GEOGRAFIA SOLURILOR 1.NOŢIUNI INTRODUCTIVE Denumirea de Pedologie provine din limba greacă, de la pedon = sol, ogor, suport şi logos = vorbire (ştiinţă), altfel spus Ştiinţa solului. Pedologia reprezintă ştiinţa care se ocupă cu studiul solului. Ştiinţa solului analizează următoarele aspecte legate de sol: Constituenţii Organizarea şi relaţiile dintre constituenţi Originea şi evoluţia solului Dinamica actuală a proceselor din sol în raport cu factorii de mediu Proprietăţile şi funcţiile solului Utilizarea solurilor Pedologia are un caracter complex generat de complexitatea formării solului şi este în acelaşi timp o ştiinţă de graniţă (interdisciplinară):
Transcript
GEOGRAFIA SOLURILOR
1.NOŢIUNI INTRODUCTIVE
Denumirea de Pedologie provine din limba greacă, de la pedon = sol, ogor, suport şi logos = vorbire (ştiinţă), altfel spus Ştiinţa solului.
Pedologia reprezintă ştiinţa care se ocupă cu studiul solului.
Ştiinţa solului analizează următoarele aspecte legate de sol: Constituenţii Organizarea şi relaţiile dintre constituenţi Originea şi evoluţia solului Dinamica actuală a proceselor din sol în raport cu factorii de mediu Proprietăţile şi funcţiile solului Utilizarea solurilor Pedologia are un caracter complex generat de complexitatea formării
solului şi este în acelaşi timp o ştiinţă de graniţă (interdisciplinară):
Pedogeografia sau Geografia solurilor reprezintă o ramură a Pedologiei dar şi a Geografiei.
Geografia solurilor reprezintă ştiinţa care se ocupă cu studierea caracteristicilor, genezei şi distribuţiei solurilor, cât şi cu relaţiile solului cu factorii de mediu şi cu protecţia acestuia.
Importanţa celor două ştiinţe a crescut şi mai mult în ultimul timp, datorită presiunii umane crescânde şi utilizării neraţionale a resurselor de sol.
În acest sens, actualmente omenirea se află în faţa următoarei provocări: “Cum să asigure necesarul de alimente, fără a se distruge resursele de sol”.
SCURT ISTORIC
Primele idei referitoare la sol au apărut la vechii greci, Aristotel considerându-l unul dintre cele 4 elemente componente ale Universului, alături de aer, apă şi foc. El dădea şi unele însuşiri ale pământului spunând că poate fi cald sau rece, umed sau uscat, greu sau uşor, tare sau moale.
De asemenea, Teofrast (371-286 î.Hr.) îl numeşte edafos pentru a putea fi deosebit de Pământ ca planetă.
Informaţii despre anumite însuşiri ale solului avem şi de la romanii Cato, Varro, Columella şi Plinius.
În perioada Evului Mediu, singurele referiri la sol se găsesc în scrierile arabe. Precursorii Pedologiei ca ştiinţă au fost F.A. Fallou şi F.V. Richthofen,
primul propunând şi denumirea de pedologie. Întemeietorul pedologiei ca ştiinţă este rusul V.V. Dokuceaev, care în anul
1883 a publicat lucrarea “Cernoziomul rusesc”, în care pune bazele pedologiei.
Un moment important îl reprezintă anul 1924 în care este întemeiată Societatea Internaţională de Ştiinţa Solului.
Contribuţii importante în dezvoltarea pedologiei au avut şi au FAO (Organizaţia Naţiunilor Unite pentru Agricultură şi Alimentaţie) cu sediul la Roma şi ISRIC ( Centrul internaţional de informare şi referinţe despre sol) cu sediul la Wageningen în Olanda.
În Romănia, primele informaţii despre sol apar în lucrările lui Ion Ionescu de la Brad şi Matei Drăghiceanu.
Un rol important l-a jucat înfiinţarea în anul 1906 a Secţiei agrogeologice în cadrul Institutului Geologic, condusă de către Gheorghe Munteanu Murgoci (1872-1925) fondatorul pedologiei româneşti.
Actul de naştere al pedologiei în România a fost în anul 1911, când Gheorghe Munteanu Murgoci împreună cu colaboratorii săi Emil Protopopescu Pache şi Petre Enculescu publică o hartă şi o caracterizare a solurilor zonale din România.
Un alt moment important îl constituie anul 1970 când ia fiinţă Institutul de Cercetări pentru Pedologie şi Agrochimie din Bucureşti.
DEFINIŢIA SOLULUI
Solul reprezintă în primul rand mediul de dezvoltare al plantelor şi resursa de bază pentru viaţa animalelor şi oamenilor.
Concepţiile referitoare la sol au evoluat în timp de la uscatul ferm pentru omul primitive, la support pentru plante odată cu apariţia agriculturii.
Şcoala agrogeologică considera solul ca fiind numai produsul de alterare a rocilor de la suprafaţa scoarţei.
Şcoala agronomică şi cea agrochimică considerau că solul este numai un mediu poros care asigură apa aerul şi elementele nutritive necesare plantelor.
În anul 1883, V.V. Dokuceaev introduce conceptual de corp natural în legătură cu solul, care s-a format în timp sub acţiunea factorilor pedogenetici, este diferenţiat în orizonturi, se află în stare afânată, cu adâncime variabilă şi care diferă de roca de dedesubt prin aspect, compoziţie şi proprietăţi.
Concepţia sistemică consideră că :Solul este un sistem
• Sistem structural – este un mediu organizat şi structurat, constituenţii aflându-se într-o strânsă interdependenţă atât pe verticală cât şi pe orizontală
• Natural – format sub influenţa factorilor naturali• Complex – produs al interacţiunii a 7 factori• Polifazic – dezvoltat în timp în mai multe faze• Deschis – realizează schimburi cu celelalte geosfere şi este într-o continuă
Solul reprezintă un sistem natural complex, polidispers, eterogen şi poros, situat la suprafaţa scoarţei terestre, rezultat prin interacţiunea acesteia cu aerul, apa şi organismele vii.
Polidispers – deoarece faza lui solidă se află în diferite grade de diapersie:• dispersii moleculare sau ionice (sărurile)• dispersii coloidale (argila, humusul, hidroxizii)• dispersii grosiere sau suspensii (praful, nisipul)
Eterogen – deoarece este alcătuit din 3 faze (solidă, lichidă, gazoasă)
Denumirea de sol provine din limba latină de la solum = suport, bază, ceea ce indică rolul de suport pentru organismele vii şi spaţiu de interferenţă a lumii organice cu cea minerală.
În limba ebraică solul este numit adâmah, de aici provenind şi numele primului om Adam, care conform Bibliei a fost plămădit din lut.
În limba japoneză, pictograma pentru sol are forma unei plante înrădăcinate.
2. COMPONENŢII SOLULUI
Solurile sunt alcătuite din patru grupe de constituenţi: materia minerală, materia organică, apă şi aer.
Faza solidă deţine 50% din volumul solului, 39% componentul mineral şi 11% componentul organic.
Faza lichidă împreună cu cea gazoasă deţin la rândul lor 50% din volumul solului, între 15-35% fiecare, în funcţie de umiditatea solului.
PARTEA SOLIDĂ
Include componentul mineral şi pe cel organic, care împreună deţin 50% din volumul solului.
Componentul mineral este dominant în cea mai mare parte a solurilor, cu excepţia celor organice.
Curs3. COPONENTUL MINERAL
COMPONENTUL MINERAL
Rocile parentale Agenţi şi procese Alcătuire Scoarţele de alterare
ROCILE PARENTALE
Componentul mineral provine din rocile scoarţei, pe seama cărora s-au format solurile, numite roci parentale.
Rocile influenţează procesele de alterare prin structura petrografică (dezagregarea) şi compoziţia mineralogică (alterarea chimică).
Rocile se clasifică după modul de formare în:
Magmatice Metamorfice
COMPONENTII SOLULUI
FAZA SOLIDA
FAZA LICHIDA SI GAZOASA
FAZA SOLIDACOMPONENTUL MINERAL
COMPONENTUL ORGANIC
39%
11%
FAZA LICHIDA SI GAZOASA
FAZA LICHIDA SI GAZOASA
FAZA SOLIDACOMPONENTUL LICHID
COMPONENTUL GAZOS
15%
35%
FAZA LICHIDA SI GAZOASA
FAZA SOLIDA
COMPONENTUL GAZOS
COMPONENTUL LICHID
15%
35%
Sedimentare
Rocile magmatice
Provin din magma lichidă, prin consolidarea acesteia la suprafaţă, fie prin cristalizare (răcire lentă), fie prin vitrificare (răcire rapidă în contact cu apa, gheaţa, roci umede şi reci).
Cele formate prin cristalizare sunt: granit, granodiorit, sienit, gabbrou, diorite, andezit, basalt, riolit, dacit, trahit.
Prin vitrificare se formează sticla vulcanică.Mai pot exista şi roci piroclastice, tufurile vulcanice formate din aglomerate
vulcanice rezultate în urma exploziei vulcanice.Rocile magmatice constituie roci parentale numai în regiunile vulcanice.
Rocile metamorfice
Reprezintă roci solide care au suferit o transformare naturală completă la temperaturi de peste 2000 C.
După origine se clasifică în: Detritice – acumularea fragmentelor rezultate din dezagregarea rocilor
magmatice, metamorfice, sedimentare. Organogene (biogene) – formate de către organismele vegetale şi animale:
cărbunii de pământ, calcarele organogene. De precipitare chimică – formate prin psubstanţelor solubilizate în apă:
carbonaţii, sulfaţii, halogenurile.Clasificarea după structură şi compoziţia mineralogică: Roci epiclastice
rudite (> 2 mm): mobile (pietriă, grohotiş), cimentate (conglomerate, brecii) arenite (0,2-2 mm): mobile (nisipuri), cimentate (gresii) siltite (<0,2 mm): mobile (praf), cimentate (loess)
Roci argiloase – formate predominant din minerale argiloase: argile, şisturi argiloase, mâluri argiloase Roci carbonatice – alcătuite dominant din carbonaţi: calcare, dolomite Roci argilo-carbonatice: marne Roci halogenurice: halit, silvină Roci sulfatice: gips, anhidrit Roci silicioase – formate predominant din cuarţ, calcedonie sau opal: diatomite, jaspuri Roci allitice şi ferallitice: alcătuite dominant din oxizi sau hidroxizi de fier şi aluminiu: laterite, bauxite
Din punct de vedere pedologic este importantă şi clasificarea rocilor după conţinutul în silice:
Roci acide – conţin cuarţ: granite, riolite, granodiorite, dacite, gnaise, micaşisturi, filite Roci bazice – conţin fie olivine, fie silicaţi şi carbonaţi: gabrouri, bazalt, amfibolite, şisturi verzi, marne Roci neutre – sunt formate predominant din feldspaţi: diorit, sienit, andezit, trahit, rocile argiloase Roci ultrabazice – conţin multă olivină sau carbonaţi: peridotit, calcar, marmoră, dolomite
AGENŢI ŞI PROCESE
Agenţii care determină alterarea rocilor şi formarea componentului mineral sunt apa, aerul şi vieţuitoarele.
Procesele prin intermediul cărora se formează componentul mineral sunt alterarea fizică (dezagregarea) şi alterarea chimică.
Dezagregarea
Reprezintă procesul fizico-mecanic prin care rocile coezive sunt fragmentate în părţi mai mici, fără a fi afectată compoziţia mineralogică a acestora.
Tipuri de dezagregare:
Datorită variaţiilor de temperatură (termică)
Se produce în regiunile de deşert şi montane înalte, în care amplitudinea termică diurnă este mare (temperatura rocii ajunge ziua la 550 C şi coboară noaptea la 00 C).
În România ea se produce până la 30 cm adâncime în regiunea carpatică, unde determină apariţia câmpurilor de blocuri sau pietre.
Mecanismul dezagregării termice este următorul: în timpul zilei, partea exterioară a rocii se dilată mai mult decât miezul ceea ce crează tensiuni care conduc la apariţia fisurilor. Acelaşi proces se petrece noaptea când partea exterioară a rocii se contractă mai mult decât miezul. Aceste tensiuni repetate conduc la sfărâmarea rocii în fragmente mai mici care vor fi supuse aceluiaşi proces.
Cauze: reaua conductibilitate calorică a rocilor, conductibilitatea calorică, coeficientul de dilatare volumetrică, căldura specifică şi culoarea diferită a mineralelor.
În acest sens, cu cât roca este alcătuită din mai multe minerale cu atât dezagregarea va fi mai rapidă.
Datorită îngheţului şi dezgheţului repetat (gelivaţie, gelifracţie)
Se datorează tot variaţiilor de temperatură, dar în jurul punctului de îngheţ al apei (00 C) în regiunile umede, de tundră, munţi înalţi sau în cea temperată iarna.
Mecanismul de producere este următorul: apa pătrunde în fisurile preexistente ale rocilor şi la producerea temperaturilor negative îngheaţă mărindu-şi volumul (9%) şi exercitând presiuni laterale (2000-6000 kg/cm2) asupra pereţilor fisurilor determinând sfărâmarea rocilor.
Intensitatea dezagregării depinde de tăria şi frecvenţa îngheţului şi de natura rocilor, cele compacte fiind mai mult afectate decât cele afânate.
Acest tip de dezagregare se manifestă până la 100-200 cm adâncime, determinând apariţia câmpurilor de blocuri.
DEZAGREGAREA PRIN ÎNGHEŢ-DEZGHEŢ(IMAGINI CURS PowerPoint)
Datorită precipitării sărurilor din soluţii
Se produce în regiunile aride acolo unde există săruri în soluţie care pătrund în fisurile existente în roci şi datorită pierderii apei prin evaporare precipită sub formă de cristale care presează asupra pereţilor fisurilor determinând sfărâmarea rocilor.
Datorită acţiunii vieţuitoarelor (biomecanică)
Deşi se desfăşoară pe areale geografice extinse este mai redusă ca intensitate comparative cu celelalte tipuri de dezagregare.
Se datorează acţiunii rădăcinilor plantelor lemnoase dezvoltate în regiuni cu relief fragmentat şi cu versanţi înclinaţi. Astfel, plantele îşi înfig rădăcinile în orice mică fisură pe care apoi o lărgesc datorită creşterii rădăcinilor în grosime şi lungime (30-100 kg/cm2) şi sfarmă roca, efectul producându-se pe adâncimi mai mari decât în celelalte cazuri.
Animalele şi omul exercită o influenţă indirectă, uşurând pătrunderea aerului şi apei prin intermediul galeriilor, carierelor, exploatărilor miniere.
Dezagregarea biomecanică prin faptul că uşurează pătrunderea aerului şi apei amplifică acţiunea celorlalte tipuri.
(IMAGINI IN PowerPoint)
Datorită acţiunii apelor curgătoare, zăpezii sau gheţarilor
Apele curgătoare dislocă şi mărunţesc prin izbire, frecare şi rostogolire fragmentele de rocă, în special în cursul lor superior unde viteza de scurgere este mare.
Zăpezile îşi manifestă influenţa în regiunile montane, unde în timpul avalanşelor sunt desprinse şi apoi mărunţite prin izbire, frecare şi rostogolire blocuri de rocă.
Gheţarii în timpul deplasării lor pe valea glaciară, desprind şi mărunţesc în timpul transportului rocile, pe care le depun sub formă de formaţiuni morenaice.Imagini curs PowerPoint
Datorită acţiunii vântului
Este frecventă în regiunile aride şi montane cu covor vegetal sărac, acolo unde vântul desprinde prin coraziune fragmente de rocă şi apoi le mărunţeşte în timpul transportului (târâre, rostogolire, izbire).
De asemenea, vântul transportă şi fragmente de rocă rezultate prin alte tipuri de dezagregare, pe care le sfarmă.
Datorită forţei gravitaţionale
Se manifestă în regiunile fragmentate şi cu versanţi înclinaţi, acolo unde, fragmentele de rocă se desprind sub influenţa gravitaţiei şi în timpul rostogolirii se sfarmă (frecare, izbire).
Consecinţele dezagregării
Cea mai importantă este aceea că pregăteşte şi intensifică alterarea chimică prin mărirea suprafeţei de contact a fragmentelor de rocă cu agenţii alterării apa şi aerul.
Materialul mineral rezultat în urma dezagregării reprezintă un strat afânat şi permeabil (strat de dezagregare) care reprezintă prima fază a formării solurilor.Imagini curs PowerPoint
ALTERAREA CHIMICĂ
Procese influenţate de apă
Hidratarea
Reprezintă un proces fizico-chimic prin intermediul căruia, apa este atrasă la suprafaţa particulelor minerale sau pătrunde în reţeaua cristalină a acestora.
Hidratarea fizică implică atragerea moleculelor de apă la suprafaţa particulelor rezultate prin dezagregare. Apa îmbracă aceste particule sub forma unui strat foarte subţire numit film sau peliculă de apă adsorbită şi este denumită apă legată fizic sau apă peliculară.
Hidratarea fizică reprezintă cea mai slabă reacţie între apă şi particulele minerale şi nu implică schimbarea compoziţiei chimice a acestora.
Hidratarea chimică implică pătrunderea apei în reţeaua cristalină a mineralelor şi implicit schimbarea compoziţiei chimice a acestora.anhidrit (mineral anhidru, CaSO4) + 2H2O = gips (mineral hidratat, CaSO4 . 2H2O)
Din cauză că apa pătrunsă în reţeaua cristalină a mineralului rămâne în stare moleculară (H2O), ea poate fi pierdută prin evaporare trecându-se din nou la anhidrit. Acest proces contrar celui de hidratare se numeşte deshidratare. Hidratarea este specifică regiunilor umede iar deshidratarea celor uscate, în regiunile cu sezoane umede şi uscate desfăşurându-se alternativ.
DizolvareaReprezintă procesul de dispersare a materiei minerale în apă, până la nivel molecular sau ionic.Soluţia minerală care rezultă în urma dizolvării este alcătuită din solvent (lichidul în care s-a produs dizolvarea, apă) şi solvat (substanţa dizolvată).
După viteza cu care se dizolvă (solubilizează) mineralele pot fi: uşor solubile: sarea gemă, silvina moderat solubile: gipsul, carbonatul de calciu greu solubile: cuarţul insolubile: caolinul
Totuşi viteza de solubilizare mai depinde şi de alţi factori: temperatura, pH-ul şi compoziţia apei (solventului). La temperatură ridicată se solubilizează mai repede clorurile, silicaţii şi oxizii, iar la scăderea acesteia carbonaţii. pH-ul influenţează dizolvarea cuarţului care creşte cu scăderea pH-ului. Când apa conţine bioxid de carbon, carbonatul de calciu (calcit) trece în bicarbonat de calciu uşor solubil, iar prin pierderea apei revine la starea iniţială (formarea speleotemelor).
Dizolvarea influenţează alterarea rocilor cu ciment calcaros, levigarea carbonaţilor, aprovizionarea plantelor cu ememente nutritive, levigarea sărurilor solubile în pânza freatică.
HidrolizaReprezintă procesul de transformare a mineralelor datorită înlocuirii
cationilor proprii cu ioni de hidrogen. Totodată, din punctual de vedere al efectului produs, hidroliza reprezintă procesul chimic de descompunere a unor săruri în acidul şi baza din care sau format (procesul contrar neutralizarea).
În cazul silicaţilor nu rezultă însă acid şi bază, ci silice, apă şi bază, deoarece acidul silicic este foarte instabil şi se descompune imediat. Există cazuri în care rezultă minerale argiloase de tipul caolinitului (la mice feldspatul potasic) silice şi apă.
Procesul are ca primă etapă debazificarea, adică scoaterea bazelor din mineral, urmată de silicifiere, adică descompunerea acidului silicic în silice şi apă, în climatul cald şi umed procesul fiind simultan. Poate exista şi un process contrar acestuia de neoformare de minerale când se formează mineralele argiloase.
Intensitatea de manifestare a hidrolizei este influenţată de gradul de mărunţire a particulelor, pH, temperatura apei, debitul apei care se infiltrează, gradul de instabilitate al mineralelor.
Hidroliza cea mai puternică are loc cu cât particulele sunt mai mici, pH-ul mai acid, temperatura şi debitul apei mai ridicate şi mineralele mai instabile.
Procese influenţate de aer Oxidarea şi reducerea
Mineralele cel mai uşor de oxidat sunt cele care conţin fier şi mangan în stare bivalentă. Oxidarea reprezintă practice procesul de imbogăţire în oxigen fie direct fie prin intermediul apei mai ales când este încărcată cu bioxid de carbon.
Cei mai des întâlniţi sunt oxidul feric (hematitul Fe2 O3) de culoare roşie 1-6% din masa solului, la laterite până la 20-80% şi hidroxidul de fier de culoare gălbuie rezultat din combinarea oxidului feric cu apa. Apar de asemenea, oxidul manganic şi hidroxidul de mangan de culoare brună-negricioasă. Oxidări suferă şi compuşii cu sulf.
În regiunile aride, oxizii de fier şi mangan sunt depuşi la suprafaţă formând “patina deşertului”. Oxidările sunt intense în solurile aerisite.
Reducerea reprezintă procesul contrar oxidării prin care au loc pierderi de oxigen în condiţii de anaerobioză sub acţiunea microorganismelor (bacterii anaerobe).
Practic este vorba despre apariţia oxizilor feroşi şi manganoşi (FeO, MnO, solubili) prin reducerea oxizilor ferici şi manganici (insolubili).
Acţiune reducătoare au bacteriile anaerobe care au nevoie de oxigen, acidul carbonic, hidrogenul şi hidrogenul sulfurat.
Deoarece regimul aerohidric al solului fluctuează pe parcursul unui an, oxidarea şi redicerea se produc alternativ procesul fiind numit oxido-reducere. Fierul feros (FeO) are culoare verzui-albăstrui-vineţii, iar oxizii manganoşi şi sulfura feroasă (FeS) culori negricioase.
În cazul manifestării procesului de oxido-reducere solurile capătă un aspect marmorat.
Acest tip de procese au un rol foarte important în solubilizarea transportul şi depunerea în sol a fierului şi manganului.
Carbonatarea
Reprezintă procesul de îmbogăţire în carbonaţi, fie prin depunerea celor existenţi în souţie, fie prin formarea lor.
Carbonaţii se formează în prezenţa acidului carbonic prin combinarea acestuia cu un hidroxid (NaOH+H2CO3= Na2CO3+H2O) . Cei mai mulţi dintre carbonaţi sunt îndepărtaţi din soluri pentru că sunt mai uşor solubili cu excepţia
celor de calciu şi magneziu. Chiar şi aceştia din urmă, prin recombinare cu acid carbonic se transformă în bicarbonaţi uşor solubili procesul fiind denumit decarbonatare (CaCO3+ H2CO3=Ca(HCO3)2.
În regiunile în care alternează sezoanele umed şi uscat, carbonaţii de la baza profilului de sol sunt readuşi spre suprafaţă, procesul numindu-se recarbonatare care conduce la apariţia crustelor de săruri (sărături, cruste de deşert).
Procese influenţate de vieţuitoare
Alterarea biologică (alterarea biochimică)
În afara rolului lor în dezagregarea rocilor, plantele, animalele şi microorganismele influenţează şi alterarea chimică a acestora, process numit alterare biologică.
Influenţa lor este atât directă, cât şi indirectă, prin produsele rezultate din activitatea sau descompunerea lor.
Microorganismele se fixează pe minerale din care extrag substanţele necesare sau secretă substanţe acide care conduc la alterarea acestora, creând condiţiile pentru instalarea plantelor superioare.
Plantele secretă substanţe acide, extrag din minerale şi roci anumite substanţe sau produc acizi organici, toate acestea conducând la alterarea rocilor şi mineralelor.
Rolul indirect este poate mai important, substanţele rezultate prin descompunerea organismelor vii determinând alterarea chimică, în special oxidarea şi carbonatarea.Imagini curs PowerPoint
ALCĂTUIREA COMPONENTULUI MINERAL
Componentul mineral este alcătuit din: fragmente de rocă şi minerale primare rezultate în urma dezagregării rocilor scoarţeiminerale secundare care reprezintă în cea mai mare parte minerale nou formate în sol
Raportul între cele două categorii de minerale variază foarte mult în funcţie de vârsta solului şi de viteza de transformare a mineralelor primare, care este dependentă de climă şi natura rocii.
Mineralele primare
Sunt cele provenite din rocile magmatice şi reprezintă în general silicaţi, în proporţie de 90%. Caracteristica principală a silicaţilor este dată de prezenţa grupării SiO4 cu configuraţie tetraedrică.
Imagini Curs
Cei mai importanţi silicaţi sunt olivina, granatul, epidotul, turmalina, piroxenii, amfibolii, talcul, micele, cloritul, feldspaţii.
Ponderea mineralelor primare este următoarea: cuarţ 12% feldspaţi 59,5% piroxeni şi amfiboli 16,8% mică 3,8% alte minerale 7,9%
Feldspaţii reprezintă aluminosilicaţi de K, Na, Ca şi sunt cei mai răspândiţi în rocile primare. Pot fi potasici (ortoclazi) cum este ortoza sau calcosodici (plagioclazi) cum sunt albitul şi anortitul. Alterarea feldspaţilor este unul dintre principalele procese care conduc la formarea solurilor.
Piroxenii şi amfibolii au calitatea că se alterează foarte uşor, cel mai răspândit piroxen fiind augitul, iar cel mai răspândit amfibol, hornblende.
Mica poate fi albă (muscovit) sau neagră (biotit) şi este des prezentă în soluri datorită rezistenţei reduse la alterare (mai ales biotitul).
Cuarţul reprezintă bioxidul de siliciu care nu este silicat, este foarte rezistent la alterare şi apare în fracţiunile nisipoasă şi prăfoasă a solurilor.
Mineralele secundare
Se formează fie prin alterarea mineralelor primare, fie prin recombinarea în sol a anumitor substanţe.
Imagini curs
Principalele minerale secundare sunt:
mineralele argiloase allofanele oxizii şi hidroxizii sărurile
Mineralele argiloase reprezintă coloizi cu dimensiuni foarte mici <0,002 mm, au capacitate mare de a reţine şi elibera apa şi ionii schimbabili. De asemenea, sunt plastice şi multe au capacitate de contractare şi gonflare la variaţiile de umiditate. Au un rol important alături de humus, în formarea structurii solului şi în ceea ce priveşte capacitatea acestuia de a reţine apa şi nutrienţii. Se formează prin hidroliză.
Principalele grupe:
caolinitul, haloisitul – nu gonflează, reţin şi eliberează puţini ioni illitul, vermiculitul, montmorillonitul – gonflează şi au capacitate mare de
reţinere şi eliberare, care cresc de la primul la ultimul.
Montmorillonitul, beidelitul şi nontronitul formează grupa mineralelor numite smectite, care gonflează cel mai puternic.
cloritul – nu gonflează, nu reţine şi nu eliberează ioni.
Allofanele reprezintă materiale amorfe constituite din amestecuri de geluri de silice şi hidroxizi de aluminiu. Denumirea provine de la grecescul allofane = care apare altfel. Apar în solurile vulcanice având un aspect sticlos şi sporesc capacitatea de schimb cationic, adezivitatea şi gonflarea.
Oxizii şi hidroxizii se formează prin reacţii de oxidare, reducere şi hidratare.
Bioxidul de siliciu hidratat (silicea) – este reprezentată prin opal şi calcedonie.
Oxizii şi hidroxizii de mangan – piroluzitul, hausmanitul (oxizi), manganitul, psilomelanul (hidroxizi), au culoare neagră.
Oxizii şi hidroxizii de fier – hematit, magnetit, goethit (oxizi), lepidocrocit, limonit (hidroxizi), au culoare gălbui-roşcată.
Oxizii şi hidroxizii de aluminiu – diasporul, boehmitul, gibbsitul.
Sărurile apar în regiuni mai secetoase în special carbonaţii de calciu şi magneziu. Clorurile şi sulfaţii care sunt uşor solubili apar numai în condiţii locale în soluri halomorfe. În solurile cu exces de umiditate pot apărea pirita şi vivianitul.
Prin scoarţă de alterare se înţelege stratul afânat, permeabil faţă de apă şi gaze, care se dezvoltă pe rocile de la suprafaţa uscatului prin procese de dezagregare şi/sau alterare.
Scoarţa de alterare apare ca o cuvertură care acoperă roca parentală nedegradată şi care poate include în partea ei superioară şi învelişul de sol.
POZITIA SCOARTEI DE ALTERAREDezvoltându-se la suprafaţa crustei terestre, scoarţa de alterare şi implicit învelişul de sol, mulează suprafaţa reliefului. Aceasta are grosimi variabile, de la câteva zeci de metri, până la câţiva centimetri, în funcţie de natura rocii, condiţia climatică, panta suprafeţei de relief şi mai ales vechimea suprafeţei de relief.
Pe suprafeţele orizontale (din zonele de platouri şi câmpie), scoarţele de alterare sunt mai groase în condiţii climatice similare, decât pe pantele versanţilor.
Constituenţii scoarţei de alterare
Substanţele minerale care intră în componenţa scoarţei de alterare sunt reprezentate de produsele dezagregării şi alterării rocilor parentale.
Produsele dezagregării apar sub formă de fragmente de roci şi minerale numite claste (epiclaste).
Dimensiunile clastelor variază mult, de la dimensiunile bolovanilor, la zecimi de milimetru.
Fragmentele epiclastice sunt numite şi constituenţi reziduali sau primari, deoarece provin direct din masa rocii parentale, natura lor depinzând exclusiv de cea a rocii.
Procentul de constituenţi reziduali stabili este un indiciu al maturităţii (vechimii) scoarţei de alterare. Unii dintre constituenţii reziduali (fragmente de cuarţ, muscovit, rutil, zircon) pot fi stabile chimic rezistând un timp nedefinit. Alţii (cei care conţin feldspaţi, sticle vulcanice, olivine) sunt instabili şi tind să dispară prin alterare.
Constituenţii solizi noi, rezultaţi prin procesele de alterare fie a fragmentelor reziduale, fie direct a rocii parentale, sunt denumiţi constituenţi secundari. Aceştia se împart fie după structură, fie după solubilitate.
SOL
SCOARTA DE ALTERARE
ROCA PARENTALA NEDEZAGREGATA
După structura internă pot fi amorfi şi cristalini. Constituenţii secundari amorfi se mai numesc şi constituenţi coloidali, deoarece sunt hidroxizi cu grade diferite de hidratare.
După natura nucleului aceşti coloizi au diferite denumiri :
coloizi silicoşi- au nucleu de SiO2*nH2O şi sunt numiţi gel de silice (când sunt bogaţi în apă), sau opal (când conţin apă mai puţină)
coloizi montmorillonitici- au ca nucleu montmorillonitul şi sunt denumiţi hidromontmorillonite
coloizi caolinitici- au nucleu de caolinit şi sunt numiţi procaolin sau hidrocaolin
coloizi aluminoşi- au ca nucleu diasporul (oxid de aluminiu) şi sunt denumiţi sporogelit
coloizi ferici- au ca nucleu hidroxidul de fier şi sunt numiţi gel limonitic coloizi manganici- au ca nucleu piroluzitul şi sunt numiţi wad
Scoarţa de alterare primară şi cea secundară
Materialul scoarţei de alterare rămâne pe locul de formare, în contact direct cu roca parentală, caz în care scoarţa de alterare este considerată primară sau autohtonă (mai este denumit şi eluviu).
Particulele care compun eluviul au suferit o rearanjare pe verticală în funcţie de dimensiuni şi densităţi. Din acest motiv, eluviile apar de obicei pe suprafeţe unde acţiunea de transport a apei este redusă sau nulă.
Produsul de alterare nu rămâne pe loc, ci este supus unor procese de deplasare fie gravitaţionale fie datorate eroziunii, provocată de scurgerea de suprafaţă, şiroire sau torenţialitate.
Prin astfel de procese, se constituie diferite depozite sedimentare numite depozite deluviale, coluviale, proluviale, aluviale, morenaice, care nu mai sunt scoarţe de alterare propriu-zise, deoarece fundamentul lor nu mai este roca parentală.
Dacă procesul de dezagregare şi alterare continuă şi pe aceste depozite transportate, se formează o scoarţă de alterare secundară sau alohtonă. În acest caz, depozitul transportat devine material parental pentru scoarţa de alterare secundară (alohtonă).
Direcţii de evoluţie
Scoarţa de alterare se află într-o continuă transformare şi atunci când pe ea se instalează vegetaţia ăncepe şi formarea solului, care ulterior se dezvoltă în profunzime pe seama scoarţei de alterare, accelerând evoluţia acesteia.
Direcţiile majore de evoluţie a unei scoarţe de alterare sunt exprimate de modalităţile de alterare ale rocilor silicatice, allitizarea şi siallitizarea.
Allitizarea – denumirea provine de la simbolul chimic al aluminiului şi de la lithos-piatră.
Această direcţie de evoluţie este o consecinţă a alterării silicaţilor prin hidroliză totală, proces în care toate elementele chimice, inclusiv siliciul, trec în hidroxizi.
Allitizarea se produce în condiţii de climă caldă şi umedă, în timp îndelungat, fiind specifică regiunilor ecuatoriale şi tropicale umede (în apa caldă silicea este solubilă).
Allitizarea este cunoscută şi sub denumirea de lateritizare (în latină later-cărămidă) datorită produsului de alterare roşu care rezultă şi care prin uscare se întăreşte şi capătă aspectul unei cărămizi.
Pentru manifestarea lateritizării trebuie să fie îndeplinite două condiţii :
- existenţa unui climat cald şi umed- existenţa unei roci parentale care să conţină alumosilicaţi (feldspaţi, mice),
alături de minerale femice (biotit, piroxeni, olivine, amfiboli)
În lipsa mineralelor femice, allitizarea generează o scoarţă de alterare exclusiv aluminoasă (bauxită pură) de culoare albă.
Siallitizarea – denumirea provine de la simbolurile chimice ale siliciului şi aluminiului şi de la lithos-piatră.Are loc prin alterarea silicaţilor în urma unei hidrolize parţiale cu formare
de minerale argiloase.Cauza principală a hidrolizei parţiale este temperatura relativ scăzută a apei,
motiv pentru care siallitizarea se produce în regiunile cu climă temperată moderată.În funcţie de natura materialului argilos siallitizarea poate apărea sub două
aspecte :- Monosiallitizarea – presupune formarea prin hidroliză a mineralelor
argiloase bistratificate (caolinit). Se formează o scoarţă de alterare alcătuită aproape exclusiv din caolin pur format din Al2O3, SiO2 şi H2O.
- Bisiallitizarea – presupune formarea prin hidroliză a mineralelor argiloase tristratificate (illit, smectit). Spre deosebire de monosiallitizare, procesul de alterare nu este însoţit de levigarea totală a bazelor.
Cele două direcţii de evoluţie ale scoarţei de alterare nu sunt întotdeauna distincte, existând situaţia în care caolinul coexistă cu hidroxizii de fier şi aluminiu, numită monosiallitizare deghizată(alumino-siallitizare).
Tipuri de scoarţă de alterare şi răspîndirea lor pe Glob
Scoarţele de alterare pot fi diferenţiate după compoziţia mineralogică şi cea chimică, principalele tipuri fiind următoarele :
Litogen sau detritic-grosier– caracterizat prin predominarea fragmentelor de rocă şi a mineralelor primare, reprezintă primul stadiu şi are o grosime foarte redusă. Poate prezenta subtipurile silicato-litogen şi carbonato-litogen.
Aluminosiallitic – caracterizat prin prezenţa mineralelor argiloase de tip cloritic, a aluminiului mobil şi prezintă reacţie acidă.
Siallitic – caracterizat prin prezenţa mineralelor argiloase tristratificate şi poate prezenta subtipurile siallitic propriu-zis, carbonato-siallitic şi halosiallitic.
Allitic (ferallitic) – caracterizat prin dominanţa procesului de allitizare (ferallitizare), dar pot apărea şi minerale argiloase caolinitice (bistratificate).
De tranziţie – realizează tranziţia între tipul siallitic şi cel allitic (ferallitic) şi pot rezulta şi prin alterarea calcarelor impure, caz în care sunt cunoscute sub denumirea de terra rossa sau terra fusca. Prezintă subtipurile siallito-allitic şi siallito-feritic.
Există la nivelul globului o zonalitate evidentă în ceea ce priveşte răspândirea scoarţelor de alterare.
ALUMINOSIALLITIC
LITOGEN
TIPURI DE SCOARTA DE ALTERARE
DE TRANZITIE
ALLITIC (FERALLITIC)
SIALLITIC
Tipul litogen apare în condiţii climatice care împiedică alterarea, zona de tundră, zonele deşertice, pe versanţi puternic înclinaţi, pe roci compacte indiferent de climă.
Tipul siallitic caracterizează zona temperată (partea umedă cu păduri de foioase), subtipul carbonato-siallitic partea semiumedă de stepă şi silvostepă, iar subtipul halo-siallitic partea aridă unde au loc acumulări de săruri solubile.
Tipul allitic (ferallitic) este răspândit în zona ecuatorială şi tropicală. Tipul de tranziţie caracterizează zona mediteraneană.
Grosimea scoarţei de alterare se modifică în funcţie de zona climatică :
în zona de tundră foarte redusă, de regulă sub 1 m în zona temperată ajunge mai ales în arealele umede la câţiva metri în zona aridă foarte redusă, sub 1 m în zona caldă şi umedă foarte mare, frecvent peste 10m
În zona caldă şi umedă, scoarţa de alterare prezintă o zonalitate pe verticală, observându-se câteva strate dispuse de sus în jos după cum urmează :
orizontul superior bogat în cuarţ rezidual şi silice secundară orizontul median bogat în oxizi şi hidroxizi de Al, Fe şi Mn orizontul inferior (denumit şi orizontul pestriţ) cu pete roşii-gălbui şi brune,
bogat în minerale argiloase orizontul bazal dezvoltat chiar pe roca parentală şi cu o culoare deschisă
datorată unui stadiu incipient de alterare a rocii
COMPONENTUL ORGANIC
Alcătuire Sursele materiei organice Procese de transformare Substanţele humice Tipuri de humus
Alcătuire
Componentul organic este constituit din totalitatea substanţelor organice din sol, inclusive organismele vii.
Componentul organic nu are legătură cu roca parentală şi apare în sol după instalarea vegetaţiei şi animalelor.
Componentul organic cuprinde:
Resturi organice în curs de transformare Resturi organice transformate – substanţe humice
Resturile organice conţin apă, hidraţi de carbon (celuloză), lignină, compuşi cu azot, substanţe tanante, uleiuri, elemente minerale provenite din cenuşă.
Imagini curs
SURSE
Sursele materiei organice din sol sunt reprezentate prin plante, animale şi microorganisme.
Plantele contribuie la formarea materiei organice din sol prin intermediul rădăcinilor şi prin resturile pe care le lasă anual la suprafaţa solului.
Lumea animală din sol este variată şi bine reprezentată numeric, putând servi conform unor cercetări din domeniul biologiei solului, ca indicator de diagnostic al formării acestuia. Fauna din sol are un rol important în accelerarea proceselor de humificare şi mineralizare a resturilor vegetale, în structurarea solurilor, influenţând totodată permeabilitatea şi aerarea solului ( descompunerea litierei se produce de 2 ori mai rapid în prezenţa animalelor; Chiriţă C.D., 1974 ).
În general, fauna solului include animalele care îşi au mediul de viaţă în sol integral sau parţial ( larvele ).
Numărul animalelor din sol variază foarte mult, în condiţii ecologice diferite, putând ajunge la 500 milioane ( Bachelier, 1971 ) în cazul protozoarelor.
Pentru clasificarea animalelor care alcătuiesc fauna solului sunt utilizate o serie de criterii, care i-au în calcul dimensiunile corpului, adaptarea la condiţiile edafice, regimul de hrană.
După dimensiunile corpului animalele din sol se împart în ( Van der Drift, 1951; Dunger, 1964; Brauns şi Bachelier, 1971, Prevost, 1990 ):
microfauna - <0,2 mm, protozoare, nematode, rizopode, care trăiesc în mediul lichid din interiorul agregatelor structurale.
mezofauna - 0,2-8 mm, colembole, acarieni, enchitreide, miriapode mici, insecte mici şi larvele lor, care trăiesc în porii din interiorul şi dintre agregatele structurale.
megafauna - > 80 mm, vertebrate mici, inclusiv micromamifere, insecte mari ( scorpioni ), şerpi, crabi, broaşte ţestoase, rozătoare, bursuci, cârtiţe, vulpi.
În raport cu adaptarea organismelor animale la viaţa în sol, distingem (Ghiliarov, 1965 ):
organisme geobionte - acele animale pentru care solul reprezintă mediul de viaţă permanent: lumbricide, enchitreide, acarieni, collembole, miriapode.
organisme geophile - reprezintă animalele care îşi petrec în sol numai o parte a vieţii: stadiile larvare.
organisme geoxene - reprezentate prin animale aflate în sol pentru iernare, adăpost sau refugiu temporar.
După regimul hranei pot fi separate următoarele grupe de animale ( Chiriţă, 1974 ):
fitofage - se hrănesc cu părţile plantelor aflate în sol.
CLASIFICAREA ANIMALELOR
DIN SOL
DUPA DIMENSIUNI
DUPA ADAPTAREA LA VIATA IN
SOL
DUPA REGIMUL HRANEI
DUPA REGIMUL
UMIDITATII
MEZOFAUNA
MACROFAUNAMICROFAUNA
MEGAFAUNA
GEOXENE
GEOPHILE
SCATOFAGE (COPROFAGE)
SAPROFAGE
ZOOFAGEMICOFAGE
XEROFILE
HIGROFILE
MEZOFILE
GEOBIONTE
NECROFAGEFITOFAGE
HIGROBIONTE
FAUNA
zoofage - se hrănesc cu alte animale necrofage - se hrănesc cu corpurile animalelor moarte micofage - se hrănesc cu hife de ciuperci saprofage - se hrănesc cu resturi vegetale aflate în descompunere scatofage ( coprofage ) - se hrănesc cu excremente de animale
Se constată de asemenea, adaptarea faunei din sol la condiţiile diferite de umiditate ( Varga, 1956 ):
organisme higrobionte - se dezvoltă în apa capilară şi cea legată organisme higrofile - apar în condiţii de umiditate ridicată organisme mezofile - se dezvoltă în condiţii de umiditate normală organisme xerofile - preferă solurile uscate
În sol organismele animale sunt răspândite în funcţie de proprietăţile acestora, observându-se ca şi în cazul microorganismelor, o microzonalitate. Mai mult decât atât, unele animale din sol sunt deosebit de pretenţioase la factorii ecologici, constituind chiar caracter de diagnostic pentru unele tipuri de sol şi de orizonturi de sol. În general, fauna solului se grupează în comunităţile care populează asociaţiile de plante mici hiperedaphon ), comunităţile de pe suprafaţa solului (epiedaphon), cele care populează litiera şi orizontul humifer (hemiedaphon ) şi cele din orizonturile minerale ( euedaphon; Chiriţă, 1974).
COMPONENTUL ORGANIC
Alcătuire Sursele materiei organice Procese de transformare Substanţele humice Tipuri de humus
Din categoria algelor, specifice solului sunt cele albastre, cele verzi şi diatomeele. Acestea reprezintă microorganisme adaptate la condiţii ecologice foarte variate, ceea ce determină o largă răspândire a lor în soluri. îndeplinesc roluri importante în procesul de fotosinteză şi în fixarea azotului. Bacteriile populează anumite soluri în număr foarte mare ( miliarde/1g sol ) şi se împart în general, în două grupe:
autotrofe - acţionează asupra compuşilor minerali procurându-şi bioxidul de carbon din aer şi energia prin oxidarea substanţelor anorganice.
heterotrofe - acţionează asupra compuşilor organici procurându-şi bioxidul de carbon şi energia prin oxidarea substanţelor organice.
Bacteriile pot fi de asemenea, aerobe sau anaerobe şi sunt specifice în general, solurilor formate sub vegetaţie ierboasă, cu o reacţie slab acidă/slab alcalină. Au un rol important în procesul de fotosinteză şi în transformarea resturilor vegetale. Actinomicetele reprezintă o treaptă evolutivă intermediară între bacterii şi ciuperci, fiind foarte prezente în solurile cu reacţie neutră/alcalină şi mai puţin în cele acide. Au o capacitate mai mare decât celelalte microorganisme de a descompune substanţe organice rezistente ( lignine, celuloza ).
CATEGORII DE MICROORGANISME
CIUPERCI
BACTERII
ALGE
ACTINOMICETE
Ciupercile sunt microorganisme heterotrofe şi aerobe, care se dezvoltă în soluri cu reacţie acidă, formate în general sub pădure, având de asemenea un rol important în transformarea resturilor vegetale. Microorganismele din sol se diferenţiază în sensul că unele sunt specifice fazei lichide a solului, iar altele celei solide a acestuia. Se constată de asemenea, o zonalitate a răspândirii acestora, determinată bioclimatic. Totodată, la nivelul profilului de sol se evidenţiază o microzonare a distribuţiei microorganismelor, generată de proprietăţile fizicochimice ale orizonturilor de sol. Multe microorganisme sunt corelate cu prezenţa anumitor neoformaţii, care îşi datorează originea tocmai activităţii acestora: neoformaţiile fierului, manganului şi sulfului.
PROCESE DE TRANSFORMARE
Resturile organice suferă în sol transformări complexe sub acţiunea microorganismelor, prin procese de descompunere şi humificare.
Prin descompunere, resturile organice sunt desfăcute în compuşi mai simpli, la început tot de natură organică, iar apoi de natură minerală.
În descompunerea resturilor organice pot fi separate trei etape: hidroliza, oxido-reducerea şi mineralizarea totală.
TRANSFORMAREA RESTURILOR ORGANICE IN SOL
HIDROLIZAMICROORGANISMEOXIDO-
REDUCERE MINERALIZARE
RESTURI ORGANICE
- frunze, conuri, crengi, rădăcini, fragmente de scoarţă, corpuri de animale, fructe, etc.
Humificarea reprezintă procesul de formare în sol a substanţelor organice complexe, cunoscute sub denumirea de humus.
Humusul reprezintă materia organică înaintat transformată sau aflată în diferite stadii de transformare şi care este alcătuită din acizii humici.
Acizii humici se formează pe seama produselor macromoleculare de descompunere a resturilor organice rezultate prin oxidarea biochimică. În continuare, produsele macromoleculare (polifenoli, aminoacizi) proveniţi prin degradarea ligninei, substanţelor proteice, tananţilor, sau celulozei suferă reacţii de condensare şi polimerizare cu formare de chinone. În etapa următoare au loc noi condensări ale polifenolilor şi chinonelor cu aminoacizii, rezultând compuşi macromoleculari cu un număr mare de nuclee aromatice şi îmbogăţiţi în carbon şi azot, numiţi acizi humici.
SUBSTANŢELE HUMICE
Sunt reprezentate în sol prin acizi organici denumiţi humici care constituie totalitatea acizilor care alcătuiesc humusul şi care se impart în acizi huminici, acizi fulvici şi humine.
Acizii huminici reprezintă compuşi macromoleculari ciclici, de culoare închisă şi cu un grad ridicat de polimerizare, care apar în cantităţi mari la solurile de stepă. Au greutate moleculară mare, sunt insolubili în apă, dar solubili în soluţii alcaline diluate. În contact cu acizii minerali (clorhidric, sulfuric) precipită, în combinaţie cu amoniul sau sodiul formează săruri (humaţi) uşor solubile, iar cu Ca, Mg, Fe, Al, săruri greu solubile.
Conţin 52-68% carbon, 3-6% hidrogen, 31-39% oxigen, 2-8% azot şi au capacitate mare de schimb cationic (300-600 me/100 g).
Acizii fulvici sunt solubili în apă şi se formează în solurile forestiere cu umiditate multă. Au greutate moleculară mică, au caracter acid, culoare gălbuie la brună-gălbuie, sunt solubili în acizi. Conţin 40-52% carbon, 42-48% oxigen, 4-6% hidrogen, 2-6% azot. Au capacitate mai mică de schimb cationic (300-350 me), iar cu metalele formează săruri solubile în apă.
Huminele reprezintă fracţiunea cea mai stabilă a humusului şi deseori sunt majoritare. Formează cu mineralele argiloase şi hidroxizii de fier şi aluminiu compuşi foarte stabili cu influenţă asupra structurii solului.
Pentru caracterizarea humusului se folosesc doi indicatori: raportul carbon-azot şi raportul acizi huminici-acizi fulvici.Raportul C/N oferă astfel informaţii despre stadiul transformării resturilor vegetale, tipul de humus, ponderea acizilor huminici şi fulvici, conţinutul în azot al solului.
Raportul AH/AFEste influenţat de condiţiile bioclimatice în care evoluează solul, în stepă/silvostepă
predominând acizii huminici, raportul având valori de 1,5-2,5. În stepele uscate, valoarea raportului scade la 1,5-1,7.
În regiunile aride sau în pădurile temperate, valoarea raportului scade la <1.
Tipuri de humus:
Mullul este reprezentat prin materie organică bine humificată, transformată în întregime în acizi humici de către bacterii, intim amestecată cu partea minerală. Se formează în soluri bine aerisite cu activitate microbiologică activă, raportul C/N = 10, cel mai fertil tip de humus. Poate exista mull calcic şi mull forestier, primul reprezentând cel mai fertil tip, are culoare închisă fiind alcătuit mai ales din acizi huminici şi este saturat cu calciu. Cel de-al doilea apare în cazul solurilor sărace în calciu de sub vegetaţie forestieră, este mai deschis la culoare şi este alcătuit mai ales din acizi fulvici. Poate exista şi mull hidromorf.
Moderul este un humus intermediar între mull şi mor, este alcătuit din materie organică humificată dar şi din resturi organice în curs de transformare sau netransformate. Apare sub pădurile de răşinoase sau pajişti, în condiţii de aerisire mai slabă, de climat mai răcoros şi mai umed şi cu o activitate microbiologică mai slabă. Raportul C/N este de 15-25 iar cel AH/AF <1. Moderul poate fi forestier, de pajişte, calcic sau hidromorf.
Morul sau humusul brut reprezintă materie organică slab transformată, neamestecată cu partea minerală, cu un procent scăzut de acizi humici. Se formează sub acţiunea ciupercilor, în etajul molidului şi cel subalpin şi alpin cu condiţii nefavorabile humificării: activitate microbiologică redusă, temperature scăzute, aciditate ridicată. Este acid şi cu un conţinut scăzut de azot, raportul C/N = 30-40. Turba sau anmoorul este constituită din resturi organice care au evoluat în regim de exces de apă.
Turba poate fi oligotrofă, formată într-un mediu saturat cu apă lipsită de săruri, sub vegetaţie de muşchi (sphagnum), care este acidă şi săracă în substanţe minerale sau eutrofă, formată într-un mediu saturat cu apă bogată în săruri sub vegetaţie de rogoz, sau muşchi (Hypnum), are reacţie neutră şi este bogată în elemente minerale.
Un tip aparte de humus este cel care apare la solurile halomorfe de tipul soloneţului denumit humus alcalin.
Curs4. PARTEA LICHIDĂ
Forţele care acţionează asupra apei din sol Formele de apă din sol Bilanţul apei din sol Regimul hidric al solului Indici hidrofizici
PARTEA LICHIDĂ
Apa reprezintă componentul de bază al materiei organice vii, influenţează creşterea plantelor, dezagregarea, alterarea chimică, formarea componentului mineral şi organic şi repartiţia lor pe profilul de sol.
Forţele care acţionează asupra apei
Gravitaţională
Acţionează asupra apei aflate în porii necapilari, atunci când solul este saturat cu apă. Sub influenţa gravitaţiei apa se deplasează de sus în jos prin porii necapilari determinând umezirea în adâncime a solului.
Odată cu scăderea cantităţii de apă, forţa gravitaţională scade la rândul ei şi deplasarea apei încetează. Pe suprafeţele înclinate se produce şi o deplasare laterală a apei, prin sol.
Forţele capilare
Acţionează asupra apei aflate în porii capilari ai solului, care nu este supusă forţei gravitaţionale şi este reţinută în sol.Forţa cu care apa este reţinută în porii capilari este invers proporţională cu diametrul porilor. Sub acţiunea acestor forţe, apa se mişcă mai lent, în toate
FAZA SOLIDACOMPONENTUL MINERAL
COMPONENTUL ORGANIC
39%
11%
FAZA LICHIDA SI GAZOASA
FAZA SOLIDACOMPONENTUL MINERAL
COMPONENTUL ORGANIC
39%
11%
FAZA LICHIDA SI GAZOASA
FAZA LICHIDA SI GAZOASA
FAZA SOLIDACOMPONENTUL LICHID
COMPONENTUL GAZOS
15%
35%
FAZA LICHIDA SI GAZOASA
FAZA SOLIDA
COMPONENTUL GAZOS
COMPONENTUL LICHID
15%
35%
direcţiile, în general dinspre porii mai mari spre cei mai mici.
Forţa de adsorbţie
Acţionează asupra apei aflate la suprafaţa particulelor de sol şi este de natură electrostatică (diferenţă de sarcini electrice între apă şi particulele de sol), apa îmbrăcând particulele sub formă de pelicule.Aceste forţe sunt foarte mari (10 000 atm.) şi sub inflenţa lor apa se mişcă foarte lent dinspre peliculele mai groase spre cele mai subţiri sau trece sub formă de vapori. Fixarea apei este însoţită de degajare de căldură numită căldură de umectare.
Forţe determinate de tensiunea vaporilor de apă
Acţionează asupra apei aflate sub formă de vapori. Vaporii de apă sunt supuşi la tensiuni determinate de temperatură şi umiditate, direct proporţional cu acestea, datorită variaţiilor pe parcursul anului.Diferenţa de tensiune crează forţele care determină deplasarea vaporilor de apă din locurile cu presiune mare spre cele cu presiune mică.
Forţele de sucţiune a rădăcinilor plantelor
Rădăcinile plantelor exercită o forţă de sugere care atinge 15-20 atm., prin care apa din sol este atrasă spre rădăcini. Pe măsură ce apa este consumată, este atrasă şi se mişcă spre rădăcini şi apa aflată la distanţă mai mare.
Forţele osmotice
Acţionează numai în cazul solurilor bogate în săruri solubile, datorită presiunii osmotice determinate de sărurile dizolvate în apă. Cu cât cantitatea de săruri este mai mare cu atât presiunea osmotică este mai mare.Presiunea osmotică determină o reţinere mai puternică a apei, care nu mai poate fi preluată de rădăcini, fiind depăşită forţa de sucţiune a acestora, apărând seceta fiziologică.
Forţele hidrostatice
Acţionează numai când solul este saturat şi are şi un strat de apă deasupra (bălteşte apa la suprafaţă). Forţele sunt determinate de greutatea stratului de apă de la suprafaţă, care impune deplasarea apei spre adâncime.
FORTELE GRAVITAŢIONALE Imagine curs
Formele de apă din sol
Apa sub formă de vaporiSe găseşte în pori şi provine din evaporarea altor forme de apă sau prin
pătrunderea în sol a aerului atmosferic încărcat cu vapori de apă.Deşi se găseşte în sol în cantitate mică 0,001%, constituie singura sursă de
apă când solul este uscat (există doar apă legată).Roua internă a solului reprezintă fenomenul de condensare a vaporilor de
apă datorită răcirii orizonturilor superioare în timpul nopţii
Apa legată chimic
Include apa de constituţie şi cea de cristalizare. Apa de constituţie este reprezentată prin ionii H+ OH- (mice, hidromice, hidroxizi). Apa de cristalizare reprezintă moleculele de apă care intră în compoziţia moleculelor hidratate (gips CaSO4 x 2H2O). Intră în alcătuirea componentului solid şi este complet imobilă (inaccesibilă plantelor).
Apa legată fizic
De higroscopicitate (puternic legată)
FORMELE DE APA DIN SOL
LEGATA CHIMIC
LEGATA FIZICVAPORI LIBERA
DE CONSTITUTIE
DE CRISTALIZARE
GRAVITATIONALA
DE HIGROSCOPICITATE PELICULARA
CAPILARA
Reprezintă pelicule de apă reţinute la suprafaţa particulelor de sol datorită forţelor de adsorbţie (10 000-50 atm.). Nu poate fi folosită de către plante şi nu se deplasează în sol.
Peliculară (slab legată)Este reţinută cu forţe de 50-15 atm., se poate deplasa lent dinspre peliculele
mai groase spre cele mai subţiri şi poate fi folosită într-o oarecare măsură de către plante.
Apa liberă
Capilară Este cea reţinută în sol în porii capilari datorită forţelor capilare 15-1/3 atm.
Poate fi sprijinită şi suspendată.
Imagini explicative in cursul power point
REGIMUL HIDRIC
Pergelic – este caracteristic regiunilor cu îngheţ permanent, când în perioada caldă a anului partea superioară a solului se dezgheaţă şi deasupra stratului îngheţat se formează apă stagnantă care se consumă prin evaporare şi scurgeri laterale. Solul este permanent umed.Percolativ – este caracteristic climatelor umede (păduri de câmpie, deal, podiş şi munte). ETP<P, Iar 35-45, profilul de sol este umezit de sus până jos cel puţin o dată pe an.Periodic percolativ – este caracteristic solurilor de silvostepă, ETP=P, Iar 26-35, profilul de sol este umezit de sus până jos numai în anii ploioşi. Nepercolativ – este caracteristic solurilor de stepă, ETP>P, Iar <26, solul nu este umezit niciodată de sus până jos (100-200 cm ad.) Exsudativ – este caracteristic solurilor de stepă şi silvostepă cu pânze freatice aflate la adâncimi critice. Solul pierde prin evaporare mai multă apă decât primeşte datorită ridicării nivelului freatic prin capilaritate care alimentează în permanenţă solul, care este tot timpul supraumezit de jos în sus.Stagnant – este caracteristic solurilor greu permeabile situate pe suprafeţe plane, microdepresiuni sau la baza versanţilor, în regiuni umede. Apa stagnează în sol uneori chiar de la suprafaţă, solul prezentând exces de apă. De irigaţie – apare la solurile irigate, unde se produce o umezire mai profundă şi repetată a solului fără a fi schimbat însă regimul hidric natural. Numai în apropierea orezăriilor solurile pot să-şi schimbe regimul hidric într-unul de tip exsudativ.
Reprezintă indicii care definesc mobilitatea şi accesibilitatea apei din sol.
Capacitatea totală de apă (CT)
Reprezintă cantitatea maximă de apă din sol, atunci când toţi porii sunt umpluţi. Situaţiile cu soluri aflate la capacitate totală sunt rare (ploi abundente, exces de umiditate, irigaţii masive) şi atunci plantele suferă din lipsă de aer.
Capacitatea de apă în camp (CC)
Reprezintă cantitatea de apă care rămâne în sol mai mult timp după o ploaie şi este condiţia optimă de umiditate a unui sol.
Coeficientul de ofilire (CO)
Reprezintă cantitatea minimă de apă de la care plantele se ofilesc.
Capacitatea de apă utilă (CU)
Reprezintă apa existentă în sol între capacitatea de câmp şi coeficientul de ofilire, aceasta fiind practic preluată de către plante.
Coeficientul de higroscopicitate (CH)
INDICI HIDROFIZICI
CAPACITATEA TOTALA DE
APACT
CAPACITATEA DE APA IN CAMP
CC
COEFICIENTUL DE OFILIRE
CO
CAPACITATEA DE APA UTILA
CU
COEFICIENTUL DE HIGROSCOPICITATE
CH
PERMEABILITATEA PENTRU APA
Reprezintă umiditatea la care ajunge un sol uscat la aer sau pe care o absoarbe un sol uscat într-o atmosferă saturată cu vapori de apă. Serveşte mai mult la caracterizarea generală a solurilor, la calcularea coeficientului de ofilire şi a echivalentului umidităţii.
Permeabilitatea pentru apă
Proprietatea solurilor de a lăsa apa să treacă prin ele se numeşte permeabilitate. Ea depinde în mod direct de porozitate care la rândul ei este influenţată de textură, structură, gradul de afânare sau tasare.
Permeabilitate ridicată au solurile nisipoase, structurate, afânate
Imagine curs metoda de determinare a permeabilitatii
Curs 5. PARTEA GAZOASĂ
Aerul din sol este constituit din gaze şi vapori de apă şi deţine între 15-35% din volumul solului în funcţie de umiditatea acestuia.
DIAGRAME IN CURS
În natură nu există sol fără aer, indiferent cât de mare este excesul de umiditate, pentru că aerul este fie dizolvat în apă, fie rămâne în spaţiile foarte mici din sol sau în cele captive.
Aerul reprezintă alături de apă elementul de bază pentru dezvoltarea organismelor din sol.
Aerul poate fi prezent în sol sub mai multe stări:
Liber – este prezent în porii capilari şi mai ales necapilari, circulă în sol şi se schimbă cu cel atmosferic, fiind starea care influenţează cel mai mult solul Captiv – se găseşte în porii izolaţi, nu circulă prin sol, nu se schimbă, are influenţă neânsemnată Adsorbit – se găseşte legat la suprafaţa particulelor minerale Dizolvat – gazele dizolvate în apa din sol, care nu influenţează aeraţia
Compoziţia aerului
Aerul din sol provine din cel atmosferic, dar prezintă unele diferenţieri deoarece, spre deosebire de cel atmosferic a cărui compoziţie este stabilă, aerul din sol are o compoziţie care variază.
Aerul din sol conţine între 75,5-80% azot, 10-20% oxigen, 0,2-3,5% bioxid de carbon. Mai conţine hidrogen sulfurat, metan şi este mai bogat în vapori de apă şi amoniac decât cel atmosferic. DIAGRAME IN CURS
Variaţii mai mari se înregistrează în cazul oxigenului şi bioxidului de carbon, legat de activitatea vieţuitoarelor din sol sau de regimul umidităţii.
Astfel, solurile cu conţinut mai mare de oxigen şi mai mic de bioxid de carbon sunt cele cu cantităţi reduse de substanţe organice, activitate microbiologică redusă, uşoare-mijlocii, structurate, afânate, cu umiditate normală. DIAGRAME IN CURS
Solurile cu conţinut redus de oxigen şi conţinut ridicat de bioxid de carbon sunt cele bogate în substanţe organice, cu activitate microbiologică intensă, argiloase, nestructurate, îndesate, prea umede.DIAGRAME IN CURS
În solurile foarte bogate în substanţe organice şi cu exces de umiditate apar şi gaze toxice pentru plante precum hidrogenul sulfurat şi metanul.
Influenţa aerului în sol: PROCESE DE OXIDO-REDUCERE
PROCESE DE CARBONATARE PROCESE DE HUMIFICARE/MINERALI REGIMUL ELEMENTELOR NUTRITIVE
TEMPERATURA SOLULUI
Însuşirile solului pentru aer
Permeabilitatea pentru aer – reprezintă capacitatea solului de a permite mişcarea aerului.
Este în strânsă legătură cu porozitatea, gradul de structurare, textură şi gradul de tasare. Permeabilitate mare au solurile afânate, bine structurate, cu textură grosieră şi poroase.
Capacitatea pentru aer – reprezintă cantitatea de aer corespunzătoare capacităţii pentru apă în câmp. Limita de aeraţie – reprezintă umiditatea solului corespunzătoare unui conţinut de aer de 10%.
Deficitul de aeraţie reprezintă procentul din excesul de umiditate care trece peste limita de aeraţie (7% aer = 3% deficit de aeraţie sau exces de umiditate). Regimul de aer al solului este supus variaţiilor diurne, sezoniere şi anuale şi poate fi bun, deficitar şi excesiv.
Alături de apă, aerul determină regimul aero-hidric al solului care reprezintă un indicator foarte important asupra condiţiilor pe care solul le oferă vieţuitoarelor.Imagini in curs
Proprietăţile termice ale solurilorSunt influenţate foarte mult de regimul aero-hidric al solului şi cele mai
importante sunt: capacitatea de absorbţie, căldura specifică, conductivitatea termică.
Capacitate de absorbţieNumai 33% din radiaţia solară participă la încălzirea solului (40% se pierde
în spaţiu, 17% este absorbită de către atmosferă, 10% este reflectată de sol).Capacitatea de absorbţie reprezintă însuşirea solului de a reţine radiaţia
solară şi reprezintă diferenţa dintre radiaţia totală ajunsă pe sol şi radiaţia reflectată de sol (albedou).
Capacitatea de absorbţie a solului este influenţată de culoare, expoziţie, pantă, acoperirea cu vegetaţie, acoperirea cu zăpadă, anotimp (solurile arate).
Căldura specificăReprezintă cantitatea de căldură necesară pentru a ridica temperatura 1 cm3
de sol cu 1 grad (cal/ cm3).Este o rezultantă a căldurii specifice a componenţilor solului, solurile umede
încălzindu-se şi răcindu-se mai greu decât cele uscate. De asemenea, solurile nisipoase se încălzesc mai uşor decât cele argiloase.
Conductivitatea termică
Reprezintă capacitatea solului de a conduce căldură şi este o rezultantă a conductivităţii termice a componenţilor solului.
Constituenţii minerali au o conductivitate termică de 100 ori mai mare ca a aerului şi de 28 de ori mai mare ca a apei.Regimul termic al solului
Reprezintă ansamblul fenomenelor de pătrundere a căldurii în sol, de mişcare a ei şi de consum.
Acesta determină dinamica proceselor de solificare şi influenţează organismele vii din sol.
Influenţează dizolvarea/precipitarea substanţelor, activitatea microorganismelor şi faunei, fotosinteza.
Este influenţat de caracteristicile climatice, ale reliefului, regimul aero-hidric al solului, gradul de acoperire cu vegetaţie.
Regimul termic al solului poate fi diurn, lunar, sezonier, anual şi multianual.
Clasificarea regimului termic (V.N. Dimo, 1972):
Pergleic – temperaturi medii anuale negative ale profilului de sol
Cu durată îndelungată de îngheţ – temperaturi medii anuale pozitive ale profilului de sol, adâncimea pătrunderii temperaturilor negative >100cm, durata îngheţului >5 luni
Cu îngheţ sezonier - temperaturi medii anuale pozitive ale profilului de sol, durata îngheţului <5luni
Fără îngheţ – nu se înregistrează îngheţ în sol
6.ORGANIZAREA INTERNĂ A SOLULUI
Profilul de sol
Procesul de formare a solurilor este unul îndelungat şi extrem de complex, solul nefiind altceva decât expresia sintetică a interacţiunii factorilor naturali.
Partea superioară a litosferei, a fost supusă, în fazele iniţiale de formare, acţiunii agenţilor externi ( procese de îngheţ-dezgheţ, precipitaţiile atmosferice, vântul ) care au determinat mai întâi, fisurarea rocilor şi apoi dezagregarea acestora. Concomitent, are loc şi transformarea chimică a materialelor rezultate prin dezagregare, datorată proceselor de oxido-reducere, dizolvare, hidratare, hidroliza şi carbonatare.
Efectul este reprezentat prin apariţia la suprafaţa litosferei a unui strat afânat, cu proprietăţi noi - permeabilitatea pentru apă şi aer, capacitatea de a reţine apa - denumită scoarţă de alterare.
Precizăm, că în acel moment, nu putea fi vorba despre sol, datorită absenţei unei componente esenţiale, cea organică. De altfel procesul de formare al solului nu poate începe şi nu poate avea loc decât în prezenţa organismelor vegetale şi animale cât şi a microorganismelor.Primele au apărut organismele inferioare, de genul muşchilor, lichenilor şi ciupercilor, care în timp, au creat condiţii favorabile şi pentru instalarea organismelor superioare.
Rolul plantelor este determinant în procesul de formare al solului, prin aceea că, ele preiau şi apoi transformă substanţele minerale solubile, care abundau în scoarţa de alterare, în substanţe organice, care după încetarea ciclului biologic, sunt descompuse de către microorganisme.
O parte dintre aceste substanţe se reîntorc în sol sub formă de elemente minerale utile, iar o altă parte se acumulează în sol, sub formă de materie organică humificată.
Trecând de aceste stadii iniţiale de formare, solurile au evoluat în mod diferenţiat, în funcţie de condiţiile specifice de mediu ( climă, relief, rocă, vegetaţie, apă freatică, vârstă ) datorită manifestării unor procese proprii, denumite pedogenetice: acumularea materiei organice, formarea şi migrarea argilei, stagnarea apei din pânza freatică şi precipitaţii.
În acest mod, s-au diferenţiat o serie de strate naturale cu caracteristici morfologice şi analitice proprii, denumite orizonturi de sol.
Profilul de sol nu reprezintă altceva decât succesiunea orizonturilor de sol de la suprafaţă până la roca parentală.
El se identifică practic cu o secţiune verticală realizată într-un sol şi reprezintă unitatea naturală de studiu în domeniul pedologiei.
Apariţia şi existenţa profilului de sol, este condiţionată de manifestarea unor procese specifice de formare a solurilor, denumite procese pedogenetice.
Orizonturile de sol
În timpul solificării, datorită manifestării unor procese pedogenetice diferite, constituenţii minerali şi organici suferă deplasări, acumulări şi transformări, în profilul de sol formându-se strate caracteristice, cu proprietăţi diferite, numite orizonturi de sol.
Orizontul de sol reprezintă un strat natural unitar din punct de vedere al proprietăţilor morfologice şi analitice, format prin aceleaşi procese pedogenetice.
Din punct de vedere morfologic, orizonturile de sol se diferenţiază după culoare, structură, textură, consistenţă, prezenţa unor neoformaţii. De asemenea, din punct de vedere analitic orizonturile de sol se deosebesc prin conţinutul în humus, valoarea pH-ului, gradul de saturaţie în baze, indicele de diferenţiere texturală, etc.
Orizonturile de sol pot avea anumite caracteristici definitorii pentru o clasă sau un tip de sol şi în acest caz sunt considerate orizonturi de diagnostic. Orizontul de diagnostic reprezintă orice orizont de sol care constituie un criteriu pentru definirea unităţilor taxonomice din sistemul de clasificare al solurilor. Orizontul de diagnostic este caracterizat atât prin însuşiri exprimate cantitativ ( grosime, conţinut de argilă, conţinut de materie organică ), cât şi prin procesele pedogenetice care au contribuit la formarea lui.
Totodată, din punct de vedere al alcătuirii lor, orizonturile de sol se diferenţiază în:
organice minerale
Orizont organic este considerat orizontul format deasupra solului mineral, prin acumularea resturilor organice aflate în diferite stadii de descompunere. Orizont mineral este considerat acel orizont de sol, care conţine cel mult 35% materie organică ( dacă partea minerală are > 60% argilă ) sau cel mult 20% materie organică ( dacă solul este sărac în argilă ).
Orizonturile de sol se notează de regulă cu literele mari ale alfabetului A, B, C, E, G, O, R, T, W.
Notaţia nu respectă o singură regulă, astfel unele sunt notate după poziţia lor în profilul de sol (A, B, C), altele cu iniţiala procesului care le generează E (eluvial), G (gleic), R (rocă dură), O (organic), T (turbos). De asemenea, unele orizonturi se notează cu asocieri de litere mici, salic (sa), nitric (na), vertic (y).
Orizonturile de tranziţie reprezintă orizonturi de sol care realizează trecerea între două orizonturi diferite, având proprietăţile ambelor orizonturi, fără ca vreunele să fie dominante. Se notează prin alăturarea simbolurilor celor două orizonturi, AC, AB, EB, BC, AR, primul trecându-se simbolul orizontului ale cărui caractere sunt mai evidente.
Orizonturile de asociere reprezintă orizonturi de sol formate prin asocierea a două sau mai multe procese pedogenetice.
Se notează prin alăturarea simbolurilor orizonturilor de sol: Ay, Btna, Csc, Eaw.
Trecerea între orizonturile de sol
Delimitarea orizonturilor pedogenetice se realizează în profilul de sol, ţinând seama de criteriile referitoare la forma şi claritatea trecerii între acestea. Din punct de vedere al criteriului formei, trecerea între orizonturile de sol poate fi:
dreaptă ondulată - lăţimea ondulaţiei mai mare decât adâncimea acesteia neregulată - lăţimea ondulaţiei mai mică decât adâncimea acesteia glosică ( în limbi ) - adâncimea pătrunderilor mai mare de 3-5 cm, având lăţimi de peste 1 - 1,5 cm întreruptă - orizont de trecere discontinuu
În condiţiile prezenţei unei treceri în limbi între două orizonturi de sol, i se atribuie solului respectiv caracterul glosic, iar orizontul de tranziţie se notează spre exemplu: E + B. Din punct de vedere al criteriului clarităţii, trecerea între orizonturile de sol, în funcţie de distanţa pe care se realizează, poate fi:
difuză > 10 cm
treptată - 6 -10 cm clară - 2 - 5 cm netă - < 2 cm
Plus imaginile din curs care nu au putut fi copiate
7. Factorii pedogenetici
ACTIVITATEA OMULUI
Influenţa omului asupra evoluţiei solului poate fi sintetizată astfel :
înlocuirea vegetaţiei naturale cu pajişti sau perdele de protecţie înlocuirea vegetaţiei naturale cu culturi agricole şi executarea lucrărilor
agrotehnice introducerea în sol a îngrăşămintelor, amendamentelor şi pesticidelor lucrări de desecare, drenaj şi irigare lucrări de modelare-nivelare excavarea şi acoperirea solului
În România, primele două categorii de activităţi realizează impactul cel mai mare.
Defrişarea pădurii şi instalarea pajiştii determină :
înţelenirea solului intensificarea bioacumulării dispariţia orizontului organic (soluri brune acide din M. Cibinului) orizont A mai bune structurat, mai gros şi mai afânat orizontul B devine mai afânat umezire mai uniformă a profilului scăderea conţinutului de humus dar creşterea calităţii lui creşterea pH-ului şi V
Realizarea perdelelor de protecţie în locul vegetaţiei erbacee (cernoziom Mărculeşti, 41 de ani de la instalare) determină scăderea adâncimii carbonaţilor şi a efervescenţei 23-48 cm, concreţiunile apar mai jos şi sunt mai mari, scade pH-ul, colorit general mai închis, structură în A mai bine formată, uşoară migrare a argilei.
Luarea în cultură a solului produce modificări mai însemnate la solurile de sub pădure decât la cele din stepă. Spre exemplu, solurile brun roşcate încep să evolueze spre cernoziomuri argiloiluviale.
Un alt efect al defrişării îl reprezintă intensificarea eroziunii, dar şi înmlăştinirea solurilor cu exces de umiditate (Dep. Baia Mare).
Defrişarea pădurii de la Spătaru din lunca Călmăţuiului, ar determina salinizarea lăcoviştilor.
Prin desecare, solurile hidromorfe tind să evolueze către solul zonal (lăcoviştile din C. Banatului s-au transformat în cernoziomuri). Pot apărea însă şi procese inverse de înmlăştinire şi salinizare (C. Tisei, lunca şi delta Dunării).
Prin acoperire solurile sunt scoase din circuitul agricol, în timp ce prin excavare, învelişul de sol este complet distrus.
Omul intervine şi în mod pozitiv de obicei prin măsuri de combatere a degradării solurilor şi nu de prevenire, măsuri prin care stopează procesul de degradare.
Plus imagini curs
APA FREATICĂ ŞI STAGNANTĂ
Influenţa pedogenetică a apei se referă la solurile cu drenaj natural deficitar, care sunt supraumezite.
Apa freatică
În primul rând, existenţa unui strat acvifer situat la adâncime mică, influenţează baza profilului de sol determinând apariţia orizontului gleic (sub 2m) sau a unuia gleizat (2-5m).
De asemenea, excesul de apă de natură freatică determină evoluţia solurilor în direcţia turbificării şi modifică intensitatea eluvierii, permiţând chiar formarea unor orizonturi de acumulare a sărurilor.
Influenţa apei freatice depinde de zona climatică, adâncimea la care se găseşte şi gradul ei de mineralizare.
În regiunile mai uscate ale României, se formează lăcoviştile şi solurile halomorfe, sau soluri din gama cernoziomurilor gleizate.
În regiunile umede se formează soluri turboase, soluri gleice, sau soluri din gama argiluvisolurilor gleizate.
Condiţii pentru influenţa apei freatice în formarea solurilor apar în teritoriile slab fragmentate cu drenaj deficitar : C. Română de est, vestul şi nordul C. Tisei, depresiunile intramontane, terasele inferioare ale râurilor, lunca şi delta Dunării.Imagini curs asa cum v-ati obisnuit
În regiunea de deal-podiş pseudogleizarea (stagnogleizarea) nu apare doar la solurile formate pe depozite grosiere sau pe versanţi puternic înclinaţi, intensitatea ei fiind cu atât mai mare cu cât solul este mai argilos, orizontul Bt mai puternic diferenţiat textural şi relieful mai orizontal.
În regiunea montană, cu substrate permeabile şi pante accentuate, pseudogleizarea (stagnogleizarea) lipseşte sau este foarte slabă.
Solurile pseudogleice (stagnogleice) sau pseudogleizate (stagnogleizate) sunt foarte extinse în câmpiile piemontane din sud şi vest, Pod. Sucevei, Pod. Transilvaniei, depresiunile submontane şi intramontane, pe terasele râurilor din zona umedă.
Apa stagnantă
Provine din precipitaţii şi din scurgeri de suprafaţă şi se acumulează datorită unui drenaj extern slab şi a unei permeabilităţi reduse a materialului parental. Efectul îl reprezintă pseudogleizarea (stagnogleizarea) a cărei intensitate depinde de durata de stagnare a apei în sol, determinată de condiţiile climatice, textura materialului parental, adâncimea şi permeabilitatea orizontului cel mai argilos, forma de relief.
În regiunea de stepă pseudogleizarea (stagnogleizarea) nu se manifestă nici măcar în microdepresiuni.
În regiunea forestieră de câmpie, arealul solului brun roşcat, pseudogleizarea (stagnogleizarea) apare numai la solurile formate pe depozite argiloase şi pe relief orizontal (C. Piteştiului).
Imagini curs
Curs 7. FACTORII PEDOGENETICI
CLIMA
La nivelul României, diferenţele de temperatură în sens latitudinal şi longitudinal sunt minime – 3oC ; 1oC.
Diferenţierea temperaturii medii anuale este însă mult mai mare altitudinal :
Amplitudinea termică anuală depăşeşte 21 C (26 C în centrul Câmpiei Române), cu exceptia regiunii montane.
Precipitaţiile atmosferice prezintă aceeaşi gradare altitudinală :
Zona montană înaltă – 1200-1400 mm Zona montană mijlocie şi inferioară – 700-1200 mm Regiunea deluroasă şi Câmpia de Vest – 600-700 mm Regiunea de podiş şi de câmpie – 500-600 mm Sudul şi estul Câmpiei Române, sudul şi sud-estul Podişului Moldovei,
Dobrogea central-sudică – 400-500 mm Litoralul, delta, bălţile Dunării – 350-400 mm
Influenţa climei în procesul de formare a solurilor se manifestă încă din fazele iniţiale ale acestuia, dezagregarea şi alterarea rocilor.
În procesele de alterare, esenţiale sunt trei elemente : temperatura, precipitaţiile, vântul.
Dezagregarea este intensă în regiunea montană înaltă, datorită frecvenţei mari a proceselor de îngheţ-dezgheţ pe de o parte şi diferenţelor termice zi/noapte, pe de altă parte.
Vântul influenţează dezagregarea rocilor prin procesele de coraziune şi deflaţie. Coraziunea este frecventă în regiunea montană iar deflaţia afectează zonele cu nisipuri.
Alterarea chimică a rocilor şi mineralelor depinde în mod direct de temperatură şi umiditate, în sensul că este cu atât mai intensă cu cât temperatura şi umiditatea sunt mai ridicate.
Alterarea cea mai intensă se produce în arealul pădurilor de foioase, cu temperaturi nu prea scăzute şi umiditate suficientă.
Alterarea mai redusă din regiunea de stepă se datorează umidităţii insuficiente, în timp ce în regiunea montană, cauza o constituie temperatura scăzută.
Urmarea manifestării proceselor de alterare este apariţia principalilor constituenţi minerali ai solului : nisip, praf, argilă, oxizi, săruri.
Clima influenţează de asemenea, procesul esenţial al solificării, descompunerea şi formarea materiei organice, bioacumularea şi circuitul substanţelor nutritive.Imagini curs
Descompunerea materiei organice se realizează rapid în stepă, mai puţin rapid sub pădurea de foioase şi lent sub pădurea de conifere şi pajiştile alpine.
Bioacumularea este intensă în stepă, reducându-se sub pădurea de foioase (climatul mai umed favorizând levigarea substanţelor rezultate în urma descompunerii materiei organice).
În zona montană înaltă substanţele organice rămân blocate în materia organică nedescompusă (litiera).
Circuitul substanţelor nutritive
Stepă – substanţele preluate de plante din sol se reîntorc prin resturile organice care se
descompun rapid. De asemenea, insuficienţa precipitaţiilor determină un regim hidric nepercolativ, care nu permite levigarea substanţelor nutritive şi bazelor de schimb.
Pădure de foioase – debazificarea este slabă cu toate că levigarea este intensă, factorul
compensator reprezentându-l circuitul biologic activ. Pădure de conifere, pajişti alpine – debazificarea este accentuată datorită
levigării foarteintense şi circuitului biologic lent datorat blocării substanţelor organice în litieră.
Clima, prin intermediul precipitaţiilor joacă un rol important în manifestarea proceselor de eluviere-iluviere.
În stepă, cantitatea redusă de precipitaţii nu permite decât levigarea slabă a sărurilor şi a carbonaţilor. Totodată, în arealele cu apă freatică aproape de suprafaţa solului, se produce salinizarea solurilor, datorită predominării curenţilor ascendenţi.
În pădurile de foioase din zona de deal-podiş , procesele de eluviere-iluviere ale argilei şi oxizilor sunt intense datorită existenţei unui regim hidric percolativ.
În zona montană eluvierea este activă, în special în ceea ce priveşte humusul şi oxizii, clima rece şi umedă favorizând destrucţia mineralelor argiloase.
Clima influenţează solificarea şi indirect, condiţionând tipurile de formaţiuni vegetale prin caracteristicile climatice zonale.
Se remarcă în acest sens o evidentă corelaţie între zonele de climă, vegetaţie şi sol (fig.).
Vântul, pe lângă influenţa pe care o are în procesul de dezagregare, determină prin acţiunea de deflaţie şi transport, decopertarea unor soluri şi acoperirea altora. În ambele cazuri, se poate vorbi despre reîntinerirea solurilor, procesul de pedogeneză fiind mult încetinit sau chiar întrerupt şi reluat apoi datorită aportului nou de material.
În general, microclimatele şi topoclimatele au o influenţă mai redusă în procesul de formare şi evoluţie a solurilor.Imagine cu clasificare curs
Vântul, pe lângă influenţa pe care o are în procesul de dezagregare, determină prin acţiunea de deflaţie şi transport, decopertarea unor soluri şi acoperirea altora. În ambele cazuri, se poate vorbi despre reîntinerirea solurilor, procesul de pedogeneză fiind mult încetinit sau chiar întrerupt şi reluat apoi datorită aportului nou de material.
În general, microclimatele şi topoclimatele au o influenţă mai redusă în procesul de formare şi evoluţie a solurilor.
RELIEFUL
Caracteristicile reliefului României reprezintă una din principalele cauze ale varietăţii învelişului de sol, datorită etajării.
În situaţia în care la nivelul României ar fi existat numai relief de câmpie, ar fi funcţionat zonalitatea latitudinală, cele 4-5 grade de latitudine (în interiorul zonei temperate) nepermiţând diversificarea învelişului de sol.
Relieful variat al României intervine în formarea solurilor direct, dar şi indirect, determinând etajarea şi modificarea condiţiilor de climă, vegetaţie, rocă, vârstă.
Influenţa directăAceasta se manifestă mai ales în regiunile accidentate, prin intermediul
pantei şi a expoziţiei.Panta influenţează procesul de eroziune şi prin acesta grosimea solurilor,
textura acestora (sortarea materialului pe versant) şi gradul lui de evoluţie.Spre exemplu, în Munţii Bucegi, procesul de podzolire este pe versanţii
înclinaţi mult încetinit, în timp ce în zonele ce cumpene sau de platformă este foarte activ.
Expunerea versanţilor exercită o influenţă importantă în special în regiunile climatice de tranziţie.
Exemplu : în Masivul Nord Dobrogean, pe expoziţiile sudice solurile cenuşii urcă până la 250-280 m altitudine, iar pe cele nordice până la 80-100 m, locul lor fiind luat de solurile brune argiloiluviale sau brune luvice.
În aceleaşi condiţii de vegetaţie, pe versanţii umbriţi şi reci, levigarea, acidifierea şi podzolirea sunt mai accentuate, diferenţa de altitudine între limitele unităţilor de sol fiind de 100-150 m.Imagini curs
Prezintă importanţă şi expunerea versanţilor la vânturile dominante, solurile de pe versanţii adăpostiţi (Bărăgan, C. Jijiei – faţă de vânturile de nord-est) fiind mai levigate de carbonaţi, mai bine aprovizionate cu apă şi mai fertile. În general, solurile de pe versanţii adăpostiţi sunt mai evoluate decât cele de pe versanţii expuşi acţiunii vântului.
Microrelieful are o influenţă însemnată mai ales în regiunile de câmpie, determinând în principal o redistribuire a apei care ajunge la suprafaţa solului. Din acest motiv, în microdepresiuni (crovuri, padine, văi slab schiţate) se formează soluri specifice unor zone mai umede decât cea în cauză.
Exemplu : în zona solului brun roşcat, în microdepresiuni apar soluri pseudogleice, iar în Bărăgan în zona cernoziomului, în microdepresiuni apar cernoziomuri cambice.
De asemenea, microrelieful de dune impune existenţa unor soluri mai slab evoluate pe coame şi mai evoluate pe pantele adăpostite şi în interdune.
În cazul microreliefului de alunecări apar atât procese de reîntinerire a solurilor (râpa de desprindere), cât şi diferite faze de hidromorfism între valurile de alunecare.
Pe terenurile cultivate, relieful prin intermediul pantei determină declanşarea eroziunii accelerate şi influenţează grosimea solurilor cât şi textura acestora.
Influenţa indirectă
Aceasta se manifestă prin modificarea elementelor peisajului geografic, în special a climei şi vegetaţiei.Astfel legea generală a distribuţiei solurilor României este cea a zonalităţii orizontal-altitudinale. Dacă în câmpiile şi podişurile din exteriorul Carpaţilor şi în Podişul Transilvaniei zonele de sol se succed orizontal, în Carpaţi se constată etajarea acestora. De asemenea, zonele de sol din exteriorul Carpaţilor au o orientare asemănătoare cu cea a lanţului carpatic.
ROCA
În general, se consideră că rolul rocii în procesul de pedogeneză este mai slab comparativ cu cel al climei şi vegetaţiei. În acest sens, întemeietorul pedologiei moderne Dokuceaev V.V. a enunţat un principiu care susţine că pe roci diferite în aceleaşi condiţii de climă şi vegetaţie se formează acelaşi tip de sol şi pe aceaşi rocă în condiţii de vegetaţie şi climă diferite se formează soluri diferite. Totuşi, roca reprezintă materia de bază a solificării din care provine partea minerală a solului care deţine aproximativ 80-90% din masa acestuia.
Scoarţele de alterare
În România sunt prezente cele 2 mari categorii de scoarţe de alterare, respectiv reziduală şi acumulativă.
Scoarţa de alterare reziduală ocupă aproape integral regiunea muntoasă a ţării şi prezintă următoarele tipuri :
Litogen – este caracterizat prin predominarea fragmentelor de rocă şi a mineralelor primare şi este specifică etajului montan alpin, pe roci consolidate-compacte. Apare şi pe alte tipuri de roci în areale montane cu pante accentuate şi intense procese de eroziune.
Carbonato-litogen pe calcar – forma tipică este carbonato-litogen care însă nu există în România şi de aceea a fost individualizat tipul menţionat mai sus care în primele faze conţine şi carbonat de calciu. Se formează atât în regiuni umede cât şi uscate : Dobrogea, M. Apuseni, sudul Carpaţilor Meridionali, Carpaţii Orientali.
Siallitic – caracterizat prin formarea de minerale argiloase, alături de fragmente de rocă şi minerale primare, ocupă întreaga regiune forestieră montană. Apare pe roci variate în regiunea montană şi în Dobrogea nordică şi centrală.
Siallito-feritic – este puţin prezentă deoarece apariţia sa este legată de condiţii bioclimatice anterioare celor actuale sau de condiţii locale. Apare pe areale restrânse în M. Apuseni, zona Huedin-Cluj, Dobrogea sudică, regiunea montană vulcanică din nord-vest. Ea s-a format fie în condiţii climatice anterioare mai calde şi mai umede, fie prin alterarea calcarelor sau a rocilor eruptive (scoarţe roşii).
Scoarţa de alterare acumulativă acoperă în cea mai mare parte regiunile de câmpie, deluroase şi de podiş şi prezintă următoarele tipuri :
Argilo-siallitic – este alcătuită din depozite variate care conţin minerale argiloase, la care se adaugă minerale primare şi ocupă cea mai mare parte a arealului forestier. Poate fi separat un areal estic cu argilizare slab-moderată şi unul vestic sud-vestic cu argilizare moderată-intensă. Masa minerală nu conţine carbonaţi.
Carbonato-siallitic – alcătuit din depozite variate şi conţine minerale argiloase şi carbonaţi şi apare în regiunea de stepă din Dobrogea, sudul şi estul Munteniei, sudul Moldovei şi vestul Banatului. În arealul solurilor brune roşcate şi în sud-vestul Dobrogei apare o neoformare mai intensă de argilă şi o slabă feritizare datorate influenţelor mediteraneene, în timp ce în silvostepă apare o scoarţă de alterare de tranziţie, argilo-siallitică în partea superioară şi carbonato-siallitică în cea inferioară.
Halosiallitic – reprezintă depozite variate îmbogăţite în săruri solubile şi ocupă areale restrânse în zona de extindere a scoarţei de alterare de tip carbonato-siallitic.
Influenţa rocilor consolidate-compacte
Apare în regiunea montană şi de dealuri înalte. Existenţa acestui tip de roci parentale determină pe de o parte caracterul scheletic al solurilor, profunzimea redusă, iar pe de alta, în funcţie de alcătuirea lor mineralogică şi proprietăţile chimice, imprimă un anumit caracter procesului de solificare.Solurile formate pe roci sedimentare compacte au proprietăţi asemănătoare cu cele ale scoarţei de alterare, în timp ce în cazul rocilor eruptive şi metamorfice formate în condiţii deosebite de cele din scoarţa de alterare, procesele de transformare vor fi intense, iar solurile vor păstra mai puţine caractere.
În general, rocile hiperacide şi acide determină apariţia solurilor cu procese de podzolire, cu mult schelet şi puţin profunde.
Rocile intermediare şi cele bazice determină formarea unor soluri profunde, cu puţin schelet, bogate în argilă şi baze, rezistente la podzolire.
Rocile ultrabazice determină apariţia unor soluri specifice de tipul rendzinelor, bogate în humus calcic, de culoare închisă şi saturate în baze.
Rocile sedimentare de precipitaţie impun apariţia anumitor soluri, de tipul rendzinei sau solului roşu.
Influenţa rocilor afânate
Apare în regiunile de câmpie şi podiş în care sunt predominante.Aceste roci sunt alcătuite din materiale care au trecut anterior printr-un
ciclu de dezagregare şi alterare chimică şi în cazul lor, importantă este granulometria şi conţinutul în carbonat de calciu.
Pe depozitele nisipoase care sunt foarte permeabile şi sărace în elemente minerale, se formează soluri mai levigate, mai acide şi mai sărace în humus şi elemente nutritive (C. Tecuciului, NE C. Române).
Dimpotrivă, pe depozitele argiloase apar soluri greu permeabile, bogate în elemente minerale, mai puţin levigate, mai bogate în humus şi elemente nutritive, de
multe ori cu procese de hidromorfism. Pe depozitele foarte argiloase se formează vertisolurile (C. Piteştiului, Oltenia, piemonturile din Banat şi Crişana).
Pe argilele cu carbonaţi şi pe marne apar pseudorendzinele în Pod. Transilvaniei, Pod. Getic, Subcarpaţi.
Rocile salifere impun formarea solonceacurilor sau soloneţurilor, în Pod. Transilvaniei, C. Moldovei, Dep. Elanului.
Pe de altă parte, larga prezenţă a loessului şi depozitelor loessoide în regiunile de câmpie şi podiş au favorizat desfăşurarea clară a zonalităţii orizontale.
O situaţie aparte apare în cazul existenţei unor strate alternante, cu proprietăţi diferite, foarte importantă fiind înclinarea acestora faţă de suprafaţa terenului.
Dacă stratele sunt orizontale sau au o înclinare slabă, sunt prinse în procesul de solificare mai multe strate cu însuşiri diferite pe care le vor imprima şi solului, caz frecvent întâlnit în Pod. Bârladului.
Dacă înclinarea stratelor este mare atunci prezintă importanţă grosimea lor. Astfel, dacă ele sunt subţiri se va forma un singur sol pe un material eterogen, în schimb, dacă sunt late vom avea de-a face cu fâşii de soluri variate formate pe depozite diferite. Acolo unde înclinarea este mare, se va forma tot un singur sol pe un depozit deluvial rezultat prin amestecarea stratelor.
Dacă există şi iviri de rocă dură, depozitul deluvial va conţine şi schelet şi în general partea superioară a versantului prezintă material mai grosier, iar cea inferioară material mai fin, grosimea depozitului deluvial crescând spre baza versantului.PLUS IMAGINI CURS PENTRU EXEMPLIFICARE
TIMPUL
Ca factor pedogenetic, timpul reprezintă durata de manifestare a pedogenezei, referindu-se practic la vârsta solurilor, care se corelează cu vârsta teritoriului în care acestea s-au format.
În general, vârsta solurilor creşte de la câmpie spre munte, solurile cele mai tinere fiind cele din lunci şi zone de divagare.
O corelare între vârsta reliefului şi cea a solurilor se poate realiza numai atunci când nu au avut loc modificări climatice sau aporturi de noi materiale, cazuri foarte rare.
Distingem după vârstă trei grupe mari de soluri :
actuale moştenite sau transmise fosile
Solurile actuale reprezintă soluri a căror geneză este determinată de condiţiile climatice actuale şi sunt ulterioare ultimei glaciaţiuni. Aici pot fi încadrate solurile neevoluate de luncă, litosolurile, regosolurile şi cele mai multe dintre
solurile zonale şi intrazonale din România. Ele au un ciclu scurt de evoluţie şi sunt monofazice.
Solurile actuale pot fi îngropate, atunci când sunt acoperite cu un material din care s-a format alt sol
Solurile moştenite reprezintă soluri vechi a căror geneză a fost determinată de condiţii bioclimatice anterioare celor actuale şi care mai sunt utilizate de vegetaţie. Pot fi monofazice precum solurile brun roşcate, sau polifazice precum solurile roşii din M. Bantului şi Apuseni.Acestea din urmă, îşi păstrează caracterele numai pe arealele cu calcare aproape desuprafaţă, în celelalte cazuri, partea superioară a profilului a fost transformată conform condiţiiloractuale, caracterele moştenite păstrându-se numai în partea inferioară.
De asemenea, unele soluri profunde din piemonturi şi platforme prezintă un suborizont B de culoare închisă care indică evoluţia lor din vertisoluri.
În Dobrogea de sud, apar cernoziomuri (karasulukurile) care prezintă în partea inferioară culori roşii moştenite de la solurile villafranchiene, partea superioară fiind închisă la culoare.
Solurile fosile reprezintă soluri vechi formate în condiţii climatice anterioare celor actuale şi care nu mai sunt utilizate de către vegetaţie.
Acestea pot fi îngropate, exhumate sau conservate (mumificate), ultimele negăsindu-se pe teritoriul României. Solurile îngropate pot fi compuse şi complexe.
În primul caz materialul acoperitor se află într-un nou ciclu evolutiv dar recent, motivpentru care nu a fost afectat şi vechiul sol.
În cel de-al doilea caz materialul acoperitor este vechi, motiv pentru care proceselepedogenetice actuale afectează şi vechiul sol.
Solurile fosile apar în România în regiunile de câmpie şi de podiş acoperite cu loess şidepozite loessoide.
În acest sens, au fost separate în estul Dobrogei de sud şi în faleza Mării Negre patru benzi de soluri fosile alcătuite din cernoziomuri (corespunzătoare fazelor uscate) şi soluri brun roşcate (corespunzătoare fazelor umede cu influenţe mediteraneene).
Secţiuni asemănătoare, dar fără cernoziomuri apar şi în Dobrogea de nord, C. Românăşi C. Tisei.
VEGETAŢIA, FAUNA ŞI MICROORGANISMELE
VegetaţiaFactorul biologic este strâns legat de cel climatic, de multe ori fiind utilizată
formularea « factorul bioclimatic ».La nivelul României se constată un evident paralelism, observat de către
Gheorghe Munteanu Murgoci (1911), între zonele de climă, vegetaţie şi sol, aşa numita zonalitate bio-pedo-climatică.
În general, în România există 3 zone de vegetaţie : stepa, forestieră, alpină. Stepa – KS, CZ Silvostepă – FZ Pădurea de cvercinee – FZ, EL, LV Pădurea de amestec stejar/fag – EL, LV, DC Pădurea de fag sau amestec fag/răşinoase – EC, DC Pădurea de conifere – DC, EP, PD Zona subalpină – PD Zona alpina – HS
Antestepă – zonă continuă cu caracter de tranziţie între stepă şi pădurile umede, care în trecut a constituit teritoriul de înaintare şi retragere a pădurii în funcţie de schimbarea condiţiilor climatice.
Silvostepă – zonă de tranziţie între stepă şi pădure, constituită din alternanţe de vegetaţie de stepă şi de pădure, datorate schimbării condiţiilor de relief sau litologie.
Vegetaţia, fauna şi microorganismele influenţează solurile în special, prin distribuţia spaţială, cantitatea, calitatea şi modul de transformare a resturilor organice depuse anual la suprafaţa sau în interiorul solurilor.Imagini cursVegetaţia erbacee – în acest caz, principala sursă de resturi organice o constituie rădăcinile.
Partea aeriană este de cele mai multe ori îndepărtată de către om, animale, vânt sau se mineralizează rapid. Rădăcinile sunt distribuite în profunzime (>1m), dar cea mai mare parte este concentrată în primii 40-50 cm.
Cantitatea de resturi organice care ajunge anual în sol depinde de condiţiile naturale şi de compoziţia pajiştilor :
plante erbacee anuale 7-30 t/ha pe 1m adâncime plante erbacee perene 3-5 t/ha pe 1m adâncime microorganisme 1 t/ha pe 1m adâncime animale < 1 t/ha pe 1m adâncime
În consecinţă, se formează un orizont superior bogat în humus şi azot, profund (60-80 cm).
Scăderea conţinutului de humus este foarte lentă în primii 40-50 cm (înrădăcinarea maximă) şi lentă spre bază.
Rezervele de humus
soluri de stepă – moderate 130-180 t/ha SB, 170-300 t/ha CZ soluri de pajişti alpine – mare datorită mineralizării reduse
Raportul C/N creşte ca valoare de la solurile de stepă spre cele de pajişti alpine, el indicând gradul de transformare a materiei organice (valori mici=transformare ridicată).
Vegetaţia lemnoasă – sursa principală de resturi organice o reprezintă frunzele, în timp ce rădăcinile lemnoase fine deţin doar 10%. Cantitatea de litieră lăsată anual la suprafaţa solului variază între 4-6 t/ha.Ca urmare, se formează un orizont superior foarte bogat în humus, dar scurt
(10-20 cm), după care conţinutul de humus scade brusc pe profil.Caracteristica solurilor dezvoltate sub pădure este concentrarea materiei
organice în primii 20 cm ai solului şi prezenţa nesemnificativă în restul profilului.Rezervele de humus ale solurilor forestiere diferă în funcţie de :
cantitatea anuală de resturi organice natura resturilor organice condiţiile climatice în care se produce transformarea gradul de participare al vegetaţiei erbacee din parterul pădurilor
În cazul solurilor din silvostepă, curba humusului exprimă caractere specifice ambelor formaţiuni vegetale, datorită alternanţei acestora în decursul timpului şi prezenţei în parterul pădurii a unui bogat înveliş erbaceu.
Solurile dezvoltate sub păduri de foioase, care au un covor erbaceu slab dezvoltat, prezintă o curbă a humusului specifică solurilor de sub pădure, cu concentrare maximă în primii 20 cm.Solurile dezvoltate sub păduri de amestec sau răşinoase, prezintă o puternică acumulare de humus în partea superioară care se menţine şi în profunzime. Acest lucru se datorează cantităţii mari de resturi organice şi transformării lente a acestora de către ciuperci.
Raportul C/N variază de la 12-15 sub pădurea de foioase, la 15-20 sub pădurea de conifere.
Vegetaţia lemnoasă influenţează evoluţia solurilor în direcţia bioacumulării sau podzolirii. Specii precum molidul, pinul, ericaceele, muşchii favorizează podzolirea datorită acidităţii. Foioasele favorizează în general bioacumularea ca şi speciile calcifile.
Vegetaţia influenţează pedogeneza şi prin faptul că atenuează intensitatea eroziunii.
Fauna
Acţiunea animalelor asupra solului are drept consecinţă afânarea acestuia, amestecarea orizonturilor de sol, apariţia unor cavităţi, cuiburi sau canale, crearea unei structuri specifice zoomorfe (coprolite).
Fauna acţionează şi asupra materiei organice din sol :
sursă de resturi organice mărunţirea resturilor organice amestecarea cu partea minerală transformarea resturilor organice
Fauna joacă un rol important în geneza şi evoluţia unor anumite tipuri de sol, solurile de stepă sunt caracterizate prin existenţa crotovinelor, rozotoarele determinând o carbonatare secundară prin aducerea materialului loessoid la suprafaţă.
Prezenţa crotovinelor în profilul solurilor de sub pădure reprezintă un indiciu că solul respectiv a trecut printr-un stadiu de sol de stepă.
Râmele şi viermii de pământ generează excremente bogate în N şi Ca, iar canalele pe care le crează îmbunătăţesc regimul aerohidric al solului.
Din motivele de mai sus s-a introdus la nivel de subtip caracterul vermic.
Microorganismele
În sol există mai multe categorii de microorganisme, care pot fi grupate astfel :
alge bacterii actinomicete ciuperci
Din categoria algelor, specifice solului sunt cele albastre, cele verzi şi diatomeele.
Acestea reprezintă microorganisme adaptate la condiţii ecologice foarte variate, ceea ce determină o largă răspândire a lor în soluri. Îndeplinesc roluri importante în procesul de fotosinteză şi în fixarea azotului. Bacteriile populează anumite soluri în număr foarte mare ( miliarde/1g sol ) şi se împart în general, în două grupe:
autotrofe - acţionează asupra compuşilor minerali procurându-şi bioxidul de carbon din aer şi
energia prin oxidarea substanţelor anorganice. heterotrofe - acţionează asupra compuşilor organici procurându-şi bioxidul
de carbon şi energia
prin oxidarea substanţelor organice.
Bacteriile pot fi de asemenea, aerobe sau anaerobe şi sunt specifice în general, solurilor formate sub vegetaţie ierboasă, cu o reacţie slab acidă/slab alcalină.
Au un rol important în procesul de fotosinteză şi în transformarea resturilor vegetale.Actinomicetele reprezintă o treaptă evolutivă intermediară între bacterii şi ciuperci, fiind foarte prezente în solurile cu reacţie neutră/alcalină şi mai puţin în cele acide. Au o capacitate mai mare decât celelalte microorganisme de a descompune substanţe organice rezistente ( lignine, celuloză ). Ciupercile sunt microorganisme heterotrofe şi aerobe, care se dezvoltă în soluri cu reacţie acidă, formate în general sub padure, având de asemenea un rol important în transformarea resturilor vegetale.
Microorganismele din sol se diferenţiază în sensul că unele sunt specifice fazei lichide a solului, iar altele celei solide a acestuia. Se constată de asemenea, o zonalitate a răspândirii acestora, determinată bioclimatic. Totodată, la nivelul profilului de sol se evidenţiază o microzonare a distribuţiei microorganismelor, generată de proprietăţile fizicochimice ale orizonturilor de sol.
Multe microorganisme sunt corelate cu prezenţa anumitor neoformaţii, care îşi datorează originea tocmai activităţii acestora: neoformaţiile fierului, manganului şi sulfului.
Curs 8. Procesele pedogenetice
PROCESE DE UNIFORMIZAREAcest tip de procese sunt contrare celor de diferenţiere, generând omogenizarea profilului de sol.
P r o c e s e l e v e r t i c e
Sunt specifice solurilor sau orizonturilor de sol cu conţinut ridicat de argilă ( > 3O % ) gonflantă (smectit). Manifestarea acestui tip de procese imprimă solului caractere morfologice particulare, atât în stare umedă, cât şi în stare uscată, determinate de proprietatea unor anumite varietăţi de argilă de a-şi mări volumul în stare umedă şi de a se contracta în stare uscată.
Astfel, în timpul perioadelor uscate, argila se contractă, formându-se crăpături largi ( >1 cm lăţime ) care fragmentează masa solului în agregate cu dimensiuni mari, având muchii şi colţuri ascuţite.
Dimpotrivă, în perioadele mai umede, argila gonflează, ceea ce face ca agregatele de sol să preseze unele asupra celorlalte, să alunece, să se întoarcă sau să se răstoarne, lustruindu-şi în acest mod suprefeţele şi determinând apariţia feţelor
de alunecare oblice ( 10-600 înclinare ). Datorită acestor presiuni, existente în masa solului şi a deplasării agregatelor de sol, la suprafaţa acestuia apar mici denivelări, care reprezintă microforme de relief specifice denumite "gâlgăi" sau "coşcove".
Din punct de vedere morfologic, se separă pe adâncimea de manifestare a acestor procese, orizontul vertic notat cu y, asociat orizonturilor A,B sau C.Imagini curs
P r o c e s e l e v e r m i c e
Denumirea provine din limba latină, de la vermus=vierme şi se datorează activităţii faunei din sol. În acest sens, animalele din sol, prin galeriile pe care le sapă determină deplasarea materialelor în sol, ceea ce implică amestecarea orizonturilor de sol şi atenuarea clarităţii limitelor dintre acestea. În acest mod, diferenţierile între orizonturile de sol se estompează, profilul tinzând să se uniformizeze. Acest tip de proces este frecvent în orizonturile superioare ale solurilor din regiunea de stepă şi silvostepă. Trăsăturile specifice pe care activitatea faunei le imprimă solului (neoformaţii biogene) determină apariţia aşa numitului "caracter vermic", considerat ca fiind prezent în situaţia în care, cel puţin 50% din volumul orizontului A şi cel puţin 25% din volumul orizontului subiacent, prezintă aceste trăsături specifice.Imagini curs
P r o c e s e l e c r i o g e n i c e
Sunt specifice zonelor de tundră şi se manifestă prin îngheţ-dezgheţ repetat, în cazul solurilor saturate cu apă şi care prezintă un orizont permanent îngheţat (permafrost).
Datorită forţelor mecanice care acţionează , în sol apar caractere specifice de genul movilelor, cercurilor cu pietre, poligoanelor, a căror apariţie se datorează crăpării solului şi structurii lamelare, datorată formării lentilelor de gheaţă.Imagini curs
PROCESE PEDOGENETICEPedogeneza, în sensul procesului de formare a solului, reprezintă totalitatea fenomenelor fizice, chimice şi biologice care se manifestă în pătura superficială a litosferei şi care determină transformări şi deplasări de substanţe şi importante schimburi de energie şi materie.
Astfel, în sol se produc în permanenţă transformări şi translocări ale constituenţilor, structurări şi reorganizări ale acestora şi pierderi sau aporturi de constituenţi. Toate aceste procese se desfăşoară sub influenţa puternică a factorilor de mediu.
Energia necesară manifestării acestor procese este solară, sintetizată în biomasa din sol, gravitaţională ( deplasarea apei în sol ) şi chimică ( datorată reacţiilor de oxidare ). Procesul de formare al solului este îndelungat şi are ca punct iniţial roca sau materialul parental şi ca punct final stadiul de echilibru ( climax ) între condiţiile de mediu, procesele pedogenetice şi aspectul profilului de sol. În acest fel, diferitele tipuri de sol, se află în multiple stadii evolutive, între punctul iniţial şi cel final al pedogenezei. Procesele pedogenetice pot fi clasificate după cum urmează:
DE TRANSFORMARE DE TRANSLOCAREPROCESE PEDOGENETICE DE UNIFORMIZARE (HAPLOIDIZARE) DE APORT ŞI TRANSPORT
PROCESE ANTROPEDOGENETICE(PROCESE PEDOGENETICE ANTROPICE)Acţiunea omului asupra învelişului de sol a început odată cu apariţia agriculturii şi s-a intensificat în timp, pe măsură ce aceasta s-a dezvoltat.
Pe anumite suprafeţe, intervenţia antropică este atât de puternică, încât conduce la apariţia unor orizonturi pedogenetice sau chiar soluri care nu apar în condiţii naturale.
Aceste procese sunt încă insuficient studiate şi conform WRB-SR 1994 (World Reference Base for Soil Resources) sunt reprezentate prin următoarele activităţi :
Lucrarea adâncă a solului – se referă la la prelucrarea mecanică a solului pe o perioadă îndelungată şi afectează o grosime mai mare a solului decât arătura normală, determinând amestecarea orizonturilor, distrugerea structurii, compactarea, reducerea permeabilităţii.
În aceste condiţii se formează orizontul hortic.
Fertilizarea intensă – se referă la aplicarea continuă pe sol de fertilizanţi fără material mineral (gunoi de grajd, compost, deşeuri menajere). Se formează orizontul plaggen.
Adaosuri de materiale străine – se referă la aplicarea continuă pe sol a unor materiale silicatice cu conţinut ridicat de substanţe minerale (nisip, material pământos, îngrăşăminte). Se formează orizontul terric.
Adaosuri de sedimente prin apa de irigaţie – se referă la suprafeţele irigate frecvent şi unde apa de irigaţie conţine cantităţi mari de suspensii minerale, săruri solubile sau materie organică, care se depun deasupra orizontului de suprafaţă sau în interiorul lui. Se formează orizontul iragric. Cultivarea submersă – se referă la orezării, unde datorită tehnologiei specifice de cultivare (apă în exces), orizontul de suprafaţă se destructurează, devine greu permeabil în condiţiile predominării ferolizei. Se formează un orizont specific denumit antracvic.
Plus imagini curs
PROCESE PEDOGENETICEDE APORT ŞI TRANSPORT
Acest tip de procese implică încetinirea pedogenezei şi menţinerea solurilor în stadii incipiente de evoluţie. Sunt considerate ca făcând parte din această categorie următoarele procese:
SEDIMENTAREA DENUDAŢIA SOLIFLUXIUNEA
Sedimentarea implică un aport de material depus la suprafaţa solului care este preluat în procesul de solificare. Acest proces este specific luncilor (datorită aluvionării), zonei de la baza versanţilor (datorită eroziunii), zonelor vulcanice (datorită depunerii cenuşii vulcanice) şi celor aride (datorită depunerii prafului). În urma aportului continuu de material, pedogeneza este întreruptă, solurile menţinându-se într-un stadiu incipient de evoluţie, cazul solurilor aluviale, solurilor acoperite sau psamosolurilor. Procesul natural de denudare, specific regiunilor montane şi deluroase are ca efect întinerirea permanentă a solurilor prin echilibrarea raportului existent între rata denudării şi cea a solificării. În această situaţie, solurile se află într-un stadiu incipient de evoluţie, cazul regosolurilor, litosolurilor şi al unor cambisoluri. Procesele de solifluxiune precum şi alte procese de alunecare, specifice solurilor formate în zone de pantă, determină perturbări ale procesului de pedogeneză şi implicit încetinirea acestuia.Imagini stii unde gasesti
PROCESE PEDOGENETICEDE TRANSFORMARE
Acest tip de procese,determină modificări pe loc ( "in situ" ) care afectează atât componentul mineral cât şi pe cel organic.
A l t e r a r e a
Procesul de alterare poate fi analizat sub două aspecte, primul aflat în strânsă legatură cu fazele iniţiale ale formării solului şi anume apariţia scoarţei de alterare, iar cel de-al doilea, legat de manifestarea directă în profilul de sol şi condiţionarea apariţiei unor orizonturi specifice.
În prima situaţie, alterarea se desfăşoară pe două direcţii, dezagregarea şi alterarea chimică.
Dezagregarea determină fărâmiţarea rocilor sub acţiunea agenţilor externi, fără a fi schimbată compoziţia chimică a acestora.
Alterarea chimică determină printr-o gamă largă de procese - hidratarea, hidroliza, dizolvarea, carbonatarea, oxido-reducerea - transformarea chimică a produselor rezultate în urma dezagregării.
Manifestarea celor două procese conduce la apariţia scoarţei de alterare. În cea de-a doua situaţie este vorba despre procesele de alterare care impun apariţia unui orizont specific, B cambic ( Bv ) căruia îi sunt caracteristice o uşoară îmbogăţire în argilă şi o culoare gălbuie. Tot în acest context, trebuie adăugată şi alterarea care se desfăşoară în arealele cu roci vulcanice, unde există minerale fără organizare cristalină ( allofane ) şi care impun caractere specifice orizontului B cambic.
B i o a c u m u l a r e a
Reprezintă un proces esenţial al formării solurilor, având de asemenea, un caracter general, în sensul că se manifestă la toate solurile.
Bioacumularea constă în acumularea în sol şi la suprafaţa acestuia, de substanţe organice, îndeosebi sub formă de humus.
Acest proces depinde în primul rând de factorul biologic, prin care înţelegem cantitatea şi calitatea resturilor vegetale lăsate anual de către plante şi activitatea animalelor şi microorganismelor din sol. În funcţie de regimul termic şi aerohidric al solului, procesul de bioacumulare poate evolua în trei direcţii:
MINERALIZARE
HUMIFICARE TURBIFICARE
În condiţiile unui climat cald şi umed, resturile organice sunt intens transformate având însă loc şi o puternică mineralizare a acestora, fapt pentru care, în sol nu se acumulează humus, dar se produce o circulaţie activă a substanţelor minerale, în sistemul sol-plantă.Pe de alt parte, în condiii climatice cu umiditate redus ( în special regiunea de step-silvostep ) procesele de humificare sunt dominante, comparativ cu cele de mineralizare, ceea ce determin o intens acumulare a humusului în sol.
În regiunile reci, cu precdere în arealele cu exces de umiditate, transformarea resturilor organice este foarte lent, acestea acumulându-se în sol sub form de turb ( resturi vegetale aflate în diferite stadii de descompunere ) datorit procesului de turbificare.
Ca urmare a manifestării acestor trei procese, caracterele morfologice ale orizonturilor de sol, formate prin bioacumulare vor fi diferite. În situaţia în care rezultă materie organică bine humificată şi intim amestecată cu partea minerală a solului, se formează un orizont de tip A (molic, umbric, ocric). Atunci când, materia organică este slab humificată, în sensul că resturile vegetale se găsesc în diferite stadii de descompunere, se formează orizonturile organice O ( de litieră, de fermentaţie, de humificare ) şi cel turbos, T ( fibric, hemic, sapric ), acesta din urmă, în prezenţa excesului de umiditate care impune ca proces dominant turbificarea.
Gleizarea şi stagnogleizarea
Reprezintă procese pedogenetice similare, care se manifestă numai în condiţiile existenţei în sol a excesului de umiditate. Acesta poate fi de natură freatică, provenind dintr-o pânză freatică aflată aproape de suprafaţă ( ad. < 2 m ) sau de natură pluvială. Procesele care au loc sub influenţa excesului de umiditate provenit din pânza freatică, poartă denumirea de procese de gleizare şi afectează în special, partea inferioară a profilului de sol. Excesul de umiditate de natură pluvială afectează mai ales, partea superioară a profilului de sol şi se datorează acumulării şi stagnării apei provenite din precipitaţii, în zonele cu relief plan sau depresionare, cu precipitaţii ridicate şi în condiţiile existenţei unui orizont de sol impermeabil. Excesul de umiditate de natură pluvială se mai poate manifesta la poalele şi în partea inferioară a versanţilor din regiunea de deal-podiş. Aceste procese sunt cunoscute sub denumirea de procese de stagnogleizare, termenul provenind de la « stagnare » şi arată că excesul de umiditate nu îşi are originea în pânza freatică. Cele două procese ale căror esenţă este dată de prezenţa unor active reacţii de oxido-reducere, imprimă orizonturilor de sol caractere morfologice specifice. În
general, elementele chimice care suferă intense oxidări şi reduceri sunt fierul şi manganul. În acest sens, se formează orizonturile gleice ( G ) si stagnogleice ( W ) caracterizate printr-un aspect marmorat, distrugerea structurii şi implicit, creşterea masivităţii şi compactităţii.
Acest tip de procese implică deplasarea unor compuşi pe verticală, în interiorul solului, fapt care determină diferenţierea profilului de sol.
Eluvierea şi iluvierea
Eluvierea reprezintă procesul de deplasare pe verticală, în profilul de sol, a constituenţilor prin intermediul apei.
Constituenţii care pot fi deplasaţi sunt în general sărurile, argila, oxizii şi silicea. În funcţie de modul specific în care se realizează această deplasare, eluvierea poate fi fizico-chimică (levigare) şi mecanică (migrare). Levigarea se referă la săruri şi presupune deplasarea acestora în soluţie, în timp ce migrarea implică deplasarea în suspensie, fără schimbarea compoziţiei chimice şi se referă la substanţele coloidale (argilă, oxizi, humus, silice). Sărurile cu diferite grade de solubilitate, sunt levigate spre baza profilului de sol, cele greu solubile (în special carbonatul de calciu) menţinându-se în profilul solurilor specifice stepei şi silvostepei.
Migrarea este un proces specific coloizilor solului, care sunt deplasai descendent, în suspensie, sub form de particule foarte fine, pân la diferite adâncimi în profilul de sol. Pentru a se produce migrarea, trebuie s se îndeplineasc o condiie esenial i anume, îndeprtarea srurilor, deoarece, prezena acestora, prin efectul lor coagulant, impiedic dispersarea coloizilor i trecerea lor în suspensie. Acest tip de eluviere este specific zonelor mai umede, cum ar fi cele subcarpatice i carpatice. Efectul manifestrii proceselor de eluviere îl constituie apariia unui orizont srcit în constitueni, cu caractere morfologice proprii, denumit eluvial i notat cu E ( luvic, albic, spodic ). În acelai timp, constituenii eluviai din partea superioar a profilului de sol, se acumuleaz ( sunt iluviai ) în partea sa intermediar sau inferioar.
Practic, procesul de iluviere reprezint acumularea constituenilor eluviai din partea superioar a profilului de sol, în partea sa intermediar sau inferioar, într-un orizont B( argiloiluvial, spodic ) sau ( carbonatoiluvial ),pe care le îmbogesc, dup caz, în carbonat de calciu, argil, humus sau sescvioxizi.
Na K (Ca)
LEVIGARE
Cca
A
argilă
Na K Ca
ARGILOILUVIERE A
E
MATERIE ORGANICĂ
SESCVIOXIZI
Na K Ca
PODZOLIREA
Bhs
E
Bs
C
Salinizarea şi alcalizarea
Procesul de salinizare are ca efect îmbogăţirea profilului de sol în săruri solubile (în special cloruri şi sulfaţi), iar cel de alcalizare, îmbogăţirea complexului coloidal al solului, în sodiu adsorbit. Salinizarea se produce în condiţiile existenţei unei pânze freatice mineralizate, situată la adâncime mică şi a unui drenaj defectuos al solului, sau în prezenţa unui material parental salifer. În aceste situaţii, sărurile urcă prin capilaritate şi îmbogăţesc orizonturile superioare ale solului determinând formarea orizonturilor salic (sa) şi salinizat (sc) în funcţie de intensitatea de manifestare a procesului. Alcalizarea se produce în condiţii asemănătoare salinizării, numai că de această dată, se constată pătrunderea în cantitate mare a ionilor de sodiu în complexul coloidal al solului şi apariţia orizonturilor natric (na) şi alcalizat (ac). Acest tip de procese se asociază frecvent celor de gleizare.
Na K SESCVIOXIZI Ca
SILICE
FERALLITIZAREA
E
B
C
Pentru mai multe exemplificatri va puteti delecta cu imaginile din curs
Curs 9. CLASIFICAREA SOLURILOR
La nivel mondial sunt utilizate mai multe clasificări ale solurilor, dintre care vom prezenta pe cele mai importante, în funcţie de aria lor de folosire. Practic, clasificarea solurilor are ca scop gruparea acestora în clase, după criteriul similitudinii proprietăţilor.
Primele clasificări ale solurilor au fost alcătuite în secolul al XIX-lea, în Germania şi se bazau în principal, pe o singură proprietate sau particularitate a solului, plecând de la concepţia eronată că acesta reprezintă o rocă sau un simplu material rezultat prin alterarea rocii. În acest sens cităm clasificarea fizică a lui Thaer A., clasificarea petrografică a lui Fallou F. A., cea chimică a lui Knop, sau cea geologică a lui Richthofen.
La sfârşitul secolului al XIX-lea şi începutul secolului XX apare în Rusia clasificarea naturalistă (Dokuceaev V.V.), care considera solul corp natural dinamic, aflat în strânsă interacţiune cu mediul.
În ultimele decenii ale secolului XX, s-a dezvoltat un nou sistem de clasificare a solurilor, bazat pe proprietăţile acestora, pe cât posibil măsurabile, elaborat de
americani şi preluat cu unele ajustări şi de F.A.O. (Organizaţia Naţiunilor Unite pentru Agricultură şi Alimentaţie).
Sisteme de clasificare folosite la nivel mondial
Clasificarea rusă
Clasificarea rusă, care la avut ca principal promotor pe Dokuceaev V.V., este o clasificare naturalistă bazată pe triada, factori de mediu-procese pedogenetice-proprietăţile solurilor. Mai este cunoscută şi sub denumirea de clasificarea genetico-geografică, deoarece ţine cont de caracterul procesului de formare a solului şi prezintă ca principală unitate taxonomică, tipul genetic de sol.
Această clasificare, completată de Sibirţev, grupează tipurile genetice de sol, în număr de 13, în trei clase principale, zonale, intrazonale şi azonale :
Soluri zonale: lateritice, loessice eoliene, castanii, cernoziomice, cenuşii de pădure, podzolice, de tundră.
Soluri intrazonale: soloneţuri, de mlaştină, humicocarbonatice. Soluri azonale: scheletice, aluviale, de luncă.
Conform acestei clasificări, solurile zonale s-au format sub influenţa condiţiilor generale de solificare, în special a factorilor bioclimatici, ocupând spaţii foarte întinse în regiunile de şes.
Solurile intrazonale ocupă suprafeţe restrânse în interiorul spaţiilor specifice solurilor zonale şi formarea lor este condiţionată de factori locali.
Solurile azonale erau considerate a fi acelea care nu prezentau diferenţieri ale orizonturilor de sol, dar în prezent această clasificare nu se mai aplică, considerându-se că toate solurile sunt influenţate mai mult sau mai puţin de condiţiile de formare specifice zonei în care se dezvoltă.
Clasificarea rusă reuşeşte să surprindă legăturile strânse între tipurile genetice de sol şi condiţiile de formare, furnizând de asemenea nomenclatorului internaţional denumiri de soluri, precum cernoziom, podzol, solonceac, soloneţ.
Clasificarea americană
Clasificarea americană este o clasificare genetică bazată pe proprietăţile solului şi a fost elaborată în anul 1975 sub denumirea de “Soil Taxonomy”. Această clasificare foloseşte 6 unităţi taxonomice (ordin, subordin, grupă mare, subgrupă, familie, serie), încadrarea solurilor într-una din aceste unităţi taxonomice realizându-se pe baza orizonturilor de diagnostic şi a caracterelor diagnostice.
La nivel superior au fost stabilite 11 ordine de sol, după cum urmează:
Entisol – soluri puţin evoluate fără orizonturi diagnostice
Vertisol – soluri cu argilă gonflantă, în care masa de sol a suferit procese de vertisolaj Inceptisol – soluri tinere având orizont cambic Aridisol – soluri din climat arid Mollisol – soluri cu orizont molic Spodosol – soluri cu orizont spodic Gelisol – soluri cu permafrost Ultisol – soluri cu orizont Bt (Bargilic) foarte alterat şi debazificat Oxisol – soluri cu orizont oxic Histosol – soluri organice sau turboase Andisol – soluri dezvoltate pe roci vulcanice
Sistemul Român de Clasificare a Solurilor a preluat din clasificarea americană noţiunile de orizont şi caracter diagnostic, precum şi o serie de denumiri ale solurilor (vertisol, molisol, spodosol, histosol).
Clasificare cu imagini vezi curs
Clasificarea F.A.O.
Sub coordonarea F.A.O. (Food and Alimentation Organisation) şi U.N.E.S.C.O., în perioada 1961-1981 a fost elaborată Harta solurilor lumii, scara 1 : 5 000 000, folosindu-se pentru prima dată o legendă unică pentru toate continentele.
În anul 1988 s-a publicat sub aceeaşi coordonare Legenda revizuită a Hărţii solurilor lumii, iar în anul 1993 a fost publicată Harta resurselor de sol ale lumii, scara 1 :25 000 000.
De asemenea, în anul 1998 Societatea Internaţională pentru Ştiinţa Solului a publicat Baza Mondială de Referinţă pentru Resursele de Sol (World Reference Base of Soil Resources) în care au fost separate la nivel de glob, 30 de grupe de sol de referinţă, pe care le prezentăm în continuare pe scurt.
Soluri minerale condiţionate de climate tropicale şi subtropicale umede
Feralsolurile - FR
Denumirea provine din limba latină de la ferrum şi aluminium. Reprezintă solurile cel mai intens alterate de pe Glob şi pot atinge grosimi de zeci de metri. Prezintă orizont B feralic (oxic) alcătuit din oxizi de fier şi aluminiu hidrataţi, argilă caolinitică şi cuarţ. Deţin o suprafaţă de 7,4% (fig. 1), în special în nordul Americii de Sud şi centrul Africii. Profilul de sol este de tipul A-B-C, are între 8-10 m grosime, potenţialul de fertilitate este redus şi sunt folosite silvic (pădure tropicală).
Plintosolurile – PT
Sunt soluri care conţin peste 25% din volum plintit (amestec de fier, argilă caolinitică şi cuarţ), într -un strat de cel puţin 15 cm grosime în primii 50 cm ai solului. Denumirea provine din limba greacă, de la plinthos=cărămidă. Plintitul are culoare cenuşie-albăstruie cu pete roşii, brune şi ocru şi este puternic întărit. În stare umedă poate fi tăiat cu un instrument metalic, dar în stare uscată se întăreşte ireversibil formând cuirase feruginoase. Ocupă o suprafaţă de 0,4% în regiunile cu relief vălurit din zona tropicală, în zone joase sau platouri (Brazilia, Congo, India, Australia, Spania). Plintosolurile sunt soluri feralitice afectate de hidromorfism (exces de umiditate) şi au o fertilitate foarte redusă datorită micşorării volumului edafic, excesului de umiditate şi compactităţii.
Acrisolurile – AC
Sunt caracterizate prin prezenţa unui orizont Bt cu capacitate redusă de schimb cationic şi grad de saturaţie în baze <50%. Denumirea provine din limba latină de la acris=foarte acid şi deţin 6% la nivel mondial. Formula profilului de sol este A-E-Bt-C, orizontul E nu prezintă nici trecere bruscă nici glosică, orizontul Bt este de culoare brun-roşcată sau roşie, iar argila nu este distribuită uniform pe profil ca la nitisoluri. Apar în regiunea tropicală/subtropicală umedă sub vegetaţie arborescentă. Sunt sărace în materie organică şi nutrienţi având o fertilitate slabă pentru culturi agricole, dar bună pentru vegetaţia naturală. Deoarece dau două recolte pe an sunt totuşi folosite în sistemul de agricultură itinerantă.
Alisolurile – AL
Sunt soluri cu orizont Bt şi se deosebesc de luvisoluri, acrisoluri şi lixisoluri printr-o capacitate mai mare de schimb cationic, grad de saturaţie în baze <50% şi un conţinut mai ridicat de aluminiu schimbabil. Denumirea provine din latină de la aluminium şi deţin 0,7% în zona temperată dar şi în zona tropicală umedă în asociaţie cu acrisolurile. Au o fertlitate bună pentru vegetaţia naturală şi redusă pentru culturi.
Nitisolurile – NT
Denumirea provine din limba latină de la nitidus=strălucitor, deoarece prezintă un orizont Bt cu agregate cu feţe lucioase, poliedrice. Nu prezintă orizont E, iar limita între A şi B este difuză, conţinutul de argilă nu descreşte de la maximul înregistrat cu >20% în primii 150 cm. Deţin 1,9% în climatul tropical cu două anotimpuri (umed/uscat), pe relieful mai înalt, pe roci bazice/intermediare. Profilul este de tipul A-AB-Bt-C şi are o culoare roşie. Sunt solurile cele mai fertile din zona tropicală, fiind larg utilizate în agricultură.
Lixisolurile – LX
Se deosebesc de acrisoluri printr-un grad de saturaţie în baze >50% în orizontul Bt. Ele realizează tranziţia între acrisoluri şi solurile din regiuni mai aride, apărând în climatul tropical subumed (păduri xerofile, savane, fig. 2). Au probleme de utilizare asemănătoare acrisolurilor cu excepţia amendării calcaroase.
Plintosolurile – PT
Sunt soluri care conţin peste 25% din volum plintit (amestec de fier, argilă caolinitică şi cuarţ), într-un strat de cel puţin 15 cm grosime în primii 50 cm ai solului. Denumirea provine din limba greacă, de la plinthos=cărămidă. Plintitul are culoare cenuşie-albăstruie cu pete roşii, brune şi ocru şi este puternic întărit. În stare umedă poate fi tăiat cu un instrument metalic, dar în stare uscată se întăreşte ireversibil formând cuirase feruginoase. Ocupă o suprafaţă de 0,4% în regiunile cu relief vălurit din zona tropicală, în zone joase sau platouri (Brazilia, Congo, India, Australia, Spania). Plintosolurile sunt soluri feralitice afectate de hidromorfism (exces de umiditate) şi au o fertilitate foarte redusă datorită micşorării volumului edafic, excesului de umiditate şi compactităţii.
Acrisolurile – AC
Sunt caracterizate prin prezenţa unui orizont Bt cu capacitate redusă de schimb cationic şi grad de saturaţie în baze <50%. Denumirea provine din limba latină de la acris=foarte acid şi deţin 6% la nivel mondial. Formula profilului de sol este A-E-Bt-C, orizontul E nu prezintă nici trecere bruscă nici glosică, orizontul Bt este de culoare brun-roşcată sau roşie, iar argila nu este distribuită uniform pe profil ca la nitisoluri. Apar în regiunea tropicală/subtropicală umedă sub vegetaţie arborescentă. Sunt sărace în materie organică şi nutrienţi având o fertilitate slabă pentru culturi agricole, dar bună pentru vegetaţia naturală. Deoarece dau două recolte pe an sunt totuşi folosite în sistemul de agricultură itinerantă.
Alisolurile – AL
Sunt soluri cu orizont Bt şi se deosebesc de luvisoluri, acrisoluri şi lixisoluri printr-o capacitate mai mare de schimb cationic, grad de saturaţie în baze <50% şi un conţinut mai ridicat de aluminiu schimbabil. Denumirea provine din latină de la aluminium şi deţin 0,7% în zona temperată dar şi în zona tropicală umedă în asociaţie cu acrisolurile. Au o fertlitate bună pentru vegetaţia naturală şi redusă pentru culturi.
Soluri minerale condiţionate de climate aride/semiaride
Calcisolurile – CL
Sunt caracterizate prin prezenţa unui orizont Cca şi a unui orizont A sărac în humus. Denumirea provine din latină de la calcium şi deţin 7,5% în regiunile
aride şi semiaride (mai ales) din climatul temperat şi subtropical (fig. 3). Au o fertilitate foarte redusă datorită deficitului de umiditate şi sunt folosite ca păşuni.
Gipsisolurile – GY
Sunt caracterizate prin prezenţa unui orizont cu acumulare de gips situat la mică adâncime şi un orizont A sărac în materie organică. Se aseamănă cu calcisolurile, deţin 1,1% în regiuni foarte aride din Algeria, Tunisia, Siria, Irak, Spania, statul american Texas, Mexic, sudul Australiei, Namibia. Au fertilitate foarte redusă datorită deficitului de umiditate şi nu pot fi irigate datorită dizolvării gipsului.
Solonceacurile – SC
Prezintă în partea superioară (primii 20-30 cm) o puternică acumulare de săruri uşor solubile. Au o formulă de tip A-C şi deţin 2% în arealele joase, slab drenate din zona aridă/semiaridă, uneori şi semiumedă. Denumirea provine din rusă de la sol=sare şi sunt practic inutilizabile datorită costurilor mari ale măsurilor ameliorative.
Soloneţurile – SN
Prezintă un orizont B natric cu saturaţie ridicată în Na schimbabil şi o formulă de tipul A-Btna-C sau A-E-Btna-C. Deţin 0,7% în aceleaşi areale cu solonceacurile. Au o fertilitate foarte redusă şi sunt folosite ca pajişti.
Durisolurile – DR
Sunt caracterizate prin prezenţa la mică adâncime (primii 100 cm) a duripanului (strat întărit cu silice secundară) sau a nodulelor întărite. Apar în climatul mediteraneean sau în cele aride/semiaride. Formula profilului este A ocric-duripan (30cm-4m grosime) şi au culoare roşie. Au fertilitate redusă fiind folosite ca păşuni, iar în regim irigat pot fi cultivate.
Soluri minerale condiţionate de climatul temperat de tip stepic
Kastanoziomurile – KS
Reprezintă soluri cu acumulare de humus relativ redusă formate în stepa mai uscată. Formula profilului de sol este Am-AC-Cca şi deţin 3,2% la tranziţia dintre deşerturi şi stepă (fig. 4). Acumularea de humus şi spălarea sărurilor sunt reduse datorită cantităţii mici de precipitaţii, fiind carbonatice de la suprafaţă. Denumirea provine din latină de la castaneo=castană. Sunt folosite ca păşuni şi se cultivă numai în regim irigat.
Cernoziomurile – CH
Reprezintă soluri cu acumulare mare de humus, formate în stepă şi silvostepă. Prezintă orizont A molic şi un orizont Cca situat la mai puţin de 125 cm adâncime şi deţin 2,2% în stepele Europei, Asiei şi Americii de Nord (fig. 5). Formula profilului Am-AC-Cca, Am-Bv-Cca, Am-Bt-Cca. Au potenţial de fertilitate foarte bun şi sunt folosite pentru culturi, necesitând irigaţii.
Faeoziomurile – PH
Prezintă orizont Am-Bt-C (sau Cca la peste 125cm adâncime) iar denumirea provine din greacă de la phaios=întunecat. Deţin 1% în preeria nord americană, Argentina, Uruguay, China de Nord-Est, Europa Centrală (câmpiile dunărene, fig. 4). Au o fertilitate chiar mai bună ca a cernoziomurilor datorită reacţiei uşor acide şi umidităţii mai mari, fiind folosite pentru culturi agricole.
Soluri minerale condiţionate de climate temperate umede şi subumede
Luvisolurile – LV
Prezintă orizont Bt cu grad de saturaţie în baze >50% şi o formulă a profilului de sol de tipul O-Ao-Bt-C sau O-Ao-E-Bt-C. Deţin 4,5% în zona pădurilor de foioase din Europa, Asia şi America de Nord (fig. 5). Fertilitatea este moderată sau redusă fiind folosite pentru cartof, porumb, viţă de vie sau plantaţii de măslini.
Planosolurile – PL
Se caracterizează prin formarea unui exces temporar de umiditate în partea superioară a profilului, datorită prezenţei unui orizont Bt. Trecerea între orizonturile E şi Bt se realizează brusc, iar formula profilului de sol este O-A-Ew-Btw-C. Deţin 1,1% în climatul temperat continental şi cel tropical cu două anotimpuri, pe suprafeţe plane sau depresionare, denumirea provine din latină de la planus=plat, orizontal. Potenţial de fertilitate este slab, utilizarea principală fiind cea pastorală sau silvică.
Albeluvisolurile – AB
Realizează tranziţia între luvisoluri şi podzoluri şi deţin 1,9% în climatul temperat răcoros, în special sub pădure. Prezintă orizont E albic care trece în orizontul Bt sub formă de limbi (caracter glosic), formula profilului de sol fiind O-A-Ea-Bt-C. Prezintă exces de umiditate şi au fertilitate scăzută pentru agricultură fiind folosite ca păduri şi pajişti.
Podzolurile – PZ
Sunt soluri care prezintă orizont spodic (Bs, Bhs) şi deţin o suprafaţă de 3,6%. Apar în special în emisfera nordică, la sudul zonei de tundră din Europa, Asia şi America de Nord, sub păduri de conifere (fig. 5). Pot apărea şi în climatul tropical umed şi temperat atlantic. Formula profilului de sol este de tip O-A-E-Bhs-C(R) sau O-A-Bs-C(R). Denumirea provine din limba rusă de la pod=sub şi zola=cenuşă. Grosimea solului este redusă în zona nordică şi montană (<1m) şi mare în cea tropicală (2-3m). Au un potenţial redus de fertilitate şi sunt utilizate silvic sau pastoral.Umbrisolurile – UB
Reprezintă soluri cu orizont B cambic şi orizont A umbric închis, bogat în materie organică, V<50% şi reacţie acidă. Denumirea provine din latină de la umbra=închis. Apar în NV Europei, faţada atlantică a Europei, Islanda, insulele Britanice şi zonele montane înalte din Europa, Asia, America de Sud, Australia şi America de Nord. Profilul este de tip A-Bv-C. Sunt utilizate predominant ca pajişti şi silvic.
Soluri minerale condiţionate de climatul arctic
Criosolurile – CR
Reprezintă soluri care prezintă un strat permanent îngheţat în primii 100 de cm. Ocupă suprafeţe întinse în Alaska, nordul Canadei, al Europei şi Rusiei, Groenlanda, Antarctica şi zonele montane cele mai înalte. Predomină procesele criogenice : îngheţ-dezgheţ, crioturbaţii, sortarea criogenică, crăpături termale şi segregarea de gheaţă. Sunt utilizate ca pajişti dar şi silvic şi mai rar agricol.
Soluri minerale condiţionate de vârsta limitată
Cambisolurile – CM
Sunt soluri moderat dezvoltate brune sau roşii, care au faţă de materialul parental modificări de culoare, structură şi textură, prezentând orizont B cambic. Ocupă 6,2% cele mai răspândite din lume, în climatul temperat şi subpolar, dar şi în cel tropical/subtropical în teritorii fragmentate şi accidentate, pe pante. Evolutiv reprezintă tranziţia între leptosoluri/regosoluri şi luvisoluri/podzoluri (clima temperată) sau lixisoluri/feralsoluri (climă caldă şi umedă). Profil de tip A-Bv-C, iar denumirea provine din italiană de la cambiare=schimbare. Cele acide au fertilitate scăzută fiind folosite silvic, iar cele saturate în baze sunt mai bune fiind folosite ca pajişti sau livezi.
Soluri minerale condiţionate de roca parentală
Arenosolurile – AR
Denumirea provine din latină de la arena=nisip şi reprezintă soluri nisipoase pe cel puţin 100 cm adâncime, care de obicei prezintă doar un orizont A ocric. Ocupă o suprafaţă de 2% în regiunile aride şi chiar semiaride. Au fertilitate extrem de scăzută fiind folosite ca pajişti sau silvic şi putând fi cultivate numai în regim irigat.
Vertisolurile – VR
Denumirea provine din latină de la vertere=a se învârti, a se întoarce şi apar pe depozite argiloase gonflante. Nu sunt diferenţiate datorită omogenizăriilor prin procese vertice, prezentând orizont vertic între 25-100 cm adâncime. Ocupă o suprafaţă de 2,5% în Australia, India, Sudan, Maroc. Poartă denumirea de regur (India), tirs (N Africii), smolniţă (Iugoslavia), slitoziom (Rusia). Apar pe terenuri plane în climat tropical/subtropical şi mai rar în cel temperat cu un sezon umed şi unul uscat. Profilul este de tip Ay-ACy-C sau Ay-By-C. Au proprietăţi fizice nefavorabile, dar cu toate acestea sunt cele mai fertile din zona caldă. Sunt cultivate pe scară largă, mai ales în condiţii de irigaţie (bumbac, grâu, trestie de zahăr, sorg, porumb), dar se lucrează greu şi cu consumuri mari.
Andosolurile – AN
Denumirea provine din japoneză de la an=închis şi do=sol şi sunt formate pe cenuşi sau roci vulcanice. Ocupă 1,2% în regiunile cu activitate vulcanică şi au profil de tipul A-Bv-C (R). Sunt în general fertile pentru pădure şi pajişti, iar în zona caldă sunt cultivate cu bune rezultate (cafea, cauciuc, banane, citrice, viţă de vie).Soluri minerale condiţionate de relief
Leptosolurile – LP
Denumirea provine din greacă de la leptos=subţire şi sunt caracterizate prin apariţia rocii dure, compacte în primii 30 cm (A-R). Ocupă 16,9% în regiunile montane, pe versanţi cu pantă accentuată sau culmi înguste, cu eroziune activă, cât şi în pustiuri. Au un potenţial de fertilitate redus datorită volumului edafic scăzut. Sunt folosite predominant ca pajişti şi evoluează spre alte soluri în funcţie de pantă, natura rocii şi condiţiile climatice.
Regosolurile – RS
Denumirea provine din greacă de la rhegos=înveliş şi reprezintă soluri neevoluate dezvoltate pe sedimente neconsolidate (cu excepţia aluviunilor), având profil de tip A-C. Ocupă 6,7% din suprafasţa globului mai ales în regiunile arctice
(tundră) şi tropicale/subtropicale aride. Pedogeneza este lentă datorită temperaturii scăzute, aridităţii şi eroziunii pe pante. Au fertilitate redusă fiind folosite ca pajişti.
Fluvisolurile – FL
Reprezintă soluri în curs de formare caracteristice zonelor de luncă, teraselor joase, deltelor şi ariilor de divagare şi sunt dezvoltate pe sedimente aluviale recente. Denumirea provine din latină de la fluvius=fluviu şi prezintă un orizont A urmat de aluviuni. Ocupă 2,4%, sunt frecvent gleizate şi sunt relativ fertile fiind folosite complex, atât ca păşuni şi pajişti, dar şi pentru culturi sau zăvoaie.
Gleisolurile – GL
Denumirea provine din rusă de la gley=masă de sol (sunt masive) şi se formează în condiţiile excesului de apă freatică. Prezintă orizont gleic în primii 50 cm şi au profil de tipul A-AG-G, A-BG-G, A-AG-CcaG. Ocupă 4,6% în regiunile mlăştinoase din zona tropicală şi temperată nordică. Sunt folosite îndeosebi ca pajişti şi silvic. Pot fi cultivate numai în condiţiile executării unor lucrări de drenaj.
Soluri minerale condiţionate de activitatea umană
Antrosolurile – AT
Denumirea provine din franceză de la anthropo=referitor la om şi ocupă circa 2 milioane de hectare. Se referă la soluri care prezintă modificări importante ale orizonturilor sau stării originare. Pe o grosime de cel puţin 50 cm solurile sunt fie desfundate, fie îmbogăţite în fosfor datorită fertilizării, fie se acumulează sedimente în urma irigaţiei, fie sunt acoperite cu gunoaie orăşeneşti, deşeuri de mine, diferite umpluturi.Soluri organice
Histosolurile – HS
Denumirea provine din greacă de la histos=ţesut şi reprezintă soluri organice saturate cu apă perioade lungi ale anului. Prezintă la suprafaţă un orizont gros (>40-60 cm)de materie organică aflată în diferite stadii de descompunere. Ocupă 1,8% în zonele cu turbării din zona subpolară şi tropicală umedă (Câmpia Siberiei de Vest, Câmpia Amazonului). Pot fi cultivate numai în condiţii foarte stricte deoarece sunt afectate de subsidenţă, pot lua foc, iar dacă sunt drenate prea mult, materia organică se usucă şi poate fi spulberată.
Clasificarea solurilor României
Clasificarea solurilor utilizată în România este o clasificare combinată, morfo-genetică, care se bazează atât pe proprietăţile solurilor (caracterele morfologice definite prin orizonturi de diagnostic), cât şi pe procesele pedogenetice caracteristice şi factorii de formare. Sistemul român de clasificare a fost elaborat de “Institutul de Cercetări pentru Pedologie şi Agrochimie” şi publicat în anul 1980, gruparea solurilor realizându-se în funcţie de procesul pedogenetic caracteristic şi orizontul de diagnostic.
Această clasificare se bazează pe 7 unităţi taxonomice, 3 de nivel superior şi 4 de nivel inferior.
Unităţi taxonomice de nivel superior
Clasa de sol Tipul de sol Subtipul de sol
Unităţi taxonomice de nivel inferior
Varietatea de sol Familia de sol Specia de sol Varianta de sol
CLASA DE SOL
ORIZONT DIAGNOSTIC TIPURI DE SOL
Molisoluri Orizont A molic şi orizont subiacent cu culori de orizont molic, cel puţin în partea superioară
- sol bălan- cernoziom- cernoziom cambic- cernoziom argiloiluvial- sol cernoziomoid- sol cenuşiu- rendzină- pseudorendzină
Argiluvisoluri Orizont B argiloiluvial (fără a se îndeplini condiţia de la clasa anterioară)
- sol brun-roşcat- sol brun argiloiluvial- sol brun-roşcat luvic
- sol brun luvic- luvisol albic- planosol
Cambisoluri Orizont B cambic (fără a se îndeplini condiţia de la clasele 1,5,6,7)
- sol brun eu-mezobazic- sol roşu (terra rossa)- sol brun acid
Spodosoluri Orizont B spodic - sol brun feriiluvial- podzol
Umbrisoluri Orizont A umbric şi orizont subiacent cu culori de orizont umbric, cel puţin în partea superioară
- sol negru acid- andosol- sol humicosilicatic
Soluri hidromorfe
Orizont gleic (G) sau pseudogleic (W) - lăcovişte- sol gleic- sol negru clinohidromorf (sol negru de fâneaţă)- sol pseudogleic
Soluri halomorfe
Orizont salic (sa) sau natric (na) - solonceac- soloneţ
Vertisoluri Orizont vertic (y) de la suprafaţă - vertisolSoluri neevoluate, trunchiate sau desfundate
Orizont A (în general slab format) urmat de materielul parental, sau profil intens trunchiat ori deranjat prin desfundare
- litosol- regosol- psamosol- protosol aluvial- sol aluvial- erodisol- coluvisol- sol desfundat- protosol antropic
Soluri organice (histosoluri)
Orizont T având cel puţin 50 cm grosime - sol turbos
Clasificarea solurilor la nivel de clasă şi tip (I.C.P.A.,1987).Nivelul taxonomic
Nivelul de detaliere Seria ierarhică de categorii
Nivelul superior Clasă de soluriTip genetic de solSubtip de sol
Nivelul inferior Varietate de solSpecie de solFamilia de solVariantade sol
Nivel superior
Clasa de soluri reprezintă totalitatea solurilor caracterizate printr-un anumit stadiu sau mod de diferenţiere a profilului de sol dat de prezenţa unui anumit orizont pedogenetic sau proprietate esenţială, considerate elemente diagnostice, în taxonomia românească existând 12 clase de sol.
Tipul de sol reprezintă o grupă de soluri asemănătoare separate în cadrul unei clase de soluri, caracterizate printr-un anumit mod specific de manifestare a uneia sau mai multor dintre următoarele elemente diagnostice : orizontul diagnostic specific clasei şi asocierea lui cu alte orizonturi, trecerea de la sau la orizontul diagnostic specific, proprietăţile acvice, salsodice. În Sistemul Român de Taxonomie a solurilor există 32 de tipuri de sol, care sunt prezentate mai jos.
CLASIFICAREA SOLURILOR LA NIVEL DE CLASĂ ŞI TIP
CLASA DE SOLSimbol Denumire
ORIZONTUL SAU PROPRIETĂŢILE DIAGNOSTICE
TIPURI GENETICE DE SOLSimbol Denumire
PRO PROTISOLURI
Orizont A sau orizont O (<20cm), urmate de rocă (Rn sau Rp). Nu prezintă orizont Cca.
LS Litosol RS Regosol PS Psamosol AS Aluviosol ET Entiantrosol
CER CERNISOLURI
Orizont Amolic (Am), urmat de orizont intermediar (AC, AR, Bv, Bt) având în partea superioară culori cu valori şi crome <3,5 la umed, sau orizont Amolic forestalic (Amf) urmat de orizont AC, Bv (indiferent de culori) şi de orizont Cca aflat în primii 60-80cm.
Orizont Aumbric (Au) urmat de orizont intermediar (AC, AR, Bv) având în partea superioară culori cu valori şi crome <3,5 la umed.
NS Nigrosol HS Humosiosol
CAM CAMBISOLURI
Orizont B cambic (Bv) având culori cu valori şi crome >3,5 la umed începând din partea superioară. Nu prezintă orizont Cca în primii 80cm.
EC Eutricambosol DC Districambosol
LUV LUVISOLURI
Orizont Bargic (Bt) având culori cu valori şi crome >3,5 la umed începând din partea superioară. Nu se include solurile cu orizont Bargic nitric (Btna).
EL Preluvosol LV Luvosol PL Planosol AL Alosol
SPO SPODISOLURI
Orizont spodic (Bhs, Bs) sau orizont criptospodic (Bcp).
EP Prepodzol PD Podzol CP Criptopodzol
PEL PELISOLURI
Orizont pelic sau orizont vertic începând din primii 20cm, sau imediat sub Ap.
PE Pelosol VS Vertosol
AND ANDISOLURI
Orizont andic în profil, în lipsa orizontului spodic
AN Andosol
HID HIDRISOLURI
Proprietăţi gleice (Gr) sau stagnice intense (W) care în cep în primii 50cm, sau orizont Alimnic (Al) sau orizont histic (T) submers
SG Stagnosol GS Gleiosol LM Limnosol
SAL SALSODISOLURI
Orizont salic (sa) sau natric (na) situat în partea superioară a solului (în primii 50cm) sau orizont Btna.
SC Solonceac SN Soloneţ
HIS Orizont folic (O) sau turbos (T) TB
HISTISOLURI situat în partea superioară a unui sol de peste 50cm grosime, sau numai de 20cm dacă este situat pe orizontul R.
Histosol FB Foliosol
ANT ANTRISOLURI
Orizont antropedogenetic sau lipsa orizontului A şi E îndepărtate prin eroziune accelerată sau decopertare antropică
ER Erodosol AT Antrosol
Subtipul de sol diferenţiază solurile din cadrul aceluiaşi tip, în funcţie de prezenţa sau absenţa unor orizonturi de tranziţie între două tipuri :
albic (ab) - sol având orizont eluvial albic (Ea) de minimum 10cm. Se aplică la Luvosoluri
alic (ai) – sol având proprietăţi alice în orizontul Bargic (Bt) pe grosime mai mică decât cea diagnosticată pentru alosol. Se aplică la Luvisoluri.
aluvic (al) – sol format pe materiale parentale fluvice (în lunci, terase, zone de divagare, delte). Nu se aplică la Aluviosoluri.
andic (an)– sol cu material amorf (provenit din rocă sau material parental), prezent cel puţin într-unul dintre orizonturi, fără a îndeplini condiţiile pentru a fi încadrat la Andosol.
antracvic (aq) – sol având proprietăţi antracvice. Se aplică la Antrosoluri. amfigleic (ag) – sol stagnic (în partea superioară) şi gleic (în partea
inferioară) în acelaşi timp. argic (ar)– sol având orizont Bargic (Bt). Nu se aplică la Luvisoluri. brunic (br) – Pelosol sau Vertosol având în orizontul superior culori relativ
deschise, cu crome>2. calcaric (ka) – sol având carbonaţi de la suprafaţă sau din primii 50cm
(proxicalcaric dacă apar între 0-20cm şi epicalcaric între 20-50cm). calcic (ca) – sol având orizont Ccalcic (Cca) în primii 125cm (primii 200cm în
cazul texturilor grosiere). cambic (cb)– sol având orizont Bcambic (Bv).Nu se aplică la Cambisoluri. cambiargic (cr) – sol având orizont B cu caractere cambica în prima parte şi
argice în a doua parte. Se aplică la Alosoluri. carbonato-sodic (so) – Solonceac sau Soloneţ care conţin >10 mg
(0,33me) sodă (carbonat şi bicarbonat de sodiu) la 100g sol. cernic (ce) – sol având orizont molic care se continuă cu culori de orizont
molic în prima parte a orizontului intermediar. Se aplică la Gleiosol. clinogleic (cl) – sol cu stagnogleizare (w) din primii 50cm şi gleizare (Go) în
primii 200cm. cloruro-sulfatic – Solonceac tipic cu acumulare intensă de cloruri, sulfaţi. coluvic (co) – sol dezvoltat pe material parental fluvic coluvial nehumifer
>50cm grosime, pe versanţi sau la baza acestora. Se aplică la Aluviosoluri. copertic (ct) – sol (de obicei Entiantrosol) acoperit cu material de sol humifer
(de obicei Amolic) de peste 10-15cm grosime. criostagnic (cs) – sol cu proprietâţi criostagnice. Se aplică la soluri din zona
montană înaltă (rece).
district (di) – sol având proprietăţi districe cel puţin în orizontul superior. Nu se aplică la Cambisoluri, Umbrisoluri, Spodisoluri, Alosoluri.
entic (en) – sol având dezvoltare extrem de slabă sau care nu îndeplineşte integral caracterele tipului.
eutric (eu) – sol având proprietăţi eutrice cel puţin în orizontul de suprafaţă, fără carbonaţi. Nu se aplică la Cernisoluri, Luvisoluri, Salsodisoluri, Vertisoluri.
feriluvic (fe) – sol având orizont spodic feriiluvial (Bs) în care raportul Fe/C organic este >6. Se aplică la Podzol.
garbic (ga) – Entiantrosol dezvoltat pe materiale parentale antropogene garbice (deşeuri predominant organice).
gleic (gc) – sol având proprietăţi gleice (orizont Gr) între 50-100cm. glosic (gl)– sol având orizont eluvial care pătrunde sub formă de limbi în
orizontul B (E+B). greic (gr) – sol având suborizont Ame. Se aplică la Feoziomuri şi
Cernoziomuri. histic sau turbos (tb) – sol având orizopnt folic (O) de 20-50cm grosime sau
orizont turbos (T) de 20-50cm grosime la suprafaţă sau în primii 50cm. hortic (ho) – sol având orizont Ahortic >50cm. Se aplică la antrosoluri. kastanic (kz) – cernoziomuri calcarice avănd crome de 2 la umed litic (ls)– sol cu rocă compactă consolidată (orizont R) continuă în profilul de
sol (epilitic între 20-50cm, mezolitic între 50-100cm, batilitic între 100-150cm).
litoplacic (lp) – sol cu strat compact artificial deasupra (pavat, betonat, pietruit, asfaltat) continuu. Subdiviziuni ca la litic.
luvic (lv) – sol cu orizont eluvial luvic (El) şi orizont Bargic (Bt) sau argic-natric (Btna). Se aplică la Stagnosol şi Soloneţ.
mixic (mi) – Entiantrosol care se dezvoltă pe materiale parentale mixice. maronic (mr) – sol cu orizont Amolic forestalic (Amf). Se aplică la
Kastanoziomuri şi Cernoziomuri. molic (mo)– sol având orizont Amolic. Nu se aplică la Cernisoluri. nodulo-calcaric (nc) – Vertisol care prezintă noduli calcaroşi diseminaţi în
masa solului în primii 100cm. pelic (pe) – sol având textură foarte fină cel puţin în primii 50cm. Nu se
aplică la Pelisoluri. planic (pl) – sol cu schimbare texturală bruscă între orizontul eluvial (El, Ea)
şi orizontul Bargic (Bt) pe 7,5-15cm. preluvic (el) – sol cu orizont Bargic (Bt) slab conturat şi fără orizont eluvial.
Se aplică la Alosoluri. prespodic (ep) – sol acid (Districambosol, Nigrosol) cu orizont Bcambic (Bv)
prezentând acumulare de sescvioxizi fără a îndeplini integral condiţiile de orizont spodic.
prundic (pr) – sol format pe pietriş fluviatil (proxiprundic pietriş între 0-20cm, epiprundic între 20-50cm, mezoprundic între50-100cm, batiprundic între 100-200cm).
psamic (ps) – sol având textură grosieră cel puţin în primii 50cm. Nu se aplică la Psamosol.
reductic (re) – Entiantrosol care se dezvoltă pe materiale parentale antropogene reductice.
rendzinic (rz) – sol având saturaţia în baze >53% şi material parental reprezentat prin depozit scheletic calcaros , caracterul scheletic începând din primii 20cm. Se aplică la litosol.
rezicalcaric (rk) – sol care prezintă orizont C cu carbonaţi reziduali începând din primii 125cm. Se aplică la Preluvosol, Luvosol şi unele Cernisoluri.
rodic (ro) – sol cu orizont B având în partea inferioară şi cel puţin în pete (în proporţie >50%) în partea superioară culori în nuanţe de 5YR sau mai roşii.
roşcat (rs) – sol cu orizont Bargic (Bt) având în partea inferioară şi cel puţin în pete (în proporţie >50%) în partea superioară culori în nuanţe de 7,5YR.
rudic (ru) – Entiantrosol având material parental antropogen scheletic de cel puţin 30cm grosime începând de la suprafaţă sau imediat sub suprafaţă.
salinic (sc)– sol având orizont salinizat sau hiposalic (sc) în primii 100cm sau orizont salic (sa) situat între 50-100cm.
salsodic (ss) – sol salinic şi sodic în acelaşi timp. scheletic (qq) – sol cu caracter scheletic (>75% schelet) având orizonturi A, E
sau B excesiv scheletice (proxischeletic, schelet între 0-20cm, epischeletic între 20-50cm, mezoscheletic între 50-100cm, batischeletic între 100-200cm).
sodic (ac) – sol având orizont alcalizat sau hiposodic (ac) în primii 100cm sau orizont natric (na) situat între 50-100cm.
solodic (sd) – Soloneţ cu orizont eluvial (El, Ea) cu grosime >15cm sau Planosoluri cu orizont Bargic-hiponatric.
spodic (sp) – Erodosol cu orizont spodic sau rest de orizont spodic la suprafaţă.
spolic (sl) – Entiantrosol care se dezvoltă pe materiale parentale antropogene spolice.
stagnic (st) – sol având proprietăţi hipostagnice (w) în primii 100cm sau proprietăţi stagnice intense (orizont stagnic W) între 50-200cm. Poate fi mezostagnic dacă W apare între 50-100cm sau proxihipostagnic, w între 0-20cm, epihipostagnic, w între 20-50cm, mezohipostagnic, w între 50-100cm.
teric (te) – Histosol având orizont mineral >30cm grosime, situat în primii 100cm.
tionic (to) – sol având orizont sulfuratic în primii 125cm. tipic (ti) – sol care reprezintă conceptul central al tipului de sol şi care nu are
caractere specifice unui alt subtip. umbric (um) – sol având orizont Aumbric (Au). Nu se aplică la Umbrisoluri. urbic (ur) – Entiantrosol dezvoltat pe materiale parentale antropogene
urbice. vertic (vs) - sol având orizont vertic situat între baza orizontului A sau E şi
100cm. Nivel inferior
Varietatea de sol diferenţiază subtipul de sol în funcţie de caracteristicile particulare ale solului, gradul de gleizare, stagnogleizare, salinizare, alcalizare, adâncimea de la care apar carbonaţii (tabel 8) şi grosimea solului până la roca compactă.
Familia de sol diferenţiază subtipul de sol în funcţie de natura şi granulometria materialului parental.
Specia de sol este o subdiviziune a familiei de sol şi diferenţiază solurile în funcţie de textură, conţinutul de schelet şi gradul de transformare a materiei organice în cazul solurilor organice.
Varianta de sol diferenţiază solurile în funcţie de influenţa antropică asupra lor determinată de modul de folosinţă, modificări determinate de utilizarea în agricultură, gradul de eroziune în suprafaţă, decopertare, colmatare sau acoperire, degradarea prin excavare sau poluare.
Curs10. LEGILE RĂSPÂNDIRII SOLURILOR PE TERRA
LEGEA ZONALITĂŢII
Termenul de zonalitate, cât şi concepţia generală privind zonalitatea solurilor, privită ca o lege importantă a răspândirii acestora, au fost introduse în terminologia pedologică de către fondatorul Ştiinţei solului, V.V. Dokuceaev, în anul 1898.
În acest sens, Dokuceaev a separat pentru emisfera nordică cinci zone:
arctică de pădure a cernoziomurilor aerală a solurilor lateritice.
De asemenea, un alt reprezentant important al şcolii ruse de pedologie, I.P. Gherasimov a separate pe Harta solurilor lumii editată în anul 1956, cinci zone mondiale de soluri.
La nivelul României, primul care face referire la zonalitatea solurilor legat de influenţa climatului este fondatorul şcolii româneşti de pedologie, Gheorghe Munteanu-Murgoci, în anul 1911.
Nu în ultimul rand, în anul 1934, N.C. Cernescu publică o lucrare având ca temă raportul între factorii climatici şi zonele de sol din România.
În general este acceptat ideea că zona de sol reprezintă un teritoriu extins caracterizat prin predominarea unui tip de sol. Din acest punct de vedere, solurile pot fi clasificate în zonale, a căror formare este influenată predominant bioclimatic
şi intrazonale, care apar în interiorul unei zone de sol, pe suprafeţe restrânse, datorită unor condiţii locale de pantă, rocă sau drenaj.
Trebuie remarcat însă faptul că în interiorul unei zone de sol pot apărea mai multe tipuri de sol, din cel puţin două motive. În primul rând, pot apărea soluri intrazonale, fără însă ca acestea să fie dominante, dar şi în cazul lor s-a demonstrat că suferă o anumită influenţă bioclimatică, în sensul că pentru o anumită zonă de sol sunt specifice anumite soluri intrazonale.
Spre exemplu, zonei cernoziomului îi sunt specifice ca soluri intrazonale solonceacul şi soloneţul. În al doilea rând, pot apărea aşa numitele “serii genetice de soluri” care reprezintă stadii diferite de evoluţie ale solului zonal. Exemplificăm cu situaţia în care un sector de vale segmentează zona de silvostepă. În acest caz, în sectorul de luncă datorită vârstei tinere apar soluri neevoluate de tipul celor aluviale, iar pe terasele inferioare cernoziomuri, care însă vor evolua în timp spre solurile zonale reprezentate prin cernoziomurile cambice şi argiloiluviale.
Totuşi, regula de bază este aceea că în cadrul unei zone de sol există un sol dominant condiţionat bioclimatic.
Zonalitatea solurilor se referă practice la dispunerea succesivă şi corelată a zonelor de climă, vegetaţie şi sol. Această modalitate de răspândire a solurilor pe Terra poate fi orizontală sau verticală.
ZONALITATEA ORIZONTALĂ
Zonalitatea orizontală este de cele mai multe ori latitudinală (fâşii dispuse succesiv de la nord la sud), ca în cazul Europei şi Africii.
Regiunile de litoral aflate sub influenţa curenţilor marini, dar şi cele din apropierea lanţurilor muntoase orientate de la nord la sud, prezintă o zonalitate orizontală longitudinală, zonele de sol fiind dispuse succesiv în sensul meridianelor, ca în cazul vestului Americii de Nord şi de Sud, sau estului Chinei. Chiar şi în regiunile în care se manifestă zonalitatea orizontală latitudinală, în apropierea oceanelor se poate observa o arcuire spre sud a zonelor de sol (vestul Europei).Vezi harta in curs
Zonalitatea orizontală combinată (latitudinală şi longitudinală) poate fi observată cel mai bine în America de Nord, unde la est de fluvial Mississippi este latitudinală, iar la vest de acesta, până la Munşii Stâncoşi este longitudinală.Harta in curs powerpoint
Zonalitatea orizontală implică în general, succedarea de la Poli la Ecuator a următoarelor zone de sol:
Criosoluri, gleisoluri şi regosoluri în tundră (climat rece) Podzoluri sub pădurile de conifere (climat temperat rece) Albeluvisoluri, luvisoluri şi griziomuri sub pădurile de foioase (climat temperat) Cernoziomuri, feoziomuri sub stepă/silvostepă (climat temperat)
Kastanoziomuri sub stepa aridă (climat temperat) Calcisoluri, gipsisoluri în zona de deşert/semideşert Nitisoluri, alisoluri, acrisoluri, lixisoluri în zona subtropicală Ferralsoluri, plintosoluri în zona tropicală umedă
Pentru exemplificare prezentăm situaţia din zona tropicală umedă, unde solurile zonale, ferralsolurile (FR) şi acrisolurile (AC) deţin 57%, în timp ce cele intrazonale printer care gleisolurile (GL) şi arenosolurile (AR) 43%.
De asemenea, în zona temperată, solurile zonale, luvisolurile (LV), podzolurile (PD), kastanoziomurile (KS), cernoziomurile (CH), albeluvisolurile (AB) şi feoziomurile (PH) deţin 63%.
În ceea ce priveşte România, exprimarea zonalităţii orizontale este complicată de prezenţa Mării Negre şi a lanţului muntos carpatic.
În acest sens, se observă că în partea sudică se manifestă zonalitatea orizontală latitudinală, de la Dunăre până la Carpaţi succedându-se:
zona cernoziomurilor (cernoziomuri în clasificarea F.A.O./U.N.E.S.C.O.) zona cernoziomurilor cambice şi argiloiluviale (feoziomuri) zona solurilor brun roşcate (luvisoluri) zona solurilor brune argiloiluviale, brune luvice (luvisoluri) şi luvisolurilor albice (albeluvisoluri) zona solurilor brune eu-mezobazice, brune acide (cambisoluri) şi brune luvice (luvisoluri F.A.O./U.N.E.S.C.O.), la contactul cu muntele
Dimpotrivă, în vestul, estul şi sud-estul ţării se manifestă zonalitatea orizontală longitudinală, pentru ca în Podişul Transilvaniei zonele de sol să fie aproximativ concentrice.
Această situaţie se datorează în partea de sud-est influenţei Mării Negre, iar în celelalte regiuni direcţiei lanţului carpatic. Vecinătatea mărilor sau oceanelor sau a lanţurilor muntoase influenţează distribuţia învelişului de sol în principal prin modificarea regimului umidităţii.In curs harta solurilor in Romania
ZONALITATEA VERTICALĂ (ETAJAREA)
Zonalitatea verticală reprezintă legea generală a răspândirii solurilor în regiunile muntoase. În acest sens, solurile sunt dispuse în zone sau etaje care se succed de la poale spre vârf .
Zonalitatea verticală, cunoscută şi sub numele de etajarea solurilor, este asemănătoare celei orizontale, dar nu identice, cum s-ar pute crede la prima vedere.
În general, etajele de sol sunt mai bine individualizate, iar unele dintre ele, cum ar fi cel al solurilor brune acide de sub pădurile de fag sau al solurilor humico-silicatice de sub pajiştile alpine nu se regăsesc în cadrul zonalităţii orizontale.
Etajarea solurilor depinde în primul rând de situarea latitudinală a masivului muntos şi altitudinea acestuia. Astfel, cu cât masivul muntos este mai înalt şi este poziţionat mai aproape de Ecuator, cu atât vor exista mai multe etaje de sol. Altfel spus, masivele muntoase situate în apropierea Ecuatorului şi cu altitudini care ating limita zăpezilor permanente vor avea o etajare foarte diversificată (Kilimandjaro, Anzii).
Practic, masivele muntoase, prin intermediul altitudinii, nu fac altceva decât să permită constituirea unor zone de sol care, în cadrul zonalităţii orizontale sunt situate mai la nord. Spre exemplu, în cazul unora dintre masivele muntoase din zona caldă apare etajul podzolurilor, care este specific zonei temperate reci (păduri de conifere).
Şi în cazul zonalităţii verticale, în cuprinsul unui etaj de sol pot apărea soluri intrazonale condiţionate în special de pantă, litosoluri (leptosoluri în clasificarea F.A.O./U.N.E.S.C.O.) şi rocă, rendzine (leptosoluri) sau andosoluri (andosoluri) fără ca acestea să fie însă dominante. Influenţa climei, principalul factor care determină zonalitatea solurilor pe Terra, nu poate fi observată decât pe teritorii întinse, în timp ce pe teritorii mai restrânse, modelele spaţiale în care se combină solurile zonale şi cele intrazonalesunt destul de diverse fiind condiţionate de modul specific în care se desfăşoară acţiunea conjugată a tuturor factorilor pedogenetici. În aceste condiţii ar fi eronat să considerăm că răspândirea solurilor pe Terra s-ar supune numai legii zonalităţii şi de aceea a fost elaborate conceptual regionalităţii pedologiceLEGEA REGIONALITĂŢII PEDOLOGICE
Legea regionalităţii pedologice nu exclude zonalitatea solurilor dar o nuanţează, evidenţiind variaţiile învelişului de sol în cuprinsul unei zone de sol. Cu alte cuvinte, această lege susţine analizarea învelişului de sol în mod unitar, ţinându-se cont atât de aspectele de zonalitate cât şi de cele de intrazonalitate.
Spre exemplu, în zona de stepă legea zonalităţii orizontale ne arată că solul dominant este cernoziomul, în timp ce legea regionalităţii evidenţiază mai multe sectoare în cuprinsul acestei zone cum ar putea fi:
un sector traversat de un râu, în care cernoziomurile sunt asociate cu soluri intrazonale condiţionate de vârsta tânără a luncii (soluri aluviale) sau de prezenşa excesului de umiditate (soluri hidromorfe de tipul lăcovişte) un alt sector în care există săruri în exces, unde cernoziomurile sunt asociate cu soluri intrazonale halomorfe de tipul solonceacului şi soloneţului
un alt sector în care există depozite nisipoase, în care cernoziomurile sunt asociate cu soluri neevoluate de tipul psamosolului (etc.)
După cum se poate observa din exemplul de mai sus, solul zonal dominant este cernoziomul, dar în funcţie de unele particularităţi locale ale factorilor de formare, modelele spaţiale în care se combină tipurile de sol sunt diferite, apărân în cuprinsul aceleiaşi zone de sol sectoare distincte.
