
Solurile situate pe terenurile slab şi moderat
înclinate sunt favorabile pentru plantaţii de pomi (măr,
păr, prun, cireş, vişin). Versanţii însoriţi (cu expoziţie
sudică, sud-vestică) sunt prielnici viţei de vie, iar
terenurile plane sunt cultivate cu cereale, cartof, plante de
nutreţ.
Ca măsuri ameliorative se recomandă:
îmbunătăţirea regimului aerohidric (în funcţie de
cantitatea şi distribuţia precipitaţiilor), prevenirea şi
combaterea eroziunii, administrarea îngrăşămintelor
organice şi minerale.
13.4. SOLURILE BRUNE
LUVICE (BP) denumite în clasificările anterioare
“soluri brune podzolite” sau “ soluri podzolite brune
argiloiluviale “ se definesc printr-un orizont eluvial “El”
şi un orizont iluvial “ Bt” având culori diferite de cele
menţionate la “ soluri brun roşcate. Ele ocupă o suprafaţă
de 3.550.000 ha (15% din supraafaţa totală a ţării )
situîndu-se în aceleaşi zone ca şi solurile brune
argiloiluviale (dealuri şi podişuri).
Solurile brune luvice s-au format în condiţiile
unui climat umed şi răcoros (Tma=7÷80C,
Pma=600÷l000mm) favorabil dezvoltării vegeteţiei
forestiere de Gorun şi Fag. Acesste soluri au evoluat pe
terenuri mai puţin înclinate , cu drenaj extern şi intern
mai slab şi pe materiale parentale ( luturi, argile, depozite
242
loessoide, gresii) mai sărace în elemente bazice decât
solurile brune argiloiluviale.
Diferenţierea orizonturilor pedogenetice ale
profilului de sol a avut loc prin procese de
decarbonatare (levigarea carbonatului de calciu),
humificare acidă (cu formaare de acizi fulvici solubili)
debazificare a silicaţilor, acidifiere a soluţiei solului, de
migrare concomitentă a mineralelor argiloase şi a
hidroxizilor de fier din orizontul eluvial “El” şi de
depunere a acestora la nivelul orizontului “Bt” .Mişcarea
apei în sol este favorizată de existenţa porilor capilari şi a
crăpăturilor ce se formează în perioadele secetoase.
Profilul de sol este diferenţiat în două părţi: partea
superioară cu orizonturile” Ao” şi “El” şi partea inferioară
cu orizontul “Bt” .Orizontul “Ao” (l5-20 cm) are
culoare brun deschisă , textură mijlocie, structură
grăunţoasă mică, numeroasee concreţiuni ferimanganice
mici. Orizontul “ El” (10-20 cm) are textură mijlocie,
structură slab definită şi numeroase separaţiuni
ferimanganice. Orizontul “ Bt” (60-160 cm ) are culoare
brun-gălbuie, textură mijlocie fină, stuctură prismatică,
concreţiuni ferimanganice.
Solurile brune luvice au o aprovizionare slabă cu
elemente nutritive (N, P,K), conţinut redus de humus
(cca. 2%) grad de saturaţie în baze scăzut (50-60%),
reacţie acidă (pH=4,9÷6,2) textura solului este mijlocie în
partea superioară a profilului şi mijlociu - fină în
243
orizontul” Bt”. Permeabilitatea pentru apă şi aer este
moderată în orizonturile “Ao” şi ‘El” şi slabă în orizontul
“Bt” .
Fertilitatea acestor soluri este scăzută din cauza
conţinutului scăzut de substanţe nutritive şi a argilozităţii
orizontului “ Bt” care favorizează stagnarea apei. Ea se
poate înbunătăţi prin amendare calcaroasă, lucrări de
combaterea eroziunii, combaterea excesului de umiditate,
fertilizarea organică şi minerală.
Aceste soluri pot fi folosite ca păşuni, arabil,
plantaţii de vii şi pomi.(măr, păr, prun, cireş, vişin).
13.5.LUVISOLURILE ALBICE
(SP) denumite popular şi “pământ spoit“, “pământ
cărunt “ sau “albitură” se definesc printr-un orizont
eluvial “Ea’’ şi un orizont iluvial “Bt’” şi ocupă în
România o suprafaţă de circa 1.100.000 ha răspândite în
aceleaşi areale ca şi solurile brune argiloiluviale şi brune
luvice.
Ele s-au format pe terenuri plane lipsite de drenaj
extern şi cu un aport suplimentar de apă scursă de pe
suprafeţele limitrofe, pe un relief de vârstă mai mare, pe
un material parental sărac în cationi bazici, sub o
vegetaţie de pădure bine încheiată şi cu ierburi acidofile.
Diferenţierea orizonturilor pedogenetice ale
profilului de sol s-a realizat prin procesul de
bioacumulare acidă şi formarea humusului cu un
244
conţinut ridicat de fracţiuni humice acide (acizi fulvici) şi
prin alterarea, debazificarea, acidifierea şi migrarea
mai intensă a argilei decât în solul brun luvic.
Stagnarea temporară a apei la nivelul orizontului “Bt”,
a favorizat procesele de pseudogleizare prin reducerea
compuşilor ferici şi manganici şi formarea de compuşi
fieroşi şi manganoşi mobili care sunt translocaţi de către
apele de infiltraţie.
Profilul luvisolului albic prezintă următoarea
alcătuire: Ao-Ea-Bt-C.Orizontul “Ao” (10-l5 cm) are
culoare brun cenuşie închisă la umed (datorită
conţinutului scăzut de humus şi prezenţei granulelor de
cuarţ fără pelicule coloidale ), textură mijlocie, structură
grăunţoasă slab dezvoltată. Orizontul ”Ea” (10-30 cm)
are o culoare cenuşiu deschisă, textură mijlocie, structură
lamelară foarte slab dezvoltată şi concreţiuni
ferimanganice frecvente. Orizontul”Bt” (50-120 cm) are
culoare galbenă în stare umedă, textură mijlociu - fină
sau fină, structură prismatică moderat spre bine
dezvoltată.
Luvisolul albic este diferenţiat textural pe profil
având un conţinut minim de argilă în orizontul “Ea”şi un
maxim în orozontul “Bt”
Proprietăţile chimice sunt mai puţin favorabile
pentru creşterea şi dezvoltarea plantelor decât ale
solurilor brune argioiluviale şi brune luvice.
245
Conţinutul de humus, alcătuit predominant din acizi
fulvici, este de circa 2%, gradul de saturaţie în baze mai
mic de 55%, reacţia solului moderat şi puternic acidă
(pH=4,5 ÷ 5,5).
Fertilitatea slabă a luvisolurilor albice este
cauzată atât de proprietăţile fizice (regim aerohidric şi
termic defectuos) cât şi de proprietăţile chimice (aciditate
reidicată) şi biologice (conţinut scăzut de humus şi
activitate microbiologică slabă) deficitare.
Aceste soluri sunt folosite pentru păşuni, fâneţe,
arabil, (cartof, secară, in de fuior, ovăz, plante furajere) şi
plantaţii pomicole (măr, păr, cireş, vişin). Ele se pot
ameliora prin desecare-drenaj, modelare în benzi cu
coame, afânarea adâncă, administrarea amendamentelor
calcaroase şi fertilizare cu îngrăşăminte organice şi
minerale.
13.6. PLANOSOLUL (PL) se defineşte
printr-un orizont eluvial (“El”sau “Ea”) şi un orizont
iluvial (“Bt”) cu schimbare texturală bruscă pe cel mult
7,5 cm, inclusiv orizontul “W” (grefat pe orizont “B”) cu
limita superioară între 50 şi 200 cm, sau orizontul “w” în
primii 50 cm.
În România, Planosolurile ocupă o suprafaţă de
circa 5000 ha având apariţii insulare în arealul solurilor
brune luvice şi a luvisolurilor albice; suprafeţe ceva mai
întinse se întâlnesc în Piemonturile vestice, Piemontul
246
Getic, Podişul Transilvaniei, Podişul Sucevei şi pe
terasele înalte din zonele umede ale râurilor Mureş,
Someş, Olt, Argeş ori în depresiuni (Oaş, Baia Mare).
Relieful este reprezentat de suprafeţe plane sau
microdepresionare în cadrul câmpiilor înalte,
piemonturilor, podişurilor şi dealurilor. Drenajul intern
este slab, iar cel extern este inexistent fapt ce favorizează
acumularea apei scurse din zonele limitrofe.
Condiţiile climatice sunt similare celor descrise la
solurile brune luvice şi luvisoluri albice.Materialul este
bistratificat – cu textură mijlocie în stratul superior şi
textură fină în stratul subiacent.Vegetaţia este constituită
din Gorun, Fag (uneori fag în amestec cu răşinoase
precum şi din specii ierboase acidofile şi hidrofile
(Luzula silvatica, Calamagrostis arudinacea – Trestioara).
Planosolurile s-au format prin aceleaşi procese
pedogenetice prin care
s-au format solurile brune luvice sau luvisolurile albice.
La planosoluri însă procesele de eluviere pseudogleizare
şi de debazificare sunt mai intense, fapt oglindit de
ponderea mai mare a petelor de reducere şi de rezultatele
analizelor chimice. Schimbarea texturală bruscă poate fi
rezultatul eluvierii – iluvierii sau al bistratificării
litologice.
Profilul planosolurilor este asemănător cu cel al
solurilor brune luvice sau a luvisolurilor albice cu care se
asociază: Aow – Elw – Btw – C (planosol tipic) sau Aow-
247
EaW – BtW (planosol albic).Orizontul “Aow” are
grosime de 20-25 cm, culoare deschisă (conţinut scăzut
de humus), pete de oxidare şi reducere. Orizontul “Elw “
are grosime de 10-30 cm, culoare cenuşiu deschisă cu
pete roşcate, structură poliedrică, concreşiuni
ferimanganice frecvente. Orizontul “Btw” are grosime
de 100-150 cm, culoare brună gălbuie sau brun oliv cu
pete brun gălbui şi/sau galben roşcate, structură
prismatică.
Planosolurile cu reacţie acidă (pH< 6), sunt
sărace în humus şi elemente nutritive, capacitate de
schimb cationic fiind de 10 ÷ 25 me în orizontul “Aow” şi
de 30-35 me în orizontul “Btw”. Fertilitatea scăzută a
acestor soluri acide şi sărace în elemente nutritive face ca
ele să fie folosite numai pentru păduri şi pajişti.
Măsurile ameliorative recomandate: desecare –
drenaj, afânare adâncă, fertilizarea şi amendarea cu
CaCO3.
CAPITOLUL XIV
CLASA CAMBISOLURI
248
Cuprinde solurile care au ca orizont de diagnostic
un orizont B cambic şi prezintă următoarele tipuri: sol
brun eu-mezobazic, sol roşu (terra rosa) şi sol brun acid.
14.1. SOLURILE BRUNE EU-
MEZOBAZICE. Tipul sol brun-eu-mezobazic se
defineşte prin: orizont Bv având V ≥ 55 % şi cel puţin în
partea superioară sau cel puţin în pete (în proporţie de
peste 50 %), culori în nuanţe mai galbene decât 5YR cu
valori şi crome ≥ 3,5. la materialul în stare umedă, cel
puţin în interiorul elementelor structurale.
Răspândire. Se întâlnesc pe suprafeţe relativ mici,
în cadrul Carpaţilor Meridionali, Carpaţilor Orientali,
Subcarpaţilor, Piemonturilor Vestice, Podisului
Transilvaniei, Podişului Moldovei, Podişului Getic,
Dobrogea de nord, Câmpia din vestul şi nord-vestul ţării.
Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de
solificare. S-au format în condiţii de relief de munte,
deal, podiş, piemont, câmpii umede. Au evoluat pe roci,
de obicei, bogate în calciu sau alte elemente bazice,
marne, argile, luturi, depozite de terasă, aluviuni,
conglomerate, gresii, materiale rezultate din alterarea a
diferite roci metamorfice şi magmatice.
Media anuală a precipitaţiilor între 600 şi 1000
mm, iar a temperaturii între 5 - 60 şi 8 - 90 C. Indicii
anuali de ariditate sunt cuprinşi între 34 şi 55,
249
evapotranspiraţia potenţială este, de obicei, mai mică
decât media precipitaţiilor, regimul hidric de tip
percolativ.
S-au format în arealul pădurilor de gorun, fag-
gorun, fag, fag-răşinoase, cu o bogată vegetaţie ierboasă
neacidofilă (din genurile Allium, Dentaria, Lamium,
Mercurialis, Pulmonaria, Geranium etc.).
Solificarea, se caracterizează printr-o alterare,
levigare şi debazificare slabă până la moderată şi printr-o
acumulare de humus cu grad de saturaţie în baze ridicat.
Alcătuirea profilului. Solul brun eu-mezobazic tipic
are următoarea formulă de profil: Ao-Bv-C. Orizontul Ao
este gros de 10 - 40 cm. Orizontul Bv este gros de 20 -
150 cm, are culoare brună cu nuanţă gălbuie sau roşcată.
La baza profilului este situat orizontul C (materialul
parental). În partea superioară a profilului se întâlnesc
neoformaţii biogene obişnuite (coprolite, lăcaşuri de
larve etc.). La nivelul lui Bv, pete slabe de oxizi şi
hidroxizi de fier, hidrataţi sau slab hidrataţi.
Proprietăţi. Solul brun eu-mezobazic are o textură
de la mijlociu-grosieră până la fină, nediferenţiată pe
profil. Uneori, în Bv există un plus de argilă, datorită
migrării slabe de sus (fără a forma pelicule) sau rezultată
prin alterare la acest nivel.
Structura este în Ao grăunţoasă, slab sau moderat
dezvoltată, iar în Bv polidrică bine dezvoltată sau
columnoid-prismatică slab dezvoltată. Restul
250
proprietăţilor fizice, precum şi cele fizico-mecanice,
hidrofizice şi de aeraţie sunt favorabile.
Conţin 2- 4 % humus (rezerva este de 60 - 120
t/ha), alcătuit predominant din acizi huminici; au grad de
saturaţie în baze ridicat (V % nu scade sub 55 şi poate
urca până la 90 %), reacţie slab acidă neutră (pH este 6
până aproape de 7), aprovizionate cu substanţe nutritive
şi activitate microbiologică relativ bună.
Fertilitate. Au proprietăţi fizice, fizico-mecanice,
hidrofizice şi de aeraţie bune şi nu prezintă, în general,
exces de apă. Uneori sunt supuse eroziunii, caz în care
apare necesară aplicarea unor măsuri de prevenire şi
combatere a acestui fenomen dăunător (arături pe curbele
de nivel, culturi în benzi, terasări etc.).
Dintre îngrăşăminte, rezultate bune dau cele cu
azot, fosfor, potasiu şi gunoiul de grajd. Folosinţa lor este
foarte variată: culturi de câmp (grâu, porumb, floarea-
soarelui, cartof, sfeclă etc.), legume, viţă de vie şi pomi
în zonele de câmpie, deal-podiş-piemont; pajişti naturale
şi păduri în regiunile montane.
14.2. SOLURILE ROŞII (TERRA
ROSSA) Tipul de sol roşu se defineşte prin: orizont
Bv având V ≥ 55 % şi, în partea inferioară, precum şi cel
251
puţin în pete în proporţie de peste 50 %) în partea
superioară, culori în nuanţe de 5YR şi mai roşii cu valori
şi crome ≥ 3,5 la materialul în stare umedă.
Răspândire. Se întâlnesc pe suprafeţe mici şi numai
în partea de vest şi sud-vest a ţării în Munţii Apuseni,
Munţii Banatului, Podişul Mehedinţi, în perimetre
adăpostite, cu microclimat mediteranean.
Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de
solificare. Dintre condiţiile pedogenetice, caracteristice
sunt, îndeosebi, cele de rocă reprezentată prin calcare
şi/sau bauxite. Media anuală a precipitaţiilor peste 700
mm, iar a temperaturii în jur de 90 C, cu nuanţă
mediteraneană. Vegetaţia de păduri este reprezentată de :
Quercus cerris şi Quercus farnetto sau amestecuri cu
Fagus silvatica, uneori înlocuite cu pajişti.
Procesul caracteristic în formarea acestor soluri îl
constituie rubefierea (colorarea în roşu, de unde şi
denumirea de terra rosa = sol roşu). Se datoreşte
conţinutului ridicat de oxizi şi hidroxizi de fier
nehidrataţi sau slab hidrataţi, proveniţi din materialul
parental, argile rezultate din alterarea calcarelor şi a
bauxitelor (care conţin cantităţi apreciabile de argilă şi
oxizi şi hidroxizi de fier). În ţara noastră, terra rossa este
un sol relict. Solificarea se caracterizează prin
manifestarea unor procese specifice de alterare, care au
dus la formarea de orizont B cambic.
252
Alcătuirea profilului. Solul roşu tipic are profil Ao-
Bv-C. Orizontul Ao este gros de 20 - 30 cm şi are o
culoare, adesea, brun-roşiatică.
Urmează un Bv gros de 60 - 150 cm, având în
partea inferioară şi cel puţin în pete în proporţie în pete
de peste 50 % în partea superioară, culoare roşie. Un
astfel de Bv de culoare roşie se întâlneşte numai la aceste
soluri, prin urmare, este orizont de diagnostic pentru terra
rossa.
În continuare, se găseşte orizontul C, alcătuit din
argile provenite din alterarea calcarelor şi/sau a
bauxitelor. Acest material parental particular constituie,
de asemenea, pentru terra rossa, caracter de diagnostic.
Ca neoformaţii amintim: cele biogene (coprolite,
cervotocine, lăcaşuri de larve) şi pete slabe de oxizi şi
hidroxizi de fier, îndeosebi la nivelul lui Bv.
Proprietăţi. Solul roşu are textură fină ,
nediferenţiată pe profil. Structura este grăunţoasă,
moderat dezvoltată în Ao şi columnoid-prismatică în Bv.
Restul proprietăţilor fizice, precum şi cele fizico-
mecanice, hidrofizice şi de aeraţie sunt puţin favorabile.
Conţiutul de humus este de 3 - 4 % (rezerva de 120
- 160 t/ha), în alcătuirea acestuia intră, atât acizii
huminici, cât şi fulvici; au grad de saturaţie cu baze
mijlociu (în jur de 70 %), reacţia slab acidă (pH în jur de
6), aprovizionarea cu substanţe nutritive şi activitatea
microbiologică relativ bună.
253
Fertilitate. Solurile roşii au o fertilitate mijlocie.
Sunt ocupate de păduri, de pajişti, dar folosite şi în
cultura plantelor de câmp (porumb, grâu, orz, ovăz,
floarea soarelui, cartof etc.) şi în pomicultură (pruni,
meri, peri, nuci). Se recomandă încorporarea de gunoi de
grajd, îngrăşăminte minerale cu azot, fosfor şi potasiu,
executarea de lucrări care să ducă la o bună afânare a
solului, prevenirea şi combaterea eroziunii etc.
14.3. SOLURILE BRUNE ACIDE.
Tipul de sol brun acid se defineşte prin : orizont Bv
având V < 55 % şi cel puţin în partea superioară culori cu
valori şi crome ≥ 3,5 la materialul în stare umedă, cel
puţin în interiorul elementelor structurale.
Răspândire. În regiunile montane (Carpaţii
Orientali, Carpaţii Meridionali şi Carpaţii Occidentali).
Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de
solificare. S-au format în condiţii de relief montan, pe
versanţi, platforme, terase etc.
Au evoluat pe diferite roci metamorfice şi eruptive
sau materiale rezultate din acestea, dar şi pe luturi,
nisipuri, conglomerate, gresii. De obicei, rocile de
formare a acestor soluri au caracter acid. Media anuală a
precipitaţiilor de 800 - 1400 mm, a temperaturii de 3 - 60
C, a indicelui de ariditate de 45 - 80 (regim hidric
percolativ repetat).
254
Vegetaţia nativă este reprezentată prin păduri de
molid, molid-brad, fag-răşinoase, păduri cu flora
acidofilă (Oxalis acetosella, Dechampsia fexuoza, Luzula
luzuloides).
Datorită climatului umed şi răcoros, rocilor sărace
în baze, vegetaţiei cu caracter acidofil, transformarea
resturilor organice este anevoioasă, se formează puţin
humus propriu-zis (alcătuit predominant din acizi fulvici
cu grad de saturaţie în baze mic) şi se acumulează,
adesea, cantităţi mari de materie organică în curs de
humificare. Alterarea este foarte intensă, silicaţii primari
sunt, predominant, desfăcuţi în componentele lor de bază
(silice, hidroxizi de fier şi aluminiu etc.), prin urmare,
practic nu se formează argilă, fapt ce explică separarea
unui orizont B cambic, de alterare şi nu a unui Bt.
Coloizii minerali, reprezentaţi prin hidroxizi de fier şi
aluminiu, deşi reacţia solului este acidă, nu se deplasează
practic din partea superioară, deoarece alcătuiesc cu
acizii humici, complexe organo-minerale puţin mobile.
Alcătuirea profilului. Solul brun acid tipic are
profil Ao-Bv-C sau R. Orizontul Ao este gros de 10 - 30
cm şi deschis la culoare (brun). Orizontul Bv are grosimi
de 20 - 70 cm, culoare brună cu nuanţe gălbui cel puţin în
partea superioară, culori cu valori şi crome ≥ 3,5 la
materialul în stare umedă, cel puţin în interiorul
elementelor structurale), grad de saturaţie cu baze ≤ 55 şi
255
este urmat de un orizont R (rocă dură) sau C (rocă
afânată).
Solul brun acid nu prezintă pe profil neoformaţii
specifice. În partea superioară se găsesc neoformaţii
biogene obişnuite (coprolite, cervotocine cornevine etc.)
şi eventual, la nivelul lui Bv, pete slabe de oxizi şi
hidroxizi de fier hidrataţi.
Proprietăţi. Solul brun acid are o textură de la
mijlocie-grosieră la mijlocie, nediferenţiată pe profil.
Structura este în Ao grăunţoasă slab dezvoltată, iar
în Bv poliedrică, moderat dezvoltată. Restul
proprietăţilor fizice, precum şi a celor fizico-mecanice,
hidrofizice şi de aeraţie, sunt relativ favorabile.
Au un conţinut mic de humus propriu-zis, dar pot
avea o cantitate mare de materie organică (împreună,
între 4 - 5 până la 20 - 25 %, rezervă foarte mare, 200 -
300 t/ha în stratul 0 - 50 cm); prezintă grad de saturaţie
cu baze şi pH scăzut, incluziv în orizontul Bv (V % sub
55, adesea sub 35, iar pH-ul sub 5); sunt puţin active din
punct de vedere microbiologic şi slab aprovizionate cu
substanţe nutritive.
Fertilitate. Solurile brune acide au o fertilitate mai
mică decât solurile brune cu mezobazice. Fiind situate în
zone montane, sunt folosite în silvicultură şi ca pajişti
alpine. Pentru îmbunătăţirea compoziţiei floristice şi
ridicarea producţiei pajiştilor, se recomandă: îngrăşarea
prin târlire (mutarea periodică a locului de păşunat şi de
256
odihnă a animalelor), gunoirea, aplicarea de îngrăşăminte
cu azot, fosfor şi potasiu şi de amendamente calcaroase.
CAPITOLUL XV
CLASA UMBRISOLURI
Această clasă înglobează solurile care au ca
diagnostic un orizont A umbric şi orizontul subiacent
având culori de orizont umbric, cel puţin în partea
superioară. Cuprinde următoarele tipuri de sol: sol negru
acid, andosol şi sol humicosilicatic.
Clasa umbrisolurilor este nou introdusă în sistemul
de clasificare a solurilor României.
15.1. SOLURILE NEGRE ACIDE
Tipul sol negru acid se defineşte prin: orizont Au cu
crome ≤ 2 la materialul în stare umedă; orizont Bv având
V < 55 % şi, cel puţin în parteaa superioară, culori şi
crome < 3,5 la materialul în stare umedă (adică, culori tot
de orizont umbric), atât pe feţele, cât şi în interiorul
elementelor structurale.
Răspândire. Se întâlnesc în aceleaşi areale cu
solurile brune acide, deci îndeosebi, în regiunile
montane: Carpaţii Orientali, Carpaţii Meridionali şi
Carpaţii Occidentali.
257
Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de
solificare. Se formează în condiţii de relief montan
(versanţi, platforme, mici depresiuni etc.); roci, de obicei,
acide, reprezentate prin diferite roci metamorfice şi
eruptive sau materiale rezultate din acestea, gresii
conglomerate, nisipuri, luturi; climă umedă şi răcoroasă,
cu media anuală a precipitaţiilor de 800 - 1400 mm, a
temperaturii de 3 - 60 C, a indicelui de ariditate de 45 - 80
(regim hidric percolativ repetat); vegetaţie de păduri de
molid, molid-brad, fag-răşinoase, cu floră acidofilă,
uneori şi cu muşchi verzi şi Vaccinum myrtillus.
Alterarea este foarte intensă, silicaţii primari sunt
predominant desfăcuţi în componentele lor de bază
(silice, hidroxizi de fier şi aluminiu etc.), deci practic, nu
se formează argilă şi, prin urmare, nu se separă un Bt, ci
un Bv, de alterare. Nu se formează nici orizont E,
deoarece coloizii de fier şi aluminiu eliberaţi prin alterare
nu migrează (trecând sub formă de complexe
organominerale puţin mobile).
Alcătuirea profilului. Solul negru acid tipic are
profil Au–Bv–C sau R. Solul negru acid prezintă orizont
Au, gros de 20 - 30 cm, de culoare închisă (brun închisă
până la negricioasă).
Orizontul Bv este gros de 20 - 70 cm şi are cel
puţin în partea lui superioară un grad de saturaţie în baze
< 55, culoare tot de orizont umbric (valori şi crome < 3,5
la materialul în stare umedă, atât pe feţele cât şi în
258
interiorul elementelor structurale). În continuare se
găseşte, fie un orizont C, fie un orizont R.
Nu prezintă neoformaţii specifice, ci obişnuite:
biogene în partea superioară (coprolite, cervotocine,
cornevine etc.), de oxizi şi hidroxizi de fier (sub formă de
pete slab conturate la nivelul lui Bv).
Proprietăţi. Solul negru acid are o textură de la
mijlocie-grosieră până la fină, nediferenţiată pe profil.
Structura este în Au, grăunţoasă, iar în Bv poliedrică, în
ambele cazuri slab-moderat dezvoltată.
Restul proprietăţilor fizice, precum şi cele fizico-
mecanice, hidrice şi de aeraţie sunt relativ favorabile.
Sunt bogate în humus, brut şi acid (4 - 5 % până la
peste 40 %, rezervă foarte mare, 200 - 300 t/ha în stratul
0 - 50 cm); prezintă un grad de saturaţie în baze scăzut,
inclusiv în orizontul Bv (V % sub 55, uneori sub 20), iar
pH-ul sub 5, activitatea microbiologică şi aprovizionarea
cu substanţe nutritive slabă.
Fertilitate. Solurile negre acide sunt asemănătoare
celor brune acide atât sub aspectul nivelului de fertilitate
cât şi al folosinţelor şi măsurilor de îmbunătăţire.
15.2. ANDOSOLURILE
Tipul andosol se defineşte prin: orizont Au cu
crome ≤ 2 la materialul în stare umedă; orizont AC sau
259
Bv având, cel puţin în partea superioară culori cu valori
şi crome < 3,5 la materialul în stare umedă, atât pe feţele
cât şi în interiorul elementelor structurale.
Răspândire. Se întâlnesc în munţii vulcanici din
Carpaţii Orientali şi Occidentali: Munţii Gutîi, Munţii
Ţibleşului, Munţii Călimani, Munţii Gurghiului, Munţii
Harghita, Munţii Apuseni (Masivul Vlădeasa).
Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de
solificare. Dintre condiţiile pedogenetice caracteristice
sunt cele de material parental provenit din alterarea de
roci eruptive efusive (dacite, trahite, andezite, bazalte
etc., inclusiv sub formă de tufuri şi cenuşi). Astfel de
situaţii se întâlnesc în condiţii de relief montan vulcanic
(cu altitudini cuprinde de obicei între 1200 şi 1800 m);
într-un climat foarte umed şi rece cu media anuală a
precipitaţiilor peste 1000 mm, iar a temperaturii de
câteva grade Celsius, regim hidric percolativ repetat; în
arealul pădurilor de fag şi fag-molid, dar şi în etajul
subalpin (cu tufărişuri de Vaccinum myrtillus, Vaccinum
vitis-idaea, Juniperus sp.).
Specificul solificării în acest caz îl constituie
formarea materialului amorf. Rocile magmatice
piroclastice şi unele dintre ele efusive, pe seama cărora se
formează materialele parentale ale andosolurilor, sunt
alcătuite din minerale (îndeosebi silicaţi) necristalizate.
Din alterarea unor astfel de roci nu mai rezultă decât în
mică măsură materiale coloidale cristalizate, predominant
260
formându-se materiale coloidale amorfe (allofane).
Astfel de soluri sunt foarte răspândite în Japonia, unde,
de altfel, au şi fost studiate şi denumite ca atare (de la
ando, care în limba japoneză înseamnă sol de culoare
închisă) cu semnificaţia de soluri închise formate pe roci
vulcanice.
Solificarea în cazul andosolurilor se caracterizează
printr-o orientare în direcţia debazificării şi acidifierii
puternice, a acumulării intense de humus închis la
culoare, adesea brut, cu grad de saturaţie în baze scăzut.
Alcătuirea profilului. Andosolurile tipice au profil
Au–AC sau AR–C sau R. Orizontul superior, gros de 20 -
30 cm, este închis la culoare (crome≤ 2 la materialul în
stare umedă) şi puternic debazificat. Urmează un AC sau
un AR, gros de 20 - 30 cm şi având cel puţin în prima
parte culori cu valori şi crome < 3,5 la materialul în stare
umedă, atât pe feţele cât şi pe interiorul elementelor
structurale. În continuare, se găseşte fie un orizont C, fie
un orizont R. De obicei, nu conţin alte neoformaţii decât
cele biogene obişnuite (cornevine, cervotocine, culcuşuri
de larve).
Proprietăţi. Andosolurile au o textură
nediferenţiată pe profil, sunt nestructurate sau cu
structură grăunţoasă slab dezvoltată în Au şi în orizontul
de tranziţie. Datorită materialului amorf prezintă
capacitate de apă utilă, permeabilitate şi porozitate de
aeraţie, foarte mari.
261
Conţin foarte mult humus (uneori peste 20 %) dar
brut şi acid; au capacitate totală de schimb cationic
foarte mare, grad de saturaţie cu baze şi pH mic (V % sub
55, adesea sub 20 şi pH 5 până la 4); sunt puţin active
microbiologic şi slab aprovizionate cu substanţe nutritive.
Fertilitate. Andosolurile sunt ocupate de păduri sau
de pajişti. Pentru îmbunătăţirea pajiştilor pe aceste soluri,
se recomandă aplicarea de îngrăşăminte minerale cu azot,
fosfor şi potasiu şi aplicarea de amendamente calcaroase.
15.3. SOLURILE
HUMICOSILICATICE. Tipul de sol
himicosilicatic se defineşte prin: orizont Au având crome
≤ 2 la materialul în stare umedă şi conţinând materie
organică humificată segregabilă de partea minerală
silicatică; orizont AC, AR sau Bv având, cel puţin în
partea superioară, culori cu valori şi crome < 3,5 la
materialul în stare umedă (deci culori mai puţin închise
decât Au, dar tot de orizont umbric).
Răspândire. În Carpaţii Meridionali, la altitudini de
peste 1800 m, în etajul pajiştilor alpine şi etajul subalpin.
Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de
solificare. Sub aspectul reliefului se întâlnesc în condiţii
de munţii înalţi, pe culmi, versanţi, suprafeţe plane sau
depresionare etc.
262
S-au format pe roci dure, acide ori intermediare
(eruptive, intrusive, metamorfice, conglomerate, gresii
etc.) sau materiale rezultate din alterarea acestora.
Climatul este foarte umed şi foarte rece; media
anuală a precipitaţiilor de la cca 1000 mm până la peste
1400 mm, a temperaturilor de la 3 - 40 C până aproape de
-30 C, a indicelui de ariditate de la cca 100 până la
aproape 200. În cea mai mare parte a anului predomină
temperaturile sub 00 C (din octombrie-noiembrie până în
aprilie-mai).
Vegetaţia este de etaj alpin sau subalpin, în
alcătuirea căreia intră, de cele mai multe ori, Festuca
supina (păruşca alpină), Festuca rubra (păiuş roşu),
Nardus stricta (ţepoşica sau părul porcului), Carex
curvula (rogoz alpin), rufărişuri de arbuşti, ca Salix
herbacea şi Salix reticulata (sălcii pitice), Loisteuria
procumbens (azalee), Vaccinium myrtillus şi Vaccinium
uliginosum (afin), Vaccinium vitis-idaea (merişor), Pinus
mugo (jneapăn), Juniperus communis (enupăr) etc.
Solificarea prezintă şi ea anumite particularităţi.
Substratul litologic fiind alcătuit din roci masive sau bine
consolidate, dure, se formează un profil scurt, iar
materialul mineral al solului este reprezentat predominant
prin particule grosiere şi fragmente de rocă. Humificarea
este slabă, se formează cantităţi mici de humus (acid, de
culoare închisă), dar se acumulează cantităţi mari de
resturi organice aflate în diferite grade de transformare.
263
Alcătuirea profilului şi proprietăţi. Solurile
humicosilicatice tipice au profil Au sau Aou–AR sau
AC–R sau C. Orizontul superior este fie un Au fie un
Aou (deci tot umbric, dar subţire), de culoare închisă
(crome ≤ 2 la materialul în stare umedă) şi conţinând
materie organică humificată segregabilă de partea
minerală silicatică (adică la uscare, prin frecare în mână,
partea minerală se separă de cea organică).
În continuare se găseşte fie un AR fie un AC, în
ambele cazuri având, cel puţin în partea superioară,
culori cu valori şi crome < 3,5 la materialul în stare
umedă.
La baza profilului, care este, de obicei scurt, se află
fie roca dură R, fie rocă afânată C. Profilul nu conţine
neoformaţii specifice.
Solurile humicoslicatice au o textură nediferenţială
pe profil, grosieră până la mijlocie, adesea cu mult
material scheletic şi o structură slab formată (agregate
grăunţoase, slab dezvoltate). Prezintă capacitate de apă
mică, permeabilitate foarte mică, porozitate de aeraţie
mică etc.
Sunt foarte bogate în materie organică (peste 20 %)
dar sărace în humus propriu-zis şi substanţe nutritive
(deşi rezerva de materie organică este extrem de mare
300 - 500 t/ha, prezintă grad de saturaţie cu baze şi pH
scăzut (V % poate coborî până la 5 - 10 %, iar pH-ul
până la 4).
264
Fertilitate. Solurile humicosilicatice au o fertilitate
foarte scăzută şi sunt folosite ca păşuni şi fâneţe naturale.
Se recomandă: îngrăşarea prin târlire; aplicarea de gunoi
de grajd (care contribuie şi la intensificarea activităţii
microbiologice şi deci la mobilizarea substanţelor
nutritive din rezerva solului); încorporarea de
îngrăşăminte cu azot, fosfor şi potasiu şi de amendamente
calcaroase (în situaţiile în care reacţia este prea acidă);
întreţinerea păşunilor prin grăpări şi scarificări periodice;
efectuarea de supraînsămânţări cu specii valoroase etc.
265
CAPITOLUL XVI
CLASA SPODOSOLURILOR
Spodosolurile sunt reprezentate prin soluri brune
feriiluviale şi podzoluri care au ca orizont diagnostic
orizontul Bspodic (Bs) caracterizat prin acumularea
hidroxizilor de fier şi aluminiu care imprimă orizontului
o culoare portocalie în condiţiile în care se acumulează şi
humus se formează un orizont humico-feriiluvial “Bhs”
de culoare cafenie.
16.1. SOLUL BRUN
FERIILUVIAL (PB) cunoscut sub denumirea de
“sol brun podzolic” sau “podzolic brun” are ca orizont
diagnostic un “Bs” situat sub orizontul “Au”.
Este răspândit pe o suprafaţă de 960.000 ha,
predominant în regiunea montană superioară (subzona
molidului şi subzona alpină inferioară) şi, insular, în zona
făgetelor, pe platforme şi versanţi muntoşi slabi înclinaţi
cu expoziţie nordică şi altitudini de 1200-1800 m, cu
temperaturi medii anuale de 3-5ºC şi precipitaţii mediii
anuale de 850-1200 mm.
Rocile pe care se formează acest tip de sol sunt
acide (granite, granodiorite, micaşisturi, şisturi
266
sericitoase, gresii, conglomerate, ş.a.) iar vegetaţia
caracteristică este reprezentată de conifere, jnepeni şi de
specii ierboase: Luzula luzuloides, Oxalis acetosella
(Măcrişul iepurelui), Vaccinum mirtyllus (Afinul),
Vaccinum vitis idea (Merişorul).
Solul brun feriiluvial s-a fomat prin humificarea
materiei organice acide, rezultând humus alcătuit
predominant din acizi fulvici foarte solubili şi prin
alterarea foarte puternică a materialului parental în
urma căreia s-au format oxizi şi hidroxizi de aluminiu şi
fier şi, compuşi care în parte au fost eluvionaţi şi depuşi
la nivelul orizontului “B Bs”. Nu se formează un orizont
eluvial vizibil cu ochiul liber.
Solurile brune feriiluviale prezintă următoarea succesiune
de orizonturi: O-Aou-Bs-C. Orizontul “O” este alcătuit
din humus de tip “moder” de culoare neagră (la umed)
sau cenuşie (la uscat). Orizontul “Aou” are grosime de 5-
15 cm, culoare brun cenuşie închisă (la umed), textură
mijlociu-grosieră, structură poliedrică subangulară mică,
grăunţi de cuarţ fără peliculă coloidală. Orizontul “Bs”
are grosime de 20-75 cm, culoare roşietică, textură luto-
nisipoasă, structură poliedrică subangulară slab
dezvoltată, este foarte friabil în stare umedă.
Solurile brune feriiluviale au textură mijlociu
grosieră (conţinut de argilă = 8-20%) nediferenţiată pe
profil, permeabilitate bună pentru apă şi aer, conţinut
ridicat de humus (4-8% în orizontul “Aou”), capacitate de
267
schimb cationic de 30-40 me/100 g sol (orizontul “Aou”),
aciditate ridicată (H+=0,8÷0,9 T), reacţie puternic acidă
(pH<5), gradul de saturaţie în baze este scăzut (10-45%).
Fertilitatea acestor soluri este scăzută fapt pentru
care ele sunt folosite numai pentru plantaţii silvice ori ca
pajişti naturale. Pentru ameliorarea lor se recomandă
aplicarea amendamentelor calcaroase, fertilizare organică
şi minerală, “târlirea”, urmate de supraînsămânţare
pajiştilor.
16.2. Podzolul (PB) este cunoscut sub
denumirea de “podzol primar”, “podzol
humicoferiiluvial” sau “podzol de distrucţie” şi se
defineşte printr-un orizont humicoferiiluvial (“Bhs”) sau
orizont iluvial spodic (“Bs”).
Podzolul ocupă o suprafaţă de circa 270.000 ha şi
este răspândit în zona montană superioară, subzona
alpină inferioară, la altitudini de 1900-2200 m (în
Carpaţii Meridionali) şi de 1400-1500 m (în Carpaţii
Orientali) în condiţiile unui climat umed şi rece cu
precipitaţii medii anuale de 800-1400 mm, temperaturi
medii anuale de 2-6ºC şi regim hidric percolativ repetat
(apa străbate în mod repetat profilul de sol).
Podzolul a evoluat pe roci de solificare acide cu
un conţinut ridicat de SiO2 şi minerale leucocrate
deschise la culoare (granitele, cuarţitele, gresiile de
268
Kliwa, conglomeratele) cu o vegetaţie de pădure (molid
şi pin) alături de o vegetaţie ierboasă reprezentată de
Luzula silvatica, Vaccinium myrtilus (Afinul), Vaccinium
vitis idea (merişorul), Nardus stricta (Ţăpoşica).
Afinişurile (pâlcurile de afin) în care plantele sunt foarte
dese şi înfing în pământ rădăcini bine dezvoltate,
formează o pâslă deasă care absoarbe şi reţine apa
menţinând solul umed.
În condiţiile climatului umed şi rece şi a
vegetaţiei acidofile (cu conţinut scăzut de azot şi calciu şi
ridicat de lignină şi ceruri), prin descompunerea materiei
organice, rezultă produse organice intermediare şi acizi
humici solubili cum ar fi acizi fulvici. Aceşti acizi
determină acidifierea solului, formează complexe de tip
“chelat” cu fier şi aluminiu favorizând translocarea şi
precipitarea acestor compuşi în orizontul B. Procesul de
alterare a părţii minerale este foarte intens: nu se
formează minerale argiloase.
Profilul acestui tip de sol cuprinde orizonturi
subţiri, bine diferenţiate după culoare: trecerea între
orizonturi este netă.
Alcătuirea profilului este următoarea: O-Au-Es-Bhs-R
sau C. Orizontul “O” este un orizont organic cu humus
brut sau cu humus hidromorf. Orizontul “Au” sau “Aou”
are grosime de 5-20 cm, culoare brună foarte închisă,
textură grosieră, grosieră-mijlocie, structură slab
dezvoltată, foarte puţin pietriş, conţine material organic
269
brut şi este foarte friabil, trecere netă. Orizontul “Es” are
grosime de 8-15 cm, culoare cenuşie, textură mai
grosieră decât orizontul supraiacent, este nestructurat,
foarte friabil şi slab scheletic. Orizontul “Bhs” are
grosime de 60-70 cm, culoare cafenie, este nestructurat,
uşor cimentat, foarte friabil în stare umedă, slab scheletic.
Orizontul “R” este roca de solificare.
Podzolul are o textură grosieră sau mijlociu-
grosieră (argilă<20%, nisip>60%), structură slab
dezvoltată, permeabilitate bună pentru apă şi aer, conţinut
ridicat de humus brut şi scăzut de humus coloidal,
capacitate de schimb cationic de 15-60 me/100g sol
(orizontul “Au”), reacţie puternic acidă (pH= 3,6÷5,3),
grad de saturaţie în baze de 5-40%, aprovizionare slabă
în elemente nutritive.
Aceste soluri au fertilitate foarte scăzută; pot avea
utilizare silvică (păduri de molid) sau ca pajişti. Sunt
folosite şi pentru culturi agricole, mai ales în jurul
centrelor populate, dar numai după corectarea reacţiei
puternic acide (prin amendarea cu calcar) şi fertilizarea
adecvată.
270
CAPITOLUL XVII
CLASA SOLURILOR
HIDROMORFE
În această clasă sunt cuprinse solurile care s-au
format şi au evoluat în condiţii de exces de umiditate
freatică şi/sau pluvială. Excesul de apă crează condiţii de
anaerobioză determinând intensificarea proceselor de
reducere compuşilor de fier şi mangan din sol.
În aceste condiţii s-au format orizonturile gleice
(“Gr” şi Go”) sau pseudogleice (“W” şi “w”) evidenţiate
morfologic prin coloritul mozaicat unde culorile de
reducere (vineţii, albăstrui, verzui) alternează cu cele de
oxidare (ruginii, gălbui).
Clasa solurilor hidromorfe cuprinde următoarele
tipuri: Lăcoviştile, Solul gleic, Solul pseudogleic şi Solul
negru clinohidromorf.
17.1. Lăcoviştile (LC)sunt soluri freatic
hidromorfe ce se definesc prin prezenţa orizontului “Gr”
a cărui limită superioară se află în primii 125 cm şi a
orizontului “Am” de culoare închisă având crome mai
mici sau egale cu 2 la materialul în stare umedă.
În România lăcoviştile ocupă o suprafaţă de circa
355.000 ha fiind răspândite în câmpii, şesuri aluviale slab
drenate, cu precădere pe terase şi lunci unde apa freatică
271
este situată la mică adâncime (1-2 m), în condiţii de
climă caracterizată prin temperaturi medii anuale de 7-
11oC şi precipitaţii medii anuale de 400-700 mm.
Lăcoviştile s-au format pe materiale parentale de
origine fluviatilă, fluvio-lacustră sau eoliană având o
textură grosieră mijlocie sau fină şi un complex adsorbtiv
saturat predominant cu ioni de Ca2+.
Vegetaţia naturală de fâneaţă sau fâneaţă-mlaştină
este alcătuită din specii de ierburi abundente ca:
Alopecurus sp. (Coada vulpii), Agrostis sp. (Iarba
câmpului), Typha sp. (Papura), Juncus sp. (Pipirigul),
Carex sp. (Rogozul) .
Apa freatică, situată la mică adâncime (1-2 m)
determină procesele de gleizare. Ea are conţinut ridicat
de bicarbonat de calciu asociat uneori cu săruri uşor
solubile.
Procesele pedogenetice care au loc în aceste
soluri sunt: a) procesele de oxidoreducere care modifică
mobilitatea unor constituenţi (compuşi de fier şi mangan)
şi redistribuirea acestora pe profil; şi b) procesele de
bioacumulare intensă datorate activităţii biologice
anaerobe care determină o mineralizare mai slabă a
materiei organice şi creşterea conţinutului de humus de
tip mull calcic.
Profilul lăcoviştilor tipice prezintă următoarea
succesiune a orizonturilor: Am –AGo – Gr, Orizontul
“Am” are o grosime de 30-60 cm, culoare neagră sau
272
brun închisă, textură variată în funcţie de alcătuirea
granulometrică a materialului parental, structură
granulară sau poliedrică şi frecvente pete ferimanganice.
Orizontul “AGo” are o grosime de 20-40 cm, culoare
cenuşie cu pete vineţii, brune ruginii şi ruginii gălbui,
datorită alternaţiei proceselor de oxidare şi reducere.
Orizontul “Gr” are colorit uniform (cenuşiu-verzui) sau
aspect mozaicat, proporţia culorilor de reducere fiind mai
mare de 50%. Acest orizont prezintă frecvente acumulări
de carbonat de calciu sub formă de pete şi concreţiuni .
Lăcoviştile au, în general textură fină fiind
considerate soluri grele şi reci. Permeabilitatea pentru
apă şi aer este scăzută din cauza texturii fine şi a
structurii poliedrice. Lăcoviştile sunt bine aprovizionate
cu humus (4-8%) şi au o reacţie neutră (pH =6,8÷7,2) sau
slab alcalină (pH= 7,2÷8,3) dacă este prezent carbonatul
de calciu. Complexul adsorbtiv este saturat predominant
cu cationi bazici iar conţinutul acestora se măreşte odată
cu creşterea conţinutului de humus şi argilă.
Fertilitatea potenţială ridicată a lăcoviştilor nu
poate fi valorificată din cauza regimului aerohidric
defectuos şi de aceea ele sunt folosite doar pentru fâneţe.
Ameliorarea acestor soluri se poate realiza prin
desecare şi drenaj şi prin arături adânci pentru
îmbunătăţirea condiţiilor de aeraţie, afânare şi încălzire.
Ameliorate, lăcoviştile pot fi cultivate cu cereale, legume
273
şi plante furajere dar sunt contraindicate pentru plantaţii
de vii şi pomi.
17.2. Solurile Gleice (CG) sunt soluri freatic
hidromorfe cunoscute şi sub denumirea de “lăcovişti
cenuşii” sau “lăcovişti acide” şi se definesc prin orizont
“Gr” a cărei limită superioară este în primii 125 cm şi
orizont “A0” de culori deschise cu valori şi crome > 3,5,
la material în stare umedă.
În România solurile Gleice ocupă o suprafaţă de
circa 240.000 ha fiind răspândite dispersat în arealele
răcoroase ale zonei forestiere pe forme de relief joase,
câmpii, lunci, depresiuni intramontane şi extramontane
cum ar fi: Câmpia joasă a Someşului, Câmpia de
divagare a Crişurilor, luncile neinundabile ale râurilor
interioare, depresiunile Baia Mare, Făgăraş, Beiuş,
Haţeg.
Solurile gleice sunt răspândite în zone cu climă
răcoroasă şi umedă (temperaturi medii anuale mai mici
de 6-7oC şi precipitaţii medii anuale mai mari de 700
mm) fiind formate pe un material parental reprezentat de
depozite fluviatile şi lacustre caracterizate prin textură
grosieră până la fină, absenţa carbonatului de calciu şi
complex adsorbtiv slab saturat cu cationi bazici.
Vegetaţia ce se dezvoltă pe solurile Gleice este
reprezentată de specii ierboase mezohidrofile (cu cerinţe
mijlocii faţă de apă) sau hidrofile (plante de mlaştină) :
274
Agrostis sp. (Iarba câmpului), Festuca pratensis (Păiuşul
de livadă), Carex sp. (Rogozul) etc. dar şi unele specii
forestiere cum ar fi: Quercus robur (Stejarul), Ulmus
foliaceae (Ulmul), Fraxinus excelsior (Frasinul).
În aceste soluri apa freatică (nemineralizată, cu
conţinut scăzut de bicarbonat de calciu) este situată la
adâncimi de 1-2 m. datorită manifestării prelungite a
excesului de umiditate freatică, în condiţiile unei clime
mai răcoroase decât la lăcovişti, procesele de reducere
sunt mai intense iar cele de bioacumulare de
intensitate mai slabă. Faptul că materialul parental este
sărac în elemente bazice şi apele freatice au un conţinut
scăzut de bicarbonat de calciu determină formarea unei
cantităţi mai mici de humus acid alcătuit predominant din
acizi fluvici. În consecinţă se formează orizontul “A0” de
culoare brun-cenuşie.
Profilul solului gleic prezintă următoarea
succesiune: A0 - AG0– Gr . Orizontul “A0” are o
grosime de 15-25 cm, textură mijlociu - fină, culoare
brună cenuşie sau cenuşie, structură granulară slab
dezvoltată, depuneri frecvente de compuşi de fier şi
mangan sub formă de pete şi concreţiuni. Orizontul
“AG0” are o grosime de 20-40 cm, textură mijlocie sau
fină, culoare brun cenuşiu deschisă cu frecvente pete (16-
50%) ruginii şi vineţii, este slab structurat, compact,
prezintă concreţiuni ferimaganice frecvente. Orizontul
“Gr” are colorit uniform sau mozaicat în funcţie de
275
durata de manifestare a excesului de umiditate temporar
prelungită sau permanentă. Spre deosebire de lăcovişti,
nu conţine carbonat de calciu.
Solurile gleice au frecvent, textură mijlociu –
fină, nediferenţiată pe profil, sunt slab structurate,
compacte, reci şi se lucrează greu (intervalul optim de
umiditate pentru efectuarea lucrărilor este mic).
Conţinutul scăzut de humus (2-3%) şi de elemente
nutritive, reacţia acidă (pH<6) şi gradul de saturaţie în
baze scăzut, determină diminuarea fertilităţii potenţiale a
solului. Aceste soluri sunt folosite pentru fâneţe cu
productivitate slabă.
Ameliorarea solurilor gleice se poate face prin
lucrări de desecare – drenaj (pentru coborârea nivelului
freatic) administrarea de amendamente calcaroase (pentru
neutralizarea reacţiei acide) administrarea
îngrăşămintelor organice şi minerale. După ameliorare
ele se pot cultiva cu grâu, porumb, plante de nutreţ; nu se
recomandă pentru plantaţii de vii şi pomi.
17.3. Solurile negre clinohidromorfe (NF) sunt
cunoscute şi sub denumiri: soluri negre de fâneaţă
umedă, soluri negre argiloase foarte humifiere. Ele se
definesc printr-un orizont “Am” de culoare închisă
(crome <2 la umed), orizont “B” (crome <3,5 la umed)
cel puţin în partea superioară, orizont “w” în primii 50
cm, orizont “Go” în primii 200 cm.
276
Sunt răspândite pe circa 70.000 ha în treimea
inferioară a versanţilor. Dealurile subcarpatice, Dealurile
vestice, Podişul Sucevei).Se formează în condiţii de
precipitaţii medii anuale de 630-700 mm, temperatură
medie anuală de 8,5-9oC şi cu evapotranspiraţie medie
anuală de 620 mm.
Material parental: depozite deluvio-coluviale cu
textură mijlocie fină care acoperă argile marnoase, marne
argiloase sau marne bogate în carbonaţi de calciu.
Vegetaţia: plante de fâneaţă, mezohidrofile şi hidrofile
cum ar fi Poa pratensis (Firuţa), Trifolium repens
(Trifoiul alb), Lotus corniculatus (Ghizdeiul) Juncus sp.
(Pipirigul), Carex sp. (Rogozul).
Excesul de umiditate – factor principal în
formarea acestor soluri - îşi are la origine apa pluvială
infiltrată vertical, curgerile laterale şi scurgerile de pe
pante.
Procesele pedogenetice: bioacumularea intensă
de humus tip mul calcic, pseudogleizarea moderată a
orizonturilor “A” şi “B”, gleizarea moderată -
orizontului “B”.
Succesiunea orizonturilor pedogenetice :Amw –
BvwG – C. Orizontul “Amw”: grosime 30-50 cm,
culoare negricioasă, textură luto-argiloasă, structură
găunţoasă glomerulară bine dezvoltată, separaţiuni
ferimanganice mici. Orizontul “BvwG”: grosime 40-60
cm, culoare închisă cu pete de oxidare şi reducere,
277
textură mijlociu - fină, structură poliedrică angulară.
Orizontul “C”: material parental argilos, bogat în
carbonaţi de calciu.
Solurile negre clinohidromorfe, având un regim
termic şi aerohidric defectuos, se lucrează greu; perioada
optimă de efectuare a lucrărilor este scurtă. Conţinutul de
humus este cuprins între 4-8%, reacţia slab acidă până la
slab alcalină (pH = 6÷8,3), gradul de saturaţie în baze
mai mare de 70%, capacitatea de schimb cationic este
mare
(27 ÷ 50 me/100 g sol).
Factorii limitativi ai fertilităţii solurilor negre
clinohidromorfe sunt: textura fină, gradul ridicat de
compactare şi excesul de umiditate; aceste soluri sunt
ocupate cu păşuni, fâneţe sau unele specii cultivate cum
ar fi grâul, porumbul, ovăzul, floarea soarelui.
Măsuri de ameliorare: desecare – drenaj,
modelarea în benzi cu coame, combaterea eroziunii şi
alunecărilor de teren, fertilizarea organică şi minerală.
După ameliorare aceste soluri pot fi cultivate cu plante de
nutreţ şi cereale; nu se recomandă pentru vii şi pomi.
17.4. Solurile Pseudogleice sunt soluri
hidromorfe cunoscute şi sub denumirea de soluri
“Stagnogleice”. S-au format sub influenţa excesului de
umiditate pluvială, excese care se manifestă încă din
278
primii 50 cm deasupra unui orizont impermeabil sau cu
permeabilitate scăzută.
Aceste soluri prezintă orizont diagnostic “W” cu
limita superioară până la 0,5 m adâncime care este
grefat pe un orizont “A” sau “E” şi, pe cel puţin 50 cm,
pe un orizont “B”.Ele ocupă o suprafaţă de circa 100.000
ha situată pe terenurile plane de pe platourile şi terasele
dealurilor şi podişurilor (Piemontul Getic, Piemonturile
vestice, Podişul Someşan, Podişul Sucevei) şi pe
terenurile plane sau slab înclinate ale depresiunilor
intracarpatice, pericarpatice şi subcarpatice (Depresiunile
Braşov, Făgăraş, Haţeg, Zarand, Baia Mare, Rădăuţi
etc.).
Solurile Pseudogleice sunt răspândite în zone cu
temperaturi anuale de 6-9oC, precipitaţii anuale mai mari
de 600 mm şi cu un indice de ariditate mai mare de 28.
Relieful reprezentat prin terenuri plane şi
microdepresiuni cu drenaj slab nu permite scurgerea apei
la suprafaţa solului sau prin sol fapt ce favorizează
stagnarea acesteia în profilul solului.
Materialul parental are textură fină sau mijlocie
este constituit din argile care nu conţin Ca CO3 şi din
depozite loessoide. Vegetaţia naturală sub care s-au
format aceste soluri este reprezentată de specii lemnoase
cum ar fi: Quercus petraea, Quercus fraineto asociate cu
speciile ierboase de Juncus sp. (pipirigul) Carex sp.
(rogozul), Agrostis sp. (iarba câmpului).
279
Stagnarea prelungită (noiembrie – iunie) a apei
determină procese de reducere intensă a compuşilor de
fier şi mangan precum şi descompunerea şi humificarea
materiei organice în condiţii anaerobe. Apa stagnantă din
partea superioară a profilului împiedică primenirea
aerului din sol cu cel atmosferic, astfel că, concentraţia
de CO2 se măreşte atingând niveluri critice; în aceste
condiţii are loc formarea metanului care este foarte toxic
pentru plante. În sezonul uscat (2-3 luni pe an) au loc
procese de oxidare, se formează compuşi ferici de
culoare roşiatică, orizontul p seudogleic căpătând un
aspect marmorat.
Profilul solurilor pseudogleice prezintă
următoarea succesiune a orizonturilor: A0w – A0W – BW
– C. Orizontul “A0w” are o grosime de 10-15 cm,
culoare brună cenuşie cu numeroase pete cenuşii verzui
şi ruginii (6-50%), textură mijlociu - fină sau fină,
structură granulară, poliedrică angulară sau subangulară
şi numeroase pete şi concreţiuni ferimanganice.
Orizontul “A0W” are o grosime de 10-20 cm, culoare
cenuşie cu pete cenuşiu verzui şi ruginii frecvente (>
50%), structură poliedrică şi frecvente concreţiuni
ferimanganice. Orizontul “BW” are o grosime de 70-
100 cm, textură mijlocie - fină sau fină, structură
poliedrică sau prismatică, aspect marmorat cu frecvente
pete de reducere (>50%) şi concreţiuni ferimanganice.
280
Orizontul “C” reprezintă materialul parental pe care s-a
format solul.
Solurile pseudogleice sunt soluri compacte, grele
şi reci cu o textură luto-argiloasă, slab aprovizionate cu
humus (1,2-2%) şi substanţe nutritive, cu reacţie moderat
sau slab acidă (pH 5,5-7), cu valori ale gradului de
saturaţie în baze cprinse între 60 şi 80%, cu regim
aerohidric defectuos. În perioadele ploioase se
înregistrează exces de umiditate, iar în perioadele
secetoase apa se pierde prin evapotranspiraţie în scurt
timp deoarece rezerva de apă înmagazinată în sol este
redusă.
Măsurile de ameliorare a acestor soluri sunt:
lucrările de desecare-drenaj, modelarea în benzi cu
coame, amendarea cu amendamente calcaroase pentru
neutralizarea acidităţii active, fertilizarea organică şi
minerală.
Solurile pseudogleice sunt utilizate pentru păşuni
şi fâneţe naturale cu ierburi care au valoare nutritivă
redusă. Speciile forestiere reprezentate de stejar, cer, plop
aparţin clasei inferioare şi mai rar celei de producţie
mijlocie. După ameliorare, solurile pseudogleice pot fi
cultivate cu cereale, plante de nutreţ, ş.a.
281
CAPITOLUL XVIII
CLASA SOLURILOR
HALOMORFE
Această clasă înglobează solurile care au ca
diagnostic un orizont sa (salic) sau na (natric) şi cuprinde
tipurile solonceac şi soloneţ.
Caractere de salinizare sau chiar salice, precum şi
de alcalizare sau chiar natrice, se întâlnesc şi la alte multe
tipuri de sol, aparţinând altor clase, determinând
separarea de subtipuri salinizate şi/sau alcalizate.
18.1. SOLONCEACURILE Tipul
solonceac se defineşte prin prezenţa unui orizont salic
(sa) situat în primii 20 cm ai profilului.
Răspândire. Solonceacurile, împreună cu
soloneţurle şi celelalte soluri afectate de salinizare şi/sau
alcalizare, se găsesc disiminate într-un areal foarte larg,
întâlnindu-se în porţiunile joase ale Câmpiei Brăilei; în
luncile şi în apropierea râurilor Ialomiţa, Cricovul Sărat,
Călmăţui, Buzău şi Siretul inferior; în jurul lacurilor
sărate Strachina, Fundata, Movila Miresii, Plopul, Ianca,
Balta Albă, Lacul Sărat etc.; în câmpia subcolinară Mizil
- Stîlpu; în lunca şi Delta Dunării; în Câmpia de Vest, pe
282
interfluviile Crişul Repede - Crişul Negru, Crişul Alb -
Mureş şi Mureş - Bega; în Câmpia Moldovei (Jijia -
Bahlui), în lunca Prutului şi Bârladului; pe văile unor
râuri din Câmpia Transilvaniei; pe Valea Carasu
(Dobrogea); în zona litoralului Mării Negre, pe văile cu
deschidere spre mare şi în preajma lagunelor (Razelm,
Babadag, Goloviţa, Smeica, Sinoe, Taşaul, Techirghiol)
etc.
Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de
solificare. Dintre condiţiile de formare, caracteristice
sunt cele care determină acumularea de săruri solubile. În
unele cazuri, prezenţa sărurilor solubile în cantitate mare
se datoreşte materialelor parentale reprezentate prin
depozite salifere (marne, argile, luturi şi nisipuri salifere)
sau rezultate din dezagregarea rocilor compacte salifere
(cum sunt, de exemplu, cele de sare gemă). În astfel de
situaţii, chiar şi în condiţii de climă, umedă, levigarea nu
izbuteşte să îndepărteze total sărurile solubile, parte din
acestea rămânând la suprafaţă sau în partea superioară a
solului. Adesea solonceacurilor evoluate dintr-un început
pe depozite salifere, li se adaugă şi cele formate tot pe
astfel de roci, dar ajunse la zi ulterior, prin procese de
eroziune şi alunecare sau cărate şi depuse pe versanţi, la
poalele acestora, în lunci etc. ori formate sub influenţa
apelor sărate ale izvoarelor de coastă ale scurgerilor de
suprafaţă etc.
283
Salinizarea este determinată şi de apele mării,
lagunelor şi lacurilor sărate, de apele de revărsare sau de
infiltraţie laterală, de depunerea la suprafaţa solului a
pulberilor de săruri aflate în stropii de apă rezultaţi prin
spargerea valurilor şi antrenaţi de către vânt (aşa-numitul
fenomen de impulverizaţie) etc.
Cea mai mare parte a solonceacurilor din ţara
noastră s-au format însă sub influenţa pânzelor freatice
mineralizate (bogate în săruri solubile) şi aflate la
adâncime mică (regim hidric exsudativ). Se formează pe
unităţi joase de relief (câmpii, lunci, terase, crovuri etc.).
Apa din pânzele freatice mineralizate şi aflate la
adâncime mică urcă prin capilaritate până la suprafaţa
solului, aici se evaporă, iar sărurile conţinute se depun.
Pentru ca pânzele freatice să ducă la formarea de
solonceacuri trebuie să depăşească un anumit grad de
mineralizare şi să nu depăşească o anumită adâncime.
Adâncimea maximă de la care apele freatice mineralizate
pot duce la formarea de solonceacuri poartă denumirea
de adâncime critică, iar mineralizarea corespunzătoare se
numeşte mineralizare critică.
În condiţiile ţării noastre, adâncimea critică şi
mineralizarea critică sunt: pentru zona de stepă de 2,5 -
3,5 m şi respectiv 1,5 - 3,0 g/l, pentru zona de silvostepă
de 1,8 - 1,9 m şi respectiv 0,7 - 1,2 g/l, iar pentru zona de
pădure < 1 m şi respectiv 0,5 - 0,8 g/l.
284
Acumularea de săruri solubile, deci formarea de
soluri salinizate sau chiar solonceacuri, se mai poate
datora şi exploatării neraţionale de către om a unor
terenuri, proces cunoscut sub denumirea de sărăturare
sau salinizare secundară. De exemplu, prin irigarea unor
soluri nesărăturate cu ape mineralizate, parte din sărurile
conţinute de acestea se depun şi se acumulează an de an.
În ce priveşte vegetaţia, se găsesc, îndeosebi în
arealul stepei şi silvostepei, dar şi al pădurilor, însă
ocupate cu plante specifice de sărături, cum sunt
Salicornia herbacea, Sueda maritima, Salsola soda,
Arthemisia salina etc., care nu acoperă terenul decât în
parte, frecvent rămânând porţiuni goale denumite popular
chelituri.
Alcătuirea profilului. Solonceacurile tipice au
profile Aosa–AC–C sau Aosa–AGo. Orizontul superior,
deschis la culoare şi gros de 10 - 20 cm, este un orizont
de acumulare slabă a humusului şi puternică a sărurilor
solubile (peste 1 - 1,5 %). Caracterul esenţial de
diagnostic al acestor soluri îl constituie orizontul sa, care
trebuie să fie situat în primii 20 cm ai profilului şi să aibă
cel puţin 10 cm grosime. În continuarea orizontului Aosa
se găseşte, după cum solul se află sau nu sub influenţa
apelor freatice, fie un orizont AGo, fie un orizont AC,
urmat de orizontul C. Dintre neoformaţii, caracteristice
sunt cele de săruri solubile prezente în orizontul superior
sub formă de vinişoare, tubuşoare, pete, pungi sau
285
cuiburi. Dacă solul conţine săruri solubile, înseamnă că
sunt prezenţi şi carbonaţii de calciu şi magneziu şi deci şi
neoformaţii ale acestora (eflorescenţe, pseudomicelii). În
cazul solonceacurilor aflate sub influenţa apelor freatice
se găsesc şi neoformaţii de oxizi şi hidroxizi de fier,
îndeosebi sub formă de pete mai ales la nivelul
orizontului AGo.
Proprietăţi. Solonceacurile au o textură variată, de
la grosieră la fină, de cele mai multe ori mijlocie sau fină.
Sunt nestructurate sau prezintă agregate grăunţoase, slab
dezvoltate, care, în contact cu apa, se desfac, solul
devenind mocirlos. În general, din cauza nestructurării şi
a conţinutului ridicat de săruri solubile (care face ca
presiunea osmotică a soluţiei de sol să fie ridicată), iar
adesea şi datorită gleizării, nu asigură plantelor condiţii
bune în ce priveşte apa şi aerul.
Din punct de vedere al proprietăţilor chimice,
principala caracteristică a solonceacurilor o constituie
prezenţa în orizontul superior a unei cantităţi mari de
săruri solubile, îndeosebi de sodiu şi mai ales sub formă
de cloruri şi sulfaţi. Pentru ca un sol să fie încadrat la
solonceac trebuie să conţină cel puţin 1 % săruri solubile,
dacă tipul de salinizare este cloruric şi cel puţin 1,5 %,
dacă este sulfuric.
Având săruri libere, solonceacurile sunt în
întregime saturate cu cationi bazici (V = 100 %), în
rândul cărora, alături de Ca2+ care predomină (datorită
286
puterii de adsorbţie mai mare, decât a celor de Na+), o
pondere mai însemnată decât la solurile nesalinizate o au
cei de Na+. Reacţia este alcalină, pH=8,3 - 8,5.
Solonceacurile tipice sunt sărace în humus (1 - 2 %,
rezerva este de 60 - 120 t/ha, adică slabă) şi substanţe
nutritive şi foarte puţin active din punct de vedere
microbiologic.
Fertilitate. Datorită, îndeosebi, conţinutului ridicat
de săruri solubile, aceste soluri neameliorate nu pot fi
folosie în cultura plantelor.
Ameliorarea solonceacurilor, în vederea folosirii
pentru cultura plantelor se poate face numai prin
aplicarea unui complex de măsuri speciale: irigări de
spălare, în vederea levigării în adâncime a sărurilor;
amendamente cu gips, fosfogips etc., cu scopul de a
împiedica evoluţia spre soloneţuri, de a normaliza
componenţa cationică şi de a îmbunătăţi proprietăţile
fizice, chimice şi biologice; coborârea nivelului apelor
freatice prin drenaj, pentru a opri reurcarea sărurilor
solubile spre suprafaţă (în cazurile în care solonceacurile
se datoresc prezenţei apelor freatice mineralizate la
adâncime mică).
În afara acestor măsuri speciale, este necesară
aplicarea unei agrotehnici adecvate, încorporarea de
îngrăşăminte organice şi minerale, cultivarea de plante
mai rezistente la salinizare (orez, iarbă de Sudan) etc.
287
18.2. SOLONEŢURILE. Tipul soloneţ se
defineşte prin prezenţa unui orizont na situat în primii 20
cm sau a unui orizont Btna.
Răspândire. Soloneţurile sunt răspândite împreună
cu solonceacurile.
Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de
solificare. Condiţiile generale de relief, rocă, climă şi
vegetaţie sunt identice sau asemănătoare cu ale
solonceacurilor. În ce priveşte condiţiile specifice,
acestea determină alcalizarea solului (îmbogăţirea
complexului coloidal în Na adsorbit şi uneori şi formarea
de carbonat de sodiu).
Soloneţurile se formează, de obicei, fie din
solonceacuri prin desalinizare, fie din soluri supuse
alternativ salinizării şi desalinizării.
Formarea soloneţurilor din soluri supuse alternativ
salinizării şi desalinizării se petrece în condiţii de pânze
freatice puternic mineralizate, dar cu nivel oscilant, ceea
ce face ca, în anumite perioade, să predomine curenţii
ascendenţi de apă (regim hidric exudativ), deci
salinizarea, iar în altele, cei desecendenţi (regim hidric
exudativ în profunzime ), prin urmare desalinizarea.
Desalinizarea solonceacurilor sau salinizarea şi
desalinizarea alternativă a altor soluri determină
manifestarea aşa-numitului proces de alcalizare (sau de
soloneţizare), care constă, în principal, din îmbogăţirea
288
complexului coloidal în sodiu adsorbit, la care se adaugă,
uneori, şi formarea de carbonat de sodiu.
La soloneţuri, în lipsa sărurilor în partea superioară
şi datorită sodiului adsorbit în mare cantitate (peste 15 %
din T), argila nu mai are stabilitate, peptizează şi
migrează pe profil, formând un orizont Btna, care
constituie pentru marea majoritate a soloneţurilor,
orizontul de diagnostic. Prin migrarea din partea
superioară a argilei, uneori, deasupra orizontului Btna se
separă şi un orizont El sau Ea.
Alcalizare, însă mai puţin accentuată decât la
soloneţuri, se întâlneşte şi la multe alte tipuri de sol,
aparţinând altor clase, unde determină separarea de
subtipuri alcalizate.
Datorită condiţiilor nefavorabile, vegetaţia naturală
este foarte slab reprezentată (pajişti cu grad mic de
acoperire şi înrădăcinare superficială, alcătuite din plante
specifice c: Statice gmelini, Arthemisia maritima,
Puccinelia distans, Crypsis aculeata, Petrosimonia
triada etc.
Alcătuirea profilului. Soloneţurile tipice au profil
Ao–Btna–C sau CGo. Orizontul Ao, de obicei, subţire
(de numai câţiva centimetri, dar care, uneori, poate atinge
sau chiar depăşi 20 - 30 cm, are o culoare cenuşie
deschisă.
Orizontul Btna are grosimi de la 30 până la peste
80 cm şi culoarea de la brun până la brun-închisă.
289
În continuarea orizontului Btna, se găseşte, după
cum solul se află sau nu sub influenţa apelor freatice, fie
un orizont CGo (urmat, uneori şi de un Gr a cărui limită
superioară este situată sub 125 cm), fie materialul
parental C.
Dintre neoformaţii se evidenţiază cele rezultate din
acumularea argilei, sub formă de pelicule în Btna şi cele
reziduale, sub formă de particule cuarţoase sau pudră de
silice (pete albicioase) în E (în cazul subtipurilor luvice,
albice şi glosice).
Proprietăţi. În partea superioară, corespunzătoare
orizontului Ao, solul este sărăcit în coloizi şi îmbogăţit
rezidual în particule cuarţoase grosiere, slab
aprovizionate cu humus (1 - 2 %) şi substanţe nutritive,
cu V % sub 100 (până la cca 70 %). Na+ adsorbit sub 5 %
din T, reacţie acidă (pH în jur de 6), nestructurat sau cu
structură grăunţoasă foarte slab formată etc.
Orizontul Btna poate începe de la adâncime foarte
mică, adesea la câţiva centimetri de la suprafaţă. Textura
fină sau mijlocie, cu argilă migrată de sus, structură
columnară (specifică, întâlnită numai la aceste soluri);
capacitate de apă utilă, permeabilitate şi porozitate de
aeraţie cu valori dintre cele mai mici posibile;
compactitate, plasticitate, aderenţă şi rezistenţa la arat
dintre cele mai mari întâlnite, în general, la soluri;
procent ridicat de sodiu adsorbit (V % = 100 %, iar VNa
peste 15 % până la 70 - 80 % din T) şi uneori carbonat de
290
sodiu liber; reacţie puternic alcalină, pH mai mare de 8,5,
uneori peste 9 (asemenea valori mari fiind specifice
numai aceste soluri).
Fertilitate. Soloneţurile au o fertilitate extrem de
redusă, datorită proprietăţilor fizice, chimice şi biologice
nefavorabile. În condiţii naturale sunt ocupate de pajişti
de foarte slabă calitate. În vederea folosirii în cultura
plantelor este necesară aplicarea aceluiaşi complex de
măsuri, ca şi în cazul solonceacurilor.
291
CAPITOLUL XIX
CLASA VERTISOLURI
Această clasă înglobează solurile care au ca orizont
de diagnostic un orizont vertic (y) fiind reprezentată
printr-un singur tip şi anume vertisolul.
19.1. VERTISOLURILE. Tipul vertisol
se defineşte prin orizont vertic de la suprafaţa sau imediat
sub orizontul arat; prezenţa obligatorie a feţelor de
alunecare cel puţin într-un suborizont situat între 25 şi
100 cm.
Răspândire. Se întâlnesc pe suprafeţe dispersate şi
de obicei restrânse, în Subcarpaţi, Piemonturile Vestice,
Câmpia de Vest, Podişul Transilvaniei, Podişul Sucevei,
Câmpia Jijiei, Podişul Getic etc.
Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de
solificare. Dintre condiţiile pedogenetice, caracteristice
sunt cele de material parental cu textură fină (conţinând
peste 30 % particule cu diametrul sub 0,002 mm, frecvent
peste 50 %), reprezentat prin argile, predominant
gonflante (care îşi măresc mult volumul prin umezire. Se
întâlnesc în condiţii de relief premontan de piemont, de
podiş şi de câmpie (de obicei, umedă). Media anuală a
precipitaţiilor de la cca 500 până la 900 mm ; media
292
anuală a temperaturilor de la 8 - 90 C până la 5 - 60 C. În
arealul silvostepei, vegetaţia reprezentată prin păduri de
cvercinee şi de stejar în amestec cu fag (dar, de obicei, pe
suprafeţe acoperite de pajişti).
Specificul solificării în acest caz îl constituie
apariţia şi manifestarea proceselor vertice, datorită
prezenţei în materialul parental sau de sol a unui conţinut
ridicat de argilă (gonflantă).
În perioadele uscate ale anului, datorită contracţiei
puternice a materialului argilos, se formează crăpături
largi de peste 1 cm, care împart masa solului în
fragmente, elemente structurale mari, cu unghiuri şi
muchii ascuţite şi feţe oblice. Prin umezire are loc
gonflarea, adică creşterea apreciabilă a volumului, ceea
ce face ca fragmentele sau elementele structurale
respective să preseze unele asupra altora, să alunece
unele peste altele şi să formeze suprafeţe lustruite sau
chiar să se răstoarne unele peste altele (de aici şi
denumirea de vertisol, verto însemnând întoarcere,
răsturnare). Din cauza gonflării şi contracţiei, a variaţei
presiunii din masa solului şi a posibilităţii de deplasare a
agregatelor, la suprafaţa terenului pot apărea, uneori şi
microdenivelări (succesiune de microdepresiuni şi
micromovile, asemănătoare ca formă şi dimensiune
muşuroaielor, cu denivelări de la câţiva centimetri până
la 1 m), constituind ceea ce se cunoaşte sub numele de
relief de gilgai.
293
Procesul de formare a acestor soluri se
caracterizează şi (funcţie de condiţiile foarte variate de
climă şi vegetaţie în care se întâlnesc) printr-o acumulare
mai mică sau mai mare de humus, de obicei calcic,
printr-o levigare şi debazificare.
Alcătuirea profilului. Vertisolurile tipice din zonele
mai puţin umede au profil Ay-C, iar cele din areale mai
umede , Ay-By-C. Orizontul superior este deci un Ay,
gros de 30 - 50 cm (mai subţire în zonele umede şi mai
gros în cele mai puţin umede), de culoare de la brun la
brun închis sau negricios (nuanţe mai deschise în zonele
umede şi mai închise în cele mai puţin umede). Ay nu
reprezintă un orizont cu caractere de tranziţie între cele
ale unui orizont A şi cele ale unui orizont y, ci este un
orizont aparte, specific numai vertisolurilor.
La vertisolurile din zonele mai puţin umede,
urmează un C, iar la cele din zonele mai umede, mai întâi
un By, gros de 20 - 30 cm până la peste 100 cm, cu
nuanţe brun-închise, brune, brun-gălbui, brun-ruginii.
Ca neoformaţii, în afară de cele biogene obişnuite,
se mai pot întâlni neoformaţii de oxizi şi hidroxizi sub
formă de puncte şi pete (îndeosebi, în prima parte a
profilului) şi uneori, la vertisolurile cu migrare de coloizi
(din zonele mai umede) pelicule de argilă în By.
Proprietăţi. Vertisolurile au pe tot profilul textură
fină. În cazul vertisolurilor din zonele umede, la nivelul
lui By poate exista un plus de argilă (atât faţă de partea
294
superioară a solului, cât şi în comparaţie cu materialul
parental).
Vertisolurile prezintă şi în ce priveşte structura o
situaţie cu totul specifică. Deşi masa solului este
fragmentată în elemente structurale, acestea se datoresc
crăpăturilor şi sunt foarte mari, aşa că solul apare practic
nestructurat, masiv, cu consistenţa mare, ceea ce, de
altfel, constituie o caracteristică deosebită a
vertisolurilor. Restul proprietăţilor fizice, precum şi cele
fizico-mecanice, hidrofizice şi de aeraţie, sunt puţin
favorabile sau chiar nefavorabile.
Conţinutul de humus, de la mijlociu până la slab (3
- 4 % până la 1 - 2 %, iar rezerva totală, 160 până la 60
t/ha). Sunt soluri cu capacitate de schimb cationic mare
(datorită argilozităţii). Cele din zone mai puţin umede
saturate cu baze şi reacţie neutră - slab acidă (V %
aproape 100, pH aproape de 7), iar cele din zone mai
umede, moderat saturate cu baze şi reacţie slab acidă -
acidă V % poate să scadă sub 70, iar pH-ul sub 6);
mijlociu până la slab aprovizionate cu substanţe nutritive
şi cu activitate microbiologică deficitară.
Fertilitate. Vertisolurile, au, în general, o fertilitate
scăzută. Utilizarea lor este foarte variată: în cultura
plantelor de câmp (grâu, porumb, floarea soarelui, trifoi
etc.), ca pajişti de sabă calitate, iar pe alocuri sunt
ocupate cu păduri (îndeosebi,de gârniţă).
295
Dintre măsurile menite să ducă la îmbunătăţirea
regimului aerohidric fac parte: lucrarea energică şi
adâncă a solului, executarea de arături în spinări,
efectuarea lucrărilor în perioadele optime de umiditate,
drenaje etc. În complexul de măsuri recomandate în
vederea ridicării fertilităţii acestor soluri, un rol deosebit
revine aplicării îngrăşămintelor cu fosfor şi azot şi a
gunoiului de grajd. Sunt contraindicate pentru legume,
pomi, vie etc.
CAPITOLUL XX
296
CLASA SOLURILOR ORGANICE
Această clasă include solurile care au ca diagnostic
un orizont turbos - T şi este reprezentată printr-un singur
tip, solul organic.
20.1. SOLURILE TURBOASE. Tipul
sol turbos se defineşte prin orizont T > 50 cm grosime în
primii 100 cm, fără ca stratul mineral situat în primii 25
cm să atingă 20 cm grosime.
Răspândire. Solurile turboase se întâlnesc pe
suprafeţe mici, dar, într-un spaţiu geografic foarte larg: în
Munţii Apuseni, Munţii Sebeşului, Munţii Semenicului,
Munţii Bucegi, în Ceahlău etc.; în depresiunile Oaş,
Maramureş, Dorna, Borsec, Tuşnad, Ciuc, Gheorghieni,
Ţara Bîrsei etc.; în unele sectoare ale câmpiilor joase şi
umede din vestul ţării (mlaştinile Eriului, Crasnei
inferioare, Livadei, Timiş-Bega etc.); în luncile unor
râuri (Oltul făgărăşan, Lozna); în lunca şi Delta Dunării;
în apropierea şi în locul unor foste lacuri şi bălţi etc.
Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de
solificare. Dintre condiţiile de formare, caracteristice
sunt cele de mediu saturat în apă şi vegetaţie specifică
unui astfel de mediu (muşchi, Cyperaceae, Juncaceae şi
alte plante hidrofile).
297
Sub aspectul reliefului, substatului litologic şi al
climei, situaţiile în care se întâlnesc solurile turboase sunt
extrem de variate: munte, deal, podiş, câmpie, depresiuni,
deltă, luncă, terasă, versanţi etc. Materialul iniţial este
constituit din depozite deltaice, mlăştinoase, aluviale, de
terasă, roci dure (magmatice, metamorfice şi
sedimentare) etc.. Precipitaţiile şi temperaturile de la cele
mai scăzute până la cele mai ridicate din câte se întâlnesc
pe teritoriul ţării noastre.
În condiţiile specifice de mediu saturat în apă şi
vegetaţie adaptată unui astfel de mediu, caracteristice în
formarea acestor soluri sunt procesele de turbificare.
Alcătuirea profilului şi proprietăţi. Se consideră că
au profilul format doar dintr-un orizont T, gros de peste
50 cm şi constituit, predominant, din material organic
provenit din muşchi, Cyperaceae, Juncaceae şi alte
plante hidrofile. Dedesubtul orizontului T se găseşte un
orizont Gr, care însă datorită grosimii mari a lui T
(uneori până la 7 - 8 m) nu se încadrează în profilul
solului.
Fiind alcătuite, practic, numai din materie organică,
la aceste soluri nu se poate vorbi de textură şi structură.
Din punct de vedere al stării generale fizice, se
caracterizează printr-un exces foarte mare de apă şi
aeraţie foarte scăzută.
Sunt sărace în humus şi substanţe nutritive. Gradul
de saturaţie cu baze şi pH-ul variază în limite foarte largi,
298
respectiv de la 100 % la 10 % şi de la 8 la 3, în funcţie de
zona în care se găsesc.
Fertilitate. Solurile turboase au o productivitate
foarte redusă şi sunt folosite natural, cu rezultate slabe,
pentru obţinerea de furaje. În cazul în care se găsesc
situate în zone favorabile agriculturii, prin ameliorare pot
fi utilizate în cultura plantelor (cartofi, cânepă, legume,
floarea soarelui, porumb etc.). Dintre măsurile ce se
recomandă fac parte: desecarea şi drenarea; lucrarea
adâncă; aplicarea de îngrăşăminte cu azot, dar mai ales
cu fosfor şi potasiu, de îngrăşăminte pe bază de cupru, de
amendamente calcaroase.
Materialul turbos constituie o importantă sursă de
îngrăşăminte organice, fiind comparabil, în general, cu
gunoiul de grajd.
299
CAPITOLUL XXI
CLASA SOLURILOR
NEEVOLUATE, TRUNCHIATE
SAU DESFUNDATE
Această clasă include trei categorii de soluri şi
anume: soluri neevoluate, soluri trunchiate şi soluri
desfundate.
Solurile neevoluate sunt soluri incomplet
dezvoltate, care, în general, nu au decât un orizont
superior (şi acesta, de obicei, slab conturat), urmat de
roca sau materialul parental şi sunt reprezentate prin
următoarele tipuri: litosol, regosol, psamosol, protosol
aluvial (aluviune), sol aluvial, coluvisol şi protosol
antropic.
Solurile trunchiate sunt soluri care, datorită
eroziunii, au profilul trunchiat, astfel încât, orizonturile
rămase nu permit încadrarea într-un anumit tip de sol şi
sunt reprezentate prin tipul erodisol.
Solurile desfundate sunt soluri care, datorită
desfundării sau altei acţiuni mecanice, au profilul
deranjat astfel încât, nu mai pot fi încadrate într-un
anumit tip de sol şi sunt reprezentate prin tipul de sol
desfundat.
300
21.1. LITOSOLURILE. Tipul litosol se
defineşte prin prezenţa unui orizont A sau O, urmat de un
orizont R (cu excepţia pietrişurilor fluviatile (recente) sau
de un orizont Rrz, a cărui limită superioară este situată în
primii 20 cm dacă orizontul superior este A, respectiv 50
cm dacă orizontul superior este O.
Răspândire. Litosolurile se întâlnesc pe suprafeţe
mici, în regiuni de munte, de deal, podiş şi piemont.
Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de
solificare. Dintre condiţiile pedogenetice, caracteristice
sunt cele de rocă dură, la suprafaţă sau foarte aproape de
suprafaţă, care determină o foarte slabă manifestare a
solificării. Sub aspectul reliefului, litosolurile se
întâlnesc, îndeosebi, în regiuni de munte, dar şi de deal,
podiş şi piemont, pe piscuri, pe coame, pe versanţi, pe
suprafeţe plane, pe frunţi de terase etc.
Rocile parentale sunt reprezentate prin roci
metamorfice şi eruptive acide, calcare, conglomerate,
gresii, pietrişuri calcaroase sau de altă natură etc.
Rocile parentale prezintă, în cazul litosolurilor, o
caracteristică generală şi anume, sunt dure, consolidate
(spre deosebire de regosoluri, care sunt formate pe
materiale afânate sau slab consolidate).
Sub raportul climei şi vegetaţiei, litosolurile se
întâlnesc în condiţii de la cele corespunzătoare arealelor
de pădure până la cele specifice etajului alpin.
301
Solificarea este foarte slabă. Ca urmare, se
formează un profil foarte scurt, roca dură apare în primii
20 cm, iar deasupra acesteia, adesea, pe o grosime numai
de câţiva centimetri (însă minimum 5 cm), humusul,
împreună cu puţin material mineral rezultat prin
dezagregare şi alterare, umple spaţiile dintre fragmentele
de rocă, ducând la separarea unui orizont A. Specificul
acestor soluri îl constituie, aşa după cum arată, de altfel
însăşi denumirea (lithos = piatră, rocă dură), prezenţa
rocii dure, ca atare sau sub formă de fragmente mari, de
la, sau foarte aproape de suprafaţă.
Alcătuire şi proprietăţi. Litosolurile tipice au profil
Ao sau AouR. Orizontul superior, gros, adesea, de câţiva
centimetri (însă minimum 5 cm), dar care, uneori poate
ajunge până aproape 20 cm. Urmează orizontul R
(nerendzinic sau rendzinic), a cărui limită superioară se
află în primii 20 cm (adesea, la numai câţiva centimetri
de suprafaţă). Profilul nu prezintă neoformaţii specifice.
Se caracterizează prin valori dintre cele mai mici
întâlnite, în general, la soluri, în ce priveşte capacitatea
de apă utilă, permeabilitatea, porozitatea de aeraţie etc.
În general, au rezerve mici de humus şi substanţe
nutritive. În ce priveşte gradul de saturaţie cu baze şi
reacţia pot fi de la saturate şi cu reacţie slab alcalină sau
neutră până la intens debazificate şi cu reacţie puternic
acidă.
302
Fertilitate. În mod obişnuit, terenurile cu litosoluri
sunt ocupate de o vegetaţie slab reprezentată (de pajişti,
de arbuşti sau de pădure). Litosolurile din zonele agricole
sunt folosite, uneori, în cultura plantelor (mai ales în
viticultură), însă cu rezultate foarte slabe. Se recomandă
aplicarea de gunoi de grajd, de îngrăşăminte minerale,
îndepărtarea de la suprafaţă a materialului scheletic etc.
21.2. REGOSOLURILE. Tipul regosol se
defineşte prin orizont A urmat de material parental
provenit din roci neconsolidate, menţionat aproape de
suprafaţă prin eroziune geologică sau decopertare.
Răspândire. Se găsesc pe suprafeţe mici, pe unii
versanţi din regiunile de deal, podiş şi piemont, dar şi din
zonele de câmpie şi de munte.
Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de
solificare. Dintre condiţiile pedogenetice, caracteristice
sunt cele de terenuri cu eroziune geologică lentă,
manifestată în timp de ordin geologic etc. Solificarea nu
poate avansa, menţinându-se într-un stadiu incipient.
Sub aspectul reliefului, regosolurile, se întâlnesc,
îndeosebi, în regiuni de podiş, deal, piemont, dar şi de
câmpii şi de munte.
Materialele parentale sunt reprezentate prin
loessuri, depozite loessoide, luturi, nisipuri, argile,
marne, depozite salifere, depozite rezultate din
dezagregarea şi alterarea unor roci metamorfice şi
303
eruptive. Materialele parentale prezintă în cazul
regosolurilor o caracteristică şi anume, sunt afânate,
neconsolidate sau cel mult slab consolidate.
Sub raportul climei şi vegetaţiei, regosolurile se
întâlnesc în condiţii de la cele corespunzătoare arealelor
de stepă până la cele specifice arealelor de etaj alpin.
Solul este incomplet dezvoltat, fără orizonturi de
diagnostic precizate, tânăr. În cazul regosolurilor, care
prin definiţie, sunt soluri tinere, factorul pedogenetic
determinant îl constituie timpul sau vârsta, adică durata şi
intensitatea de manifestare a procesului de solificare.
Alcătuire şi proprietăţi. Regosolurile tipice au
profil de tipul Ao–C. Orizontul Ao poate fi gros de 10 -
40 cm, dar, de obicei, este puţin conturat. Urmează
materialul parental C, constituit din roci afânate până la
cel mult slab consolidate. Profilul nu prezintă neoformaţii
specifice.
Regosolurile sunt nestructurate sau au agregate
grăunţoase sau poliedrice, slab dezvoltate. Restul
proprietăţilor fizice şi fizico-mecanice, variază,
îndeosebi, în funcţie de textură.
Au un conţinut redus de humus (1 - 2 %). În ce
priveşte gradul de saturaţie în baze şi reacţia, pot fi de la
saturate şi cu reacţie slab alcalină până la intens
debazificate şi cu reacţie puternic acidă.
Fertilitate. Terenurile cu regosoluri sunt ocupate de
pajişti de slabă calitate sau de vegetaţie lemnoasă rară.
304
Sunt propice viticulturii şi pomiculturii, adeseori, o bună
parte a plantaţiilor respective se află, de fapt, pe astfel de
soluri (Drăgăşani, Ştefăneşti - Argeş, Câmpulung
Muscel, Miniş etc.). Se impune luarea de măsuri de
prevenire şi combatere a fenomenelor de eroziune şi
alunecare. În vederea ridicării productivităţii lor, necesită
aplicarea de gunoi de grajd şi de îngrăşăminte minerale.
21.3. PSAMOSOLURILE. Tipul psamosol se
defineşte prin prezenţa unui orizont A, urmat de
materialul parental constituit din depozite nisipoase
eoliene de cel puţin 50 cm grosime (cu textură grosieră
sau mijlocie - grosieră, ≤ 12 % argilă).
Denumirea de psamosol îşi are originea în
cuvintele psammos = nisip şi sol, prin urmare sol nisipos.
Răspândire. Psamosolurile se întâlnesc pe suprafeţe
reprezentative în partea de sud a Olteniei (cca 230.000
ha); în Bărăgan, pe partea dreaptă a Călmăţuiului (cca
88.000 lei), a Ialomiţei (cca 55.000 ha) de-a lungul râului
Buzău (cca 3.800 ha, mai ales, în perimetrele Rîmnicelu
şi Suligatu) etc.; în Câmpia Tecuciului (cca 13.000 ha), la
Hanul Conachi, Şerbăneşti, Lieşti, Tecuci, în Câmpia de
Vest (cca 32.000 ha), la Valea lui Mihai, Urziceni etc.
Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de
solificare. Dintre condiţiile pedogenetice, caracteristice
sunt cele de material parental, reprezentat prin depozite
nisipoase sau nisipo-lutoase.
305
Se formează în condiţii de relief jos (câmpii, lunci
etc.), cu aspect vălurit şi în apropierea apelor curgătoare,
lacurilor şi a mării care, de altfel, constituie şi sursele
materialelor nisipoase respective. Climatic,
psamosolurile sunt legate de zone uscate până la umede
(precipitaţii medii anuale de la 400 până la 600 mm), cu
temperaturi ridicate până la moderate (temperaturile
medii anuale de la cca 110 până la 7 - 80 C) şi vânturi cu
frecvenţă şi intensitate mare, ceea ce favorizează
mobilizarea, transportul şi depunerea materialului nisipos
şi determină aspectul geomorfologic caracteristic, vălurit,
de dune. Sub raportul vegetaţiei se întâlnesc, îndeosebi,
în cuprinsul zonei de stepă şi silvostepă, dar şi în arealul
pădurilor, însă sub o vegetaţie rară în componenţa căreia
intră specii caracteristice pentru nisipuri (Tribulus
terrestris, Tragus racemosus, Poligonum arenarium etc.).
Alcătuirea profilului. Psamosolurile tipice prezintă
profil Ao–C, prin urmare, un profil slab diferenţiat.
Orizontul Ao este gros de 10 - 40 cm şi are o culoare
deschisă (brună, brun-cenuşie, brun-deschisă). Urmează
materialul parental C, nisipos sau nisipo-lutos. Profilul nu
conţine neoformaţii specifice.
Proprietăţi. Psamosolurile au textură grosieră
şi/sau mijlociu-grosieră.
Din cauza texturii grosiere, a conţinutului mic de
humus şi a vegetaţiei slab reprezentate, sunt nestructurate
sau au o structură grăunţoasă slab formată. Ca urmare şi
306
restul de proprietăţi fizice, precum şi cele fizico-
mecanice, hidrofizice şi de aeraţie sunt puţin favorabile.
Sunt sărace în humus (cca 1 %, rezervă foarte slabă
≤ 60 t/ha) şi în substanţe nutritive, eubazice până la
mezobazice (V % de la 100 până la cca 60 - 70), slab
alcaline - neutre sau slab acide.
Fertilitate. Psamosolurile sunt slab productive sau
neproductive, supuse obişnuit, deflaţiei (spulberării). Se
recomandă: plantaţii forestiere de protecţie (salcâm, pin
negru, plop negru hibrid etc.), în masiv sau în benzi (între
acestea, terenul fiind folosit agricol); acoperirea terenului
cu un strat de paie, coceni etc., total sau în benzi;
colmatarea cu mâl; aplicarea de preparate chimice, care
formează la suprafaţa terenului o peliculă protectoare şi
contribuie la structurarea solului. Dintre măsurile
propriu-zise de ameliorare se amintesc: irigarea;
încorporarea masivă de gunoi de grajd; aplicarea de
îngrăşăminte cu azot, fosfor şi potasiu; folosirea
îngrăşămintelor verzi. Pot fi folosite cu succes în cultura
viţei de vie, a pomilor (piersic, prun, cais, vişin, nuc), a
plantelor tehnice (tutun, ricin, floarea soarelui, cartof), a
secarei, a leguminoaselor pentru boabe (fasolea, lupinul,
fasoliţa), a plantelor furajere (iarbă de Sudan, porumb
pentru siloz, borceag de toamnă), a legumelor (tomate,
castraveţi, dovlecei, varză, ceapă).
307
21.4. PROTOSOLURILE ALUVIALE
(ALUVIUNILE). Tipul protosol aluvial se
defineşte prin orizont Ao < 20 cm grosime, urmat de
materialul parental constituit din depozite fluviatile,
fluvio-lacustre sau lacustre recente, cu orice textură, de
cel puţin 50 cm grosime. Protosolul aluvial înseamnă sol
aflat într-un stadiu cu totul incipient de dezvoltare
(protos = cel dintâi).
Răspândire. Protosolurile aluviale, împreună cu
solurile aluviale sunt răspândite în lunca Dunării şi Delta
Dunării, în luncile tuturor apelor curgătoare din ţara
noastră (Prut, Siret, Bistriţa, Bîrlad, Jiu, Olt, Argeş,
Prahova, Ialomiţa, Buzău, Rîmnic, Someş, Crişuri,
Tîrnave, Mureş, Timiş, Bega etc.).
Condiţii de formare, geneză. Se formează pe lunci
care sunt unităţi de relief tinere, recente sau actuale,
formate sub influenţa apelor curgătoare.
Luncile s-au format şi deci sunt alcătuite din
depunerile apelor curgătoare, denumite depozite fluviatile
sau aluviale. Depozitele aluviale pot avea orice textură,
de la nisipoasă până la argiloasă.
Prezenţa protosolurilor aluviale (şi a solurilor
aluviale) este legată, nu numai de existenţa depozitelor
fluviatile recente, ci şi de a celor fluviolacustre; acestea
sunt rezultatul acţiunii conjugate a apelor curgătoare şi a
lacurilor fluviale (formate, de exemplu, prin izolarea
meandrelor, cum s-a întâmplat, de pildă în Lunca Dunării
308
, unde se întâlnesc astfel de lacuri: Călăraşi, Greaca,
Nedeia, Potelu etc.). Prezenţa protosolurilor aluviale (şi a
solurilor aluviale) mai este legată şi de existenţa
depozitelor recente (lacustre) datorate lacurilor.
Alcătuire şi proprietăţi. Protosolurile aluviale tipice
au un orizont Ao, slab conturat, subţire, mai mic de 20
cm, adesea stratificat şi apoi materialul parental constituit
din depozite fluviatile, fluviolacustre sau lacustre, recente
(deci profil Ao–C). Nu prezintă neoformaţii specifice.
Protosolurile aluviale sunt nestructurate, dar pot
prezenta în partea superioară masa fragmentată, ca
urmare a proceselor de uscare şi crăpare ce au loc după
retragerea apelor de revărsare.
Protosolurile aluviale au un conţinut mic de humus,
în jur de 1 %. Conţinutul de humus, dar, mai ales, de
substanţe nutritive, depinde, îndeosebi de textură, fiind
mai mic la aluviunile grosiere şi mai mare la cele fine. În
ce priveşte gradul de saturaţie cu baze şi reacţia,
protosolurile aluviale din ţara noastră, conţinând, în
general, carbonat de calciu, sunt saturate şi au recţie slab
alcalină sau neutră.
Fertilitate. Terenurile cu protosoluri aluviale sunt,
de obicei, suprafeţe bune pentru agricultură. Regimul
hidric duce la micşorarea fertilităţii. Prin urmare, prima
măsură ce se impune este îndiguirea, având ca efecte
principale: introducerea în circuitul agricol a unor noi
suprafeţe de teren; apărarea culturilor de influenţă
309
negativă sau catastrofală a inundaţiilor; reglementarea
regimului aerohidric; crearea, în general, a unor condiţii
mai bune pentru creşterea plantelor.
Răspund foarte bine la aplicarea îngrăşămintelor
organice şi minerale (cu azot, fosfor şi uneori, chiar
potasice). Protosolurile aluviale cu reacţie prea acidă au
nevoie şi de amendamente calcaroase.
Sortimentul de culturi ce pot fi cultivate cuprinde
aproape întreaga gamă de culturi specifice condiţiilor din
ţara noastră; porumb, sfeclă de zahăr, floarea soarelui,
cartofi, orez, grâu, plante de nutreţ, legume, viţă de vie,
pomi etc. În mod deosebit, se recomandă cultura
porumbului, a sfeclei de zahăr, a orezului (în zonele cu
condiţii climatice propice acestei culturi).
21.5. SOLURILE ALUVIALE. Tipul
sol aluvial se defineşte prin orizont A > 20 cm grosime,
urmat de material parental constituit din depozite
fluviatile, fluvio-lacustre sau lacustre recente (inclusiv
pietrişuri), cu orice textură.
Răspândire, condiţii de formare, geneză. Solurile
aluviale sunt răspândite împreună cu protosolurile
aluviale. Condiţiile generale de formare sunt cele
specifice luncilor, deltelor, perimetrelor cu lacuri sau
foste lacuri. Spre deosebire de protosolurile aluviale, care
se formează în condiţii de revărsare frecventă a apelor
curgătoare sau a lacurilor, solurile aluviale se întâlnesc în
310
luncile sau în perimetrele cu lacuri sau foste lacuri, ieşite
de sub influenţa revărsărilor sau inundate numai la
intervale mari de timp.
În astfel de situaţii a fost posibilă manifestarea
solificării, a cărei intensitate este, în general, cu atât mai
mare, cu cât timpul scurs de la ultima revărsare este mai
îndelungat. Se creează condiţii pentru instalarea şi
dezvoltarea vegetaţiei şi deci pentru acumularea de
humus şi formarea unui orizont A, dedesubtul căreia,
urmează materialul parental C. Cu timpul, solificarea
avansează, ducând la transformarea solurilor aluviale,
care sunt soluri neevoluate, în soluri evoluate.
Alcătuire şi proprietăţi. Solurile aluviale tipice au
un profil Ao–C. Solurile aluviale au orizont Ao, gros de
peste 20 cm (până la 40 - 50 cm sau chiar mai mult) şi, de
obicei, cu stratificaţii mai puţin evidente. Ca şi la
protosolurile aluviale, urmează materialul parental C,
constituit din depozite fluviatile, fluviuolacustre sau
lacustre, recente, adesea sub formă de strate diferite ca
grosime, textură, compoziţie etc. Profilul nu prezintă
neoformaţii specifice.
Solurile aluviale au o structură glomerulară,
grăunţoasă sau poliedrică, slab până la moderat
dezvoltată. Capacitatea de apă utilă, permeabilitatea,
porozitatea de aeraţie etc., variază în limite largi, în
funcţie, îndeosebi, de textură şi structură.
311
Au un conţinut ceva mai mare de humus, 2 - 3 %.
Sunt saturate cu baze şi au reacţie slab alcalină sau
neutră.
Fertilitate. În cazul solurilor aluviale, fertilitatea
depinde şi de gradul de solifiare şi de orientarea acesteia.
Solificarea, prin latura ei principală, bioacumulativă, se
opune tendinţei de micşorare rapidă a rezervelor de
substanţe nutritive din materialul aluvial. Odată cu
avansarea solificării, deoarece aceasta se orientează în
direcţia formării de soluri corespunzătoare condiţiilor de
solificare generale sau locale respective, fertilitatea
solurilor aluviale variază în acelaşi sens. O evoluţie
nefavorabilă a fertilităţii are loc în cazuri în care
solificarea este orientată în direcţia salinizării, alcalizării,
gleizării etc.
21.6. ERODISOLURILE. Tipul erodisol
se defineşte ca fiind un sol erodat sau decopertat, astfel
încât orizonturile rămase nu permit încadrarea într-un
anumit tip de sol sau material parental adus la zi prin
eroziune accelerată.
Răspândire. Erodisolurile se întâlnesc pe terenurile
intens erodate, mai ales în zonele de deal, podiş şi
piemont: în Subcarpaţi (îndeosebi în sectoarele Trotuş-
Dîmboviţa şi Olt-Motru), în Piemonturile vestice
(îndeosebi în bazinul Timişului şi al Crişului Repede), în
Piemontul sau Podişul Getic, în Podişul Mehedinţi, în
312
Podişul Transilvaniei (îndeosebi în Podişul Tîrnavelor şi
Podişul Someşan), în Podişul Moldovei (îndeosebi
Podişul Bîrladului, în platforma Covurluiului, în
Depresiunea Jijiei), în Podişul Dobrogei (îndeosebi în
nord-vestul acestuia) etc.
Geneză. Erodisolurile sunt rezultatul manifestării
intense a procesului de eroziune, care constă în
îndepărtarea materialului de sol prin acţiunea apei şi a
vântului.
Tipul erodisol include numai solurile intens
erodate, a căror profil a fost trunchiat, astfel încât
orizonturile rămase nu mai permit încadrarea într-un
anumit tip de sol.
Erodisoluri rezultă datorită fenomenelor de
alunecare (deplasare de teren,, tot sub acţiunea apei),
precum şi ca urmare a decopertării (îndepărtarea
materialului de sol pentru exploatarea subsolului, în
vederea nivelării terenurilor etc.).
Alcătuire şi proprietăţi. Erodisolurile au profile
foarte variate, în funcţie de solul de origine şi intensitatea
eroziunii sau a decopertării. Dacă prin eroziune sau
decopertare s-a ajuns la materialul parental C, profilul are
doar orizont C, iar dacă terenul respectiv a fost lucrat şi
cultivat în partea superioară, pe o adâncime de cca 20
cm, se conturează un orizont Ap (p de la plug, deci un
orizont A rezultat prin lucrare şi cultivare), urmat de
orizontul C (prin urmare profilul Ap–C).
313
Erodisolurile pot avea întreaga gamă de texturi
întâlnite în general la soluri, de la nisipoasă până la
argiloasă, în funcţie de aceea solului de origine, a
orizontului ajuns la suprafaţă etc. Sunt nestructurate sau
au structura orizontului ajuns la suprafaţă.
Sunt lipsite sau au un conţinut mic de humus, slab
aprovizionate cu substanţe nutritive, debazificate şi acide
până la saturate şi cu reacţie alcalină, cu activitate
microbiologică extrem de redusă etc.
Fertilitate. Erodisolurile sunt neproductive sau slab
productive. În vederea regenerării şi a ameliorării, se
recomandă: împăduriri, înierbări, amenajări de valuri de
pământ şi canale, terasări, lucrări pe curbe de nivel,
îngrăşăminte organice şi chimice, diverse amenajări. Pot
fi folosite ca pajişti, pentru cultura pomilor, viţei de vie, a
plantelor de câmp neprăşitoare (deci, îndeosebi păioase),
a plantelor furajere etc.
21.7. COLUVISOLURILE. Tipul
coluvisol se defineşte prin material coluvial nehumifer
acumulat la baza versanţilor sau pe versanţi, într-un strat
de peste 50 cm grosime cu sau fără orizont A.
Răspândire, condiţii de formare, geneză. Se
întâlnesc pe suprafeţe mici, pe versanţi sau la baza
acestora, mai ales în zonele de deal, podiş şi piemont.
Condiţiile pedogenetice, caracteristice sunt cele
legate de prezenţa de material coluvial nehumifer, depus
314
la baza versanţilor sau pe versanţi, într-un strat de peste
50 cm grosime.
Materialele coluviale nehumifere respective, sunt
foarte diferite în ce priveşte textura, compoziţia etc., dar
prezintă şi o caracteristică generală şi anume, deşi, de
obicei, au mai fost supuse solificării, în stare remaniată
(retransportate şi redepuse) în care participă la formarea
coluvisolurilor, contează ca depozite recente sau actuale.
Sub raportul climei şi vegetaţiei, coluvisolurile se
întâlnesc în condiţii de la cele corespunzătoare zonei de
stepă până la cele specifice arealelor montane.
Alcătuire şi proprietăţi. Coluvisolurile tipice au
profil Ao–C sau doar un orizont C. Orizontul Ao este de
culoare deschisă şi are grosimi, de obicei, de 20 - 30 cm.
Dedesubtul orizontului Ao se găseşte orizontul C sau
acesta se află chiar de la suprafaţă. Profilul nu prezintă
neoformaţii caracteristice.
Coluvisolurile au o textură nediferenţiată, de
obicei, mijlocie, mijlocie-fină sau fină şi sunt
nestructurate sau prezintă agregate grăunţoase,
glomerulare sau poliedrice slab dezvoltate.
Sunt lipsite de humus sau conţin cantităţi mici (1 -
2 %) şi slab aprovizionate cu substanţe nutritive. Sub
aspectul gradului de saturaţie cu baze şi reacţia, pot fi de
la saturate şi cu reacţie alcalină până la debazificate şi cu
reacţie acidă (în funcţie de natura materialului coluvial,
de zona climatică şi de vegetaţie etc.).
315
Fertilitate. Coluvisolurile prezintă, în general, o
fertilitate relativ scăzută. În funcţie de zona în care se
află, sunt ocupate de pajişti, culturi de câmp, pomi vie. În
vederea îmbunătăţirii se recomandă încorporarea de
îngrăşăminte organice şi minerale, în cantităţi mari.
21.8. SOLURILE DESFUNDATE. Solul desfundat se defineşte prin aceea că prezintă profil
deranjat "în situ" (în loc, pe loc) pe cel puţin 50 cm, prin
desfundare sau altă acţiune mecanică, astfel încât pe
adâncimea mai sus-menţionată, orizonturile de diagnostic
apar intens deranjate şi amestecate sau numai ca
fragmente, nepermiţând încadrarea într-un anumit tip.
Răspândire, condiţii de formare, geneză. Solurile
desfundate sunt răspândite, îndeosebi în arealele viticole
şi pomicole din ţara noastră. Prin desfundare, care se face
de obicei, pe adâncimi de 60 - 100 cm, se produce
deranjarea succesiunii naturale a orizonturilor,
amestecarea acestora, adică, de fapt, distrugerea
profilului natural de sol.
Alcătuire şi proprietăţi. Solurile desfundate, pe
adâncimea pe care s-a efectuat această operaţie au
profilul deranjat, încât orizonturile de diagnostic ale
solurilor de origine nu pot identificate decât cel mult ca
fragmente. Toate prezintă însă un strat desfundat de cel
puţin 50 cm, care a fost denumit, convenţional, orizont
desfundat şi notat cu D.
316
Orizontul D se defineşte ca fiind un orizont
mineral, gros de cel puţin 50 cm, rezultat prin amestecul
unui sau mai multor orizonturi deranjate "în situ" prin
desfundare sau altă acţiune mecanică, în cuprinsul căruia
orizonturile diagnostice nu pot fi identificate sau apar
numai ca fragmente şi care este situat deasupra unor
orizonturi diagnostice sau a materialului parental al
profilului de sol ce a fost deranjat.
Alcătuire şi proprietăţi. Ca subtip tipic, solul
desfundat are un profil Do–C. Aceste prezintă deci un
orizont D, deschis la culoare (de unde şi notarea cu Do;
D = orizont desfundat; o = de la ocric), urmat de un
orizont C (materialul parental nederanjat), adică sol
rezultat din desfundarea unui sol cu profil Ao–C.
Proprietăţile solurile desfundate sunt foarte variate,
în funcţie de solurile şi orizonturile de origine. Aşa, de
exemplu, conţinutul în diferite fracţiuni granulometrice
(nisip, praf, argilă), în humus, în substanţe nutritive,
valorile V %, pH etc. apar ca medii ponderate ale
valorilor caracteristice orizonturilor amestecate ale
tipurilor şi subtipurilor respective.
Fertilitate. Solurile desfundate au o fertilitate foarte
diferită, în funcţie de aceea a solurilor de origine. Pentru
aprecierea condiţiilor şi stabilirea măsurilor de exploatare
raţională este necesar să se pornească, pe baza cercetării
speciale a solurilor desfundate, care, practic, nu se mai
aseamănă cu cele din cele din care au provenit.
317
21.9. PROTOSOLURILE
ANTROPICE. Tipul protosol antropic de defineşte
ca fiind un sol alcătuit din diferite materiale acumulate
sau rezultate în urma unor activităţi umane (inclusiv
materiale de sol transportate), având o grosime de cel
puţin 50 cm (20 cm în cazul depunerii pe litosol, R sau
Rrz); fără orizonturi diagnostice sau cel mult cu
fragmente din acestea pe adâncimea mai sus-menţionată
(în cazul materialelor de sol transportate).
Răspândire, geneză. Se întâlnesc pe terenurile pe
care au fost depuse diferite materiale rezultate în urma
unor activităţi umane, ca de exemplu, reziduuri
industriale de la diferite fabrici (de ciment, de ceramică,
de îngrăşăminte, de produse alimentare etc.) şi de la
diferite combinate (chimice, petrochimice, siderurgice,
miniere etc.); material de steril de la exploatările miniere,
material de sol sau de rocă, provenit de la executarea de
şanţuri, canale, fundaţii, şosele, căi ferate, nivelări de
terenuri, terasări etc., materiale provenite de la
construcţii, reziduuri sau resturi menajere etc.
Alcătuire şi proprietăţi. Protosolurile antropice sunt
alcătuite deci, din materiale foarte variate, rezultate în
urma unor activităţi umane, într-un stras gros de cel puţin
50 cm.
Se menţionează că, orizonturile de diagnostic
folosite în definirea subtipului de protosol antropic nu
318
trebuie considerate ca orizonturi pedogenetice, aşa cum
au fost definite pentru celelalte tipuri, ci reprezintă, de
fapt, material parental transportat şi depus, în care apar
fragmentar, parte din orizonturile diagnostice respective.
Protosolurile antropice au proprietăţi extrem de
variate, în funcţie de natura materialelor depuse, de
grosimea acestora, de stadiul lor de transformare etc.
Fertilitate. Protosolurile antropice sunt de la
nefertile până la fertile, nefolosite în agricultură sau luate
în cultură (plante de câmp, furajere, pomi, vie, legume
etc.).
Îmbunătăţirea sau punerea în valoare a
protosolurilor antropice se poate face prin metode variate
şi complexe, cuprinzând întregul ansamblu de măsuri
folosite, în general, la soluri.
319
BIBLIOGRAFIE
1. AVARVAREI I., DAVIDESCU VELICICA,
MOCANU R., GOIAN , CARAMETE C., RUSU
M, 1997 - Agrochimie, Ed.Sitech, Craiova.
2. AVARVAREI TEONA 1999 - Agricultură generală
vol.I, Ed.Ion Ionescu de la Brad Iaşi.
3. BARBU N., 1987 - Geografia solurilor României.
Centrul de Multiplicare Univ. “Al. I. Cuza” Iaşi.
4. BUCUR N., LIXANDRU GH., 1997 - Principii
fundamentaler de Ştiinţa solului. Edit. Dosoftei, Iaşi.
5. BUNESCU I.V., 1980 - Curs de Pedologie.
I.A.Dr.Petru Groza - Cluj Napoca
6. CANARACHE A., 1990 - Fizica solurilor agricole,
Ed.Ceres, Bucureşti.
7. CÂRSTEA S, 1999 - Legea protecţiei, ameliorării şi
utilizării durabile a solurilor - o cerinţă urgentă în
România.
8. CHIRIŢĂ C., 1955 - Pedologie generală, Ed.Agro-
Silvică de stat.
9. CONEA ANA, VINTILĂ IRINA, CANARACHE
A.,1977 - Dicţionar de ştiinţa solului, Ed.Şt. şi
enciclopedică, Bucureşti.
320
10. CRĂCIUN C., 2000 - Mineralele argiloase din sol.
Implicaţii în agricultură. Ed.G.N.P.Minischool.
11. FLOREA N., 1983 - Profil pedogenetic şi profil
pedoecologic, rev. St. s. nr. 2, SNRSS, Bucureşti.
12. FLOREA N., 1993 - Pedogeografie cu noţiuni de
pedologie Sibiu.
13. LĂCĂTUŞU R., 2000 - Mineralogia şi chimia
solului, Ed.”Univ. Al. I. Cuza”, Iaşi.
14. LIXANDRU GH., ş.a., 1990 - Agrochimie, Ed.
Didactică şi Pedagogică, Bucureşti.
15. LUPAŞCU GH., 1998 - Geografia solurilor cu
elemente de pedologie generală, Ed. Univ. “Al. I.
Cuza”, Iaşi.
16. MICLĂUŞ V., 1991, - Pedologie Ameliorativă şi
Protecţia mediului. Ed.Dacia, Cluj.
17. MOŢOC M., CÂRSTEA C., 1999 - Contribuţii la
elaborarea unei abordări sistemice privind protecţia şi
ameliorarea solului, rev. Şt. s. nr. 1, vol. XXXIII,
SNRSS, Bucureşti.
18. MUNTEANU I., 1999 - Raţionalitatea ştiinţei solului
(Adevăr şi neadevăr ştiinţa solului) rev.Şt.s. nr.1,
vol.XXXIII, S.N.R.S.S. Bucureşti.
19. MUNTEANU I., DUMITRU M., 1998 -
Recomandări privind reconstrucţia ecologică a
solurilor afectate de diferite procese.
Monitoringul stării de calitate a solurilor din
România. vol.II, Bucureşti.
321
20. NYLE C. BRADY; RAY R. WEIL, 1996 - The
nature and proprieties of soils. New Jersey 07458
21. PĂUNESCU C., 1975 - Soluri forestiere,
Ed.Academiei.
22. PARICHI MIHAI, 1999 - Pedogeografie cu noţiuni
de Pedologie Edit. Fundaţiei “România de mâine”.
23. ROGOBETE GH., ŢĂRĂU DORIN, 1997 -
Solurile şi ameliorarea lor, Ed.Marinescu Timişoara.
24. STOICA ELENA, RĂUŢĂ C., FLOREA N., 1986
- Metode de analiză chimică a solului. Red.
Propaganda Tehnică agricolă,Bucureşti.
25. TEŞU C., 1992 - Pedologie generală, I.A.Iaşi.
26. TEŞU C., 1994 - Pedologie fascicola I + II,
U.A.M.V.Iaşi.
27. TEŞU C., AVARVAREI I., 1990 - Lucrări practice
Pedologie, I.A.Iaşi.
