CONCEPȚIE DINAMICĂ A ȘTIINȚEI SOLULUI Pedologia este știința care se ocupă cu studiul solului sub raportul alcătuirii și morfologiei, genezei,… [625237]
CAPITOLUL 1
I – PEDOLOGIA:
CONCEPȚIE DINAMICĂ A ȘTIINȚEI SOLULUI
Pedologia este știința care se ocupă cu studiul solului sub raportul alcătuirii și morfologiei,
genezei, evoluției, al proprietăților sale fizice, chimice și biologice, al clasificării și repartiției
geografice și al utilizării sale în producția vegetală. Pedologia consideră solul ca un complex
dinamic caracterizat de o atmosferă internă, o economie specifică a apei, o floră și o faună stabilă,
elemente minerale, etc.
Sub a spect etimologic, termenul „pedologie” provine din limba greacă și este alcătuit din
cuvintele pedon – teren, sol și logos – vorbire, descriere. Denumirea de pedologie a fost utilizată
pentru prima dată de către Frederich Fallou în 1862, dar întemeietorul ei ca știință, cel care a pus
bazele sale științifice este considerat savantul rus V. Docuceaev .
Obiectul de studiu al pedologiei este solul, corp natural sau divers modi ficat de către om , cu
o anumită alcătuire și structură și care prezintă anumite prop rietăți fizice, chimice și biologice.
Scopul pedologiei ca știință este deci, cunoașterea alcătuirii acestui corp natural polidispers, a
modului său de formare și evoluție, a proprietăților sale fizice, chimice și biologice și a distribuției
solurilor în s pațiu, în vede rea asigurării corespondenței armonice dintre exigențele bioecologice ale
plante lor și posibilitățile solului de a satisface aceste exigențe.
II – GENEZA SOLULUI
DEFINIȚII. CLIMATUL SOLULUI
Prin climat atmosferic se înțelege starea medie a atmosferei unui teritoriu sau altul (Glob
Pământesc, țări, regiuni , etc.), caracterizată prin parametri medii ai elementelo r meteorologici
(temperatura, curenții atmosferici, precipitațiile, umiditatea aerului, etc.).
Pentru înțelegerea naturii pro cesului din sol, cea mai mare impor tanță o au :
– indicatorii climatici caracterizați prin condițiile de temperatură și umiditate, deoarece de ei
sunt strâns legați regimul de apă și termic al solurilor, precum și procesele biologice. În primul
rând, ar tr ebui să se ia în considerare indicatorii agro -climatici pe perioada de vegetație, când în sol
se petrec cele mai active procese; însă, procesele de solificare nu se opresc pe deplin după perioada
de vegetație .
– indicatorii medii anuali (globali) climatic i și
– intervalele dintre perioadele de vegetație (toamnă , iarnă).
O importanță deosebită o reprezintă caracterizarea climatului : temperatur a și umiditate a.
Zonele cu asemenea caracteristici termice se definesc pe lângă temperaturi și prin anu mite tipuri
determinante de vegetație și soluri, care variază în limite largi în funcție de umiditate și sunt
cunoscute sub denumirea de „zone pedo -bio-climatice" sau „zone pedo -biotermice".
Influența condițiilor climatice, după Vâsoțki și Ivanov , poate fi caracterizată cu ajutorul
„coeficientului anual de umezire” (CU) care este dat de raportul dintre suma precipitațiilor și
mărimea evapotranspira ției, având valori: pentru zona de pădure de 1,38; pentru silvostepă 1,0;
pentru stepa cernoziomului 0,67 și pen tru zona de stepă uscată 0,33. După asigu rarea uscatului cu
apă și particularitățile pedogenezei , pe Globul Pământesc, s-au separat următoarele zone (Budâko ,
1968):
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
8
Tabel 1
Cantitatea medie anuală de precipitații și coeficientul de umezire
pe zone clima tice
Zone climatice Cantitatea medie anuală de
precipitații (mm) Coeficient de umezire (CU)
Extrem de uscate 10-20 0,2-0,1
Aride 50-150 0,5-0,3
Semiaride 200-400 0,7-0,5
Umede 500-800 1,0
Cu exces de umiditate 1500 -2000 1,2-1,5
Excesiv de umede 3000 -5000 1,5-3,0
În țara noastră, pentru exprimarea diferențiată a climatului, Cernescu și Chiriță folosesc indicele
de ariditate anual De Martonne, notat cu Iar:
10TPIar
unde: P – reprezintă precipitațiile și T – temperaturile (ambele medii anuale).
Pe lângă climatul global, care determină principalele particularități ale repartizării solurilor la
suprafața Pământului, în procesele de pedoge neză un rol deosebit îl joacă climatul local, denumit
„microclimat", inclu zând stratul de aer de lângă sol până la înălțimea de 2 m, care este deter minat,
în principal, de formele de relief, de expoziția versanților și carac terul învelișului vegetal.
Rolul multilateral al climei ca factor de solificare constă în urmă toarele:
climatul este factor ul indispensabil dezvoltării proceselor biolo gice și biochimice;
climatul atmosferic exercită o influență foarte mare asupra regimului aero -hidric, termic și
oxido -reducător al solului;
de condițiile climatice sunt strâns legate procesele de transformare a combinațiilor minerale
în sol (direcția și viteza de alterare a rocilor, acumu larea produșilor de pedogeneză , etc.) ca
și a resturilor organice din sol;
nu în ultim ă instanță, climatul exercită o mare influență asupra proceselor de eroziune a
solurilor prin vânt și apă.
II. – TIPURI DE EVOLUȚIE A LE SOLULUI
Putem distinge două tipuri fundamentale de evoluție ale solului: evoluția progresivă ,
orientată spre climax, și evoluția regresivă , care se îndepărtează de climax.
Climax – fază finală a unei succesiuni ecologice ( proces ireversibil de trecere a
ecosistemului prin faze de evoluție ) caracterizată printr -o relativă stabilitate a biocenozei
(comunitatea de organisme vegetale și animale care conviețuiesc într -un anumit mediu ) și
corespondența acest eia cu clima și cu solul.
1. Evoluția progresivă. Caracteristică este cea pe care o observăm pe roca mamă , pe măsura
colonizării sale prin vegetație. Punctul său de plecare poate fi denudarea rocii mame, ca urmare a
extragerii solului prin eroziune; poate să rezulte de asemenea dintr -un nou depozit, de exemplu
aluvionarea, care a „îngropat” vechiul sol (găsim deseori orizonturi vechi bogate în turbă, îngropate
sub aluviuni recente). Putem cita numeroase exemple de evoluții progresive.
Astfel, la etajul al pin al munților înalți:
Etapele colonizării:
Carex firma → Elyna spicat a ← Carex curvula (climax).
Soluri:
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
9
Rendzină galbenă (pH 7,5) → Rendzină brună → Sol humic (pH 4)
La mare și respectiv în deltă:
Etapele colonizării:
Specii pioniere (Mușchi și Salcii pitic e) → Colonizare pe acidofile (Anin verde) → pământ sterp cu
Ericacee (Rhododendron – Vaccinium).
Soluri:
Sol scheletic neutru → teren cu humus brut → Podzol (puțin evoluat)
Vârsta :
5 ani. 25 -45 ani. 85 ani.
Acest exemplu arată că , un litosol, inițial neutru și bogat în cationi metalici, poate să
evolueze spre un sol cu humus brut, decalcificat, arătând orizonturi tranșante prin uscarea fierului:
astfel solul, evoluând dobândește proprietăți noi, care -l îndepărtează de cele ale roci i mamă.
Solurile formate pe aluviuni vechi sunt întotdeauna mai evoluate decât solurile formate pe
aluviuni recente; sunt în același timp mai uscate și mai acide, ca urmare a antrenării progresive a
ionilor de Ca.
2. Evoluția regresivă . Este cea care se îndepărtează de climax; putem să distingem două tipuri:
– Întinerire prin eroziune, care decapează orizonturile superioare, sau chiar solul întreg ;
– Evoluție nouă , diferită de evoluția normală progresivă, provocată de o schimbare a
vegetației, provenind cel mai adesea din intervenția umană.
Cazurile de întinerire sunt frecvente; în afara eroziunii, putem cita cazul de acoperire a unui
sol vechi cu un nou depozit ( aluviuni recente).
Astfel, distrugerea stejărișului verde de pe un calcar care conține marnă mo ale, ajunge la
distrugerea solului brun forestier primitiv și înlocuirea sa cu o rendzină galbenă, săracă în humus
dar foarte bogată în carbonat activ.
Există de asemenea , cazuri particulare de degradare a solului, în urma intervenției umane: să
cităm cel al stej arului, transformat în stej ar rar, apoi în teren cu iarbă -neagră ( Calluna vulgaris ) pe
podzol, prin defrișări abuzive și repetate (roca mamă cu gresie sau nisipoasă).
Aceste procese de degradare depind de natura rocii mam e: solurile climatice anal ogice sunt
foarte apropiate, noile soluri formate sunt diferite, în funcție de roca mamă.
De exemplu , vom compara trei regiuni climatice, solurile analogice cu soluri rezultate prin
degradare dintr -o evoluție regresivă.
a. Solurile analogice și soluril e degradate pe stejăr ete – Este foarte greu să definim
climaxul stejărișul ui, pentru că, aproape peste tot a intervenit acțiunea umană; totuși, vechile păduri
regale, acum păduri aparținând domeniului public, se găsesc într -o stare foarte apropiată de clim ax;
la periferia masivilor forestieri, din contră, găsim frecvent păduri vechi particulare sau comunale,
care au fost deseori supra -exploatate, devastate ; solul și vegetația forestieră au suferit o degrada re
mai mult sau mai puțin completă. Când acești masivi se sprijină pe mai multe tipuri de rocă mamă ,
foarte diferite, există posibilitatea să se studieze solurile climax din pădurile vechi, formate pe roci
mame diferite, adică solurile analogi ce; și apoi să opunem solurile cu soluri degradate care ocup ă o
situație periferică, pe același tip de rocă. Când arhivele cadastrului permit reconstituirea istoriei
pădurii, această metodă se dovedește foarte fructuoasă pentru a pune în lumină fazele de evoluție
ale ve getației forestiere și ale solului . Pădurea aproape de climax, este un stejăr ete cu carpen , care
constituie global aceeași asociație pe cele trei tipuri de rocă mamă ; numai existența unor specii
diferențiate arată că este vorba despre sub -asocieri sau aspe cte diferite. În același timp, solurile
analogice formate pe cele trei roci mamă, aparțin marelui grup de „soluri brune forestiere” cu mull.
Ansamblul de orizonturi A este decarbonat at și ușor acid; numai orizontul profund (orizontul B)
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
10
arată diferențe mar cante: pe calcar, conține carbonat de calciu (sol brun calcimorf); pe argilă
compactă, este de câteva ori saturată cu apă și oferă un aspect marmorizat (sol brun marmorizat); pe
nisip este îmbogățit cu fier de culoarea ruginii (sol brun uscat).
Dar, acest e diferențe , între cele trei tipuri de soluri analogice sunt relativ minime, dacă le
comparăm cu solurile degradate formate pe aceeași rocă mamă. Acestea , la fel ca și asociațiile
vegetale pe care le suportă, se opun radical: pe calcar observăm prezența un ei peluze xerofil e, pe
rendzină superficială ; pe argilă, prezența unui teren umed pe un sol pseudogleic ; în sfârșit , o zonă
uscată cu Calluna vulgaris , pe podzol . Degradarea pădurii a provocat apariția noilor echilibr e
vegetație -sol, total distincte de ech ilibrul climatic primitiv. Tabelul 2, de mai jos, pune în evidență
cele trei cazuri fundamentale de degradare, în sectorul temperat continental.
Tabelul 2
Schema proceselor de degradare în climat continental
Sol Tip de rocă mamă
R. Silicios filtrant Mâl argilos Terra fusca pe calcar
Sol climatic
Sol intermediar
Sol degradat Sol uscat sau brun uscat
Stejăriș
Sol podzolic Sol uscat marmorizat Sol brun calcimorf
(Stejăr et degradat) (Ștejar) (Pom fructifer)
Podzol Sol pseudogleizat Rendzină sau R. Brun
(Câmpie uscată cu (Teren umed) (Peluză xerofilă)
iarbă neagră)
b. Soluri analogice și soluri degradate ale brădetelor d e pe dealuri – Pădurea de pe rocă
silico -aluminoasă, este definită perfect; este u n brădet amestecat cu foioase: f ag la altitudini ridi cate
și pe versanți reci, gorun la altitudini inferioare și pe versa nți calzi. Rocile mamă sunt în număr de
trei: granit, gresie vosgian (foarte mare), gresie permian (gresie fină, relativ mai bogat ă în argilă și
în rezerve de cationi schimbători). Pe aceste roci -mamă, proprietățile sunt aproape asemănătoare,
solurile anal ogice nu numai că sunt caracterizate de humusuri identice, dar ele oferă și orizonturi
minerale puțin diferite; este vorba în cele trei cazuri, de solul brun oligo morf , cu mul l acid.
Degradarea pădurii ajunge până la Calluna vulgaris și Vaccinium myrtillus ; dar de data aceasta tipul
de sol diferă după roca mamă: pe când pe gresia vosgiană solul degradat este un podzol cu varietate
de gresii, pe granit sau pe gresia permiană nedepăș ind stadiul de sol brun podzolic .
c. Solurile analogice și solurile degrad ate în munți înalți – La etajul inferior în Carpații
Occidentali , pădurea climatică este o pădure cu Pin ( Pinus cembra sau Pinus uncinata ), cu Larice
(Larix decidua) , Molid ( Picea abies ), cu sub -păduri dense cu Rhododendron . Pallmann a definit
noțiunea de sol analogic mai precis cu ajutorul acestui exemplu: pe roca mamă silico -aluminoasă,
solul climatic este un podzol ruginit; pe roca mamă, este un sol humic carbonatat cu humus brut la
suprafață; aici orizonturile humifere sunt asemănătoare, orizonturile p rofunde fiind diferite.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
11
Cernoz iom pe loess A 1 (0-50): Mull calcic gri închis, cu cocoloașe, cu împletire fin ă de rădăcini de
Graminee ; C1-C : loess un pic îmbogățit în carbonate la partea superioară.
Rendzină forestieră, pe coluviu calcar os; A1 (0-35): Mull calcic, gri brun, cu cocoloașe, presărat cu
pietre calcaroase ; C: colu viu calcar os, amestec de pietre și de elemente fine, culoare brun gălbuie.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
12
Sol humic carbonatat cu mor, pe grohotiș calcaros
A0 (0-10) : Mull calcic, îmbinare densă de rădăcini de afin; A1 (0-60): Mull -Moder calcic negru, în cocoloașe mari;
pietre mari calcaroase; A1C: blocuri mari de calcar, infiltrație de humus în intervaluri
Sol brun forestier cu mull, pe aluviuni pliocene
A1 (0-5): Mull forestier, cu cocoloașe, p uțin humifer, limită inferioară difuză.
A2 (5-40): orizont uscat, argilos, brun, stuctură fină cu cocoloașe.
B (40 -70): orizont mai argilos, ocru, structură poliedrică cu suprafețe strălucitoare; bună penetrare a rădăcinilor în A 2
și chiar în B.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
13
Sol b run cu scoarță calcaroasă
Sol uscat pe coluviu acoperi t de o crustă hidromorf ă
A1 (0-10) : Mull forestier, cu cocoloașe, ușor acid.
A2 (10-55) : orizont uscat, argilo -nisipos, foarte pietros, bej roz.
B1 (55-80) : orizont argilos nisipos, rubefiant, coerent.
Ca (80 -1 m) : acoperire cu o crustă calcaroasă; calcar pulverulent cimentând pietrele nat.
C : coluviu: nisip calcaros; pietre rulate silicioase.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
14
Sol uscat marmorat pe gresie
A1 (0-15): Mull forestier gri, puțin structurat, amestecat bine cu nisip.
A1,2 (15-30): orizont de tranziție brun deschis (infiltrație de materie organică în nisip).
A2 (30-50): orizont uscat bej; bună penetrare a rădăcinilor în A 1 și A 2.
Bg (50 -80): orizont îmbo gățit în fier și în argilă; pete albe și pete ocru.
Să notăm că , la această altitudine , climaxul este un podzol . În climatul temperat continental este
invers, podzolul reprezintă un tip de sol degradat.
Pășunea , în pădure , este la originea unui proces d e degradare destul de curios de podzol
forestier subalpin: sub influența sa, Ericaceele regresează, pădurea este rară; speciile de pășune,
Graminee și Leguminoase, invadează încetul cu încetul solul; pădurea devine o pajiște . Humusul se
transformă în mull, orizonturile caracteristice podzolului dispar și solul evoluează spre un sol brun
de peluză evoluat slab: și aici, evoluția regresivă conduce la un rezultat invers decât cel ce a fost
observat în climatul temperat continental .
Dacă intervenția distrugăt oare a omului ar încetini, o nouă evoluție progresivă, rezultând din
colonizarea lentă a solului prin speciile climatice ar putea începe. Dar acest tip de evoluție
progresivă – pornind de la un sol care este în prealabil degradat – diferă într -o mare măsur ă de
evoluția progresivă pornind de la un lit osol, care a fost studiat precedent. Ca o regulă generală, ea
este cu atât mai rapidă și mai ușoară cu cât degradarea pedologică a s olului este mai puțin
accentuată .
Astfel, dacă examinăm cazurile pe care le avem în desenele precedent e, putem să admitem
că pădurea primitivă se reinstalează rapid , fără nici un ajutor, pe solurile care se găsesc într -un
stadiu intermediar.
Dacă din contră, solul este foarte degradat – oricare ar fi natura degradației: podzol,
pseudoglei sau rendzină – revenirea la pădurea primitivă se face foarte ușor: noul tip genetic de sol
este în echilibru cu asociația care a înlocuit pădurea; această asociere secundară și solul său
constituie un „p reclimax” relativ stabil. Acest lucru explică extrema dificultate pe care o întâlnesc
pădurarii pentru reconstituirea pădurii pe stațiunile cu soluri degradate.
De exemplu, un teren sterp galben, pe un sol slab podzolic este întotdeauna ușor de colonizat
cu ajutorul s tejarului . Un teren sterp bă trân, pe un podzol, din contră, nu numai că nu evoluează în
general spre pădure, dar în plus este foarte greu să îl folosești la împădur irea artificial ă. În afară de
stejarul roșu america n, foarte puține specii foio ase pot trăi aici.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
15
V. – ARGILELE
Argila are un rol determinant în formarea elementelor structurale. Argilele mineralogice
provin din descompunerea lentă a minereului primar cum ar fi: feldspații, micele, amfibolii,
piroxenii și o serie de silicați secundari (pământoși sau argiloși ) cu o rețea cristalină nouă, d iferită
de a silicaților primari. Aceștia sunt principalii constituenți ai argilei: silicații de aluminiu, mai mult
sau mai puțin hidratați, cu formula generală nSiO 2Al2O3mH 2O. În funcție de cantitate de siliciu
raportată la cantitatea de aluminiu raportul molecular R = SiO 2/Al 2O3 variază între 2 și 5 și ajută la
caracterizarea tipului de argilă.
Argilele prezintă o structură fină cristalină, în foițe, așezate la anumite distanțe caracteristice
pentru un anumit tip (filosilicații). Particulele de argilă cu dimensiuni mai mici de 0,1 microni sunt
mai eficiente în agregarea solului decât cele cu dimensiuni cuprinse între 0,2 și 2 microni. Chiar
dacă au structura microcrista lină, au proprietăți coloidale, sunt înzestrate cu particule foarte fine, cu
încărcare electrică, iar pentru câteva dintre ele distanțarea dintre foițe le permite să absoarbă
molecule de apă și diverși ioni . Argilele pot să se umfle când sunt hidratate ca și coloizii adevărați.
Elementele structurale rezultate în urma fragmentării solului cu tex tură luto -argiloasă și argiloasă au
stabilitatea mecanică mare dar în contact cu apa se desfac ușor.
Experiențele efectuate până în prezent arată că între tăria ele mentelor structurale argiloase și
stabilitatea hidrică a acestora există o relație negativă directă. Instabilitatea în apă a elementelor
structurale se datorează hidratării și disocierii ionilor adsorbiți la suprafața particulelor de argilă.
Această teori e explică de ce elementele structurale din soluri alcalizate sunt instabile în apă și
stabile în soluții saline concentrate.
Putem distinge p atru familii mari de argile, caracterizate de diferite proprietăți:
– Caolinitul, 2 SiO 2Al2O32H2O, mai sărac în silici u, dă proprietăți coloidale puțin
accentuate; foițele sunt aproape fixe vizavi de altele, și nu pot fixa nici apa, nici
cationii în intervalul lor; posibilitățile de umflare și puterea de absorbție sunt
reduse;
– Montmorilonitul, 4 SiO 2Al2O32H2O, mai bogat în siliciu ca și caolinitul; are proprietăți
coloidale, absoarbe apa și fixează cationii, este foarte puțin marcat; foițele, mai
distanțate ca la caolinit, formează elemente structurale mai stabile decât argilele
negonflabile de tip caolinit;
– Ilitul, acest g rup cuprinde mai multe tipuri de argilă; sunt la fel de bogate în siliciu; oferă
caracteristici și proprietăți apropiate de cele ale micii; proprietățile ilitului sunt
intermediare între cele două familii precedente; în particular, câteva elemente arată
o putere de umflare remarcabilă (vermiculitul) altele din contră au o rețea fixă
(ilitul);
– Huma este caracterizată de o structură fibroasă sau în foițe lungi; este bogată în
magneziu.
În afară de aceste tipuri fundamentale de argilă, studii recente au arătat că există în soluri o
mare varietate de minerale, mai mult sau mai puțin apropiate de aceste 4 familii. Vom da o
clasificare a argilelor din punct de vedere al structurii:
1. Clasificarea argilelor . Clasificarea se bazează în esență pe structurile lor ch imice și
microcristaline:
a. Structură d in foițe (fig.6); tipul de foiță cel mai simplu este al caolinitului și se
constituie din:
– pe o suprafață de tetraedru de siliciu asamblată împreună pe un vârf cu intermediul
atomilor de oxigen, ansamblul format fiind sub forma unei rețele hexagonale. Formulele acestei
suprafețe sunt [Si 4O10(OH) 2]-6;
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
16
Fig. 6 – Schema suprafeței tetraedrice
– pe o suprafață de octaedru de aluminiu 4Al12+ denumite dioctaedri (2 octaedri pe numai 3
singuri ocupați de u n atom de aluminiu). Cei 6 – încărcați negativ sunt echilibrați de cei 6+ încărcați
pozitiv ai suprafeței tetraedrice și primiți de la o suprafață octaedrică, ceilalți 6+ încărcați pozitiv
sunt echilibrați pe 6(OH)-. Acest tip de foiță este desenată în fig. 1; raportul molecular al acestor
argile fiind SiO 2/Al 2O3 = 2.
Ilitul și montmorilonitul oferă un complex de foițe sub forma a două suprafețe tetraedrice de
siliciu înghesuite și o suprafață octaedrică de aluminiu. Formula acestui complex este aceasta:
[Si4O10(OH) 2]-6 6+4Al6+ [Si4O10(OH) 2]
Acest tip de foiță are raportul molecular SiO 2/Al 2O3 = 4.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
17
Fig. 7 – Structura foițelor
Alte argile sunt numite trioctaedrice, exemplu: talcul, cloritul. Suprafața octaedrică nu este
compusă din cationi intervalenți ca și Al+++ sau bivalenți ca Mg++, 3Mg++care ia locul 2Al+;
totalitatea octaedrilor este în acel moment ocupată de Mg.
b. Mărimea foițelor . – Este un alt criteriu important. Această mărime poate fi constantă sau
variabilă: pentru caolinit, e ste fixă și de 7A0, pentru montmorilonit, ea este 14A0 și poate varia între
10 și 19A0, depinzând de starea de hidratare; dacă ilitul este caracterizat de o stare fixă (10A0),
foițele de vermiculit, pot să se deschidă până la 14A0.
c. Substituirea în strate, încărcat e electric . Substituirea de atomi poate fi sau în strate
tetraedrice, sau în strate octaedrice. Substituire explică proprietățile electroionice ale argilelor și
capacitatea de schimb cationic, precum și capacitatea de fixare a ionilor între foițe.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
18
Fig.8 – Dispunerea cationilor schimbabili și neschimbabili pentru
trei tipuri de argile
2. Originea și evoluția argilelor . Informații despre originea lor au fost obținute pe de o parte odată
cu inventarierile efectuate în mai multe zone, iar pe de altă parte odată cu încercările de sinteză
efectuate în laborator în diferite condiții.
Separând originea reziduală a argilelor, prin solubilizare și eliminarea a câtorva elemente
minerale complexe, cum ar fi bazele, se constată că, la origine, rezul tă o alterare completă cu
eliberare de elemente constituente ale mineralelor.
a) Originea reziduală . – Acest caz se aplică la alterarea filosilicaților (mica) în climat
temperat; în același timp ce moleculele se fragmentează, ele evoluează pierzând potasi u. Putem
descrie acest lucru astfel:
Muscovit mică ilit vermiculit
În unele cazuri vermiculitul montmorilonit
Aceste alterări se produc în mediul caracterizat de o aciditate crescătoare; montmorilonitul
este instabil în mediu foarte acid, acest t ip de alterare produce foarte rar acest mineral.
b) Originea f ormației noi. – Acest tip nou de formație de argilă este în curs de transformare.
Eliberează complet elementele constituente, în starea de ioni sau geluri coloidale (siliciu și
aluminiu), care se organizează în argilă, în diferite tipuri, care diferă de condițiile de mijloc, de
reacția și natura ionilor bazici în soluție care joaca un rol esențial în formarea rețelei cristaline.
Feldspații ioni sau geluri montmorilonit (mediu alcalin Ca – Mg)
ilit (mediu puțin acid K)
caolinit (mediu acid H)
Întrebarea care se pune este dacă elementele eliberate Al(OH) 3 sau Si(OH) 4 sunt în stare
ionică și se organizează imediat în rețeaua cri stalină sau trec înainte printr -o stare coloidală
polimerizată. Încercările de sinteză ale argilei, cele mai recente, arată că, se formează un gel mixt de
siliciu și de aluminiu (alofane) sau o formație „paracristalină”. Aceste formații evoluează progresiv
spre forma cristalizată.
3. Gonflarea argilelor . – Această gonflare în prezența apei se datorează celor două cauze esențiale:
– pentru câteva argile (vermiculit, monmorilonit, în special), există absorbție de apă între foi;
– pentru toate argilele ch iar și pentru cele la care rețeaua este fixă: ilit, caolinit, poate exista o
gonflare din cauza absorbției de apă a cationilor, când argila este în stare dispersată: această umflare
este relativă, considerabilă pentru argilele sodice (argila Na) și puțin s labă pentru argilele calcice
(argila Ca).
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
19
Când structura este bună (starea floculată de ciment) acest al doilea proces are o acțiune
limitată. În perioada de secetă, se produce fenomenul invers: argilele care au gonflat se retrag mult
dacă coloizii sunt d ispersați, chiar dacă structura nu este bună.
4. Metode de studiu a argilelor . Pentru studiul argilelor din sol se folosesc mai multe metode
dintre care amintim:
– analiza chimică – ea permite dozarea raportului SiO 2/Al 2O3 a fracțiunilor fine;
– analiza termică – ea constă din încălzirea simultană, în două creuzete, a unei
cantități anume de argilă și a unei cantități egale a unei substanțe inerte (aluminiu
calcinat), în etuvă.
Temperatura aluminiului crește treptat, în opoziție cu argila, care reacționează subit. Vom
măsura diferența de temperatură dintre cele două creuzete cu ajutorul unei cuple termo -electrice
obținând un grafic unde pe axa ordonatei vom scrie diferențele de temperatură iar pe axa absciselor
vom scrie temperaturile exact ca în figura de mai jos:
Fig.9 – Curba analizei termice
– curba termoponderală – indică pierderea de greutate în apă
– spectru de raze X – echidistanța caracteristică planelor cristaline din argile permite
interferența razelor X de aceeași lungime a undelor.
– studiul cu ajutorul microscopului electronic.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
20
ELEMENTELE CONSTITUE NTE ALE SOLULUI
Solul conține elemente organice, în general minoritare, și elemente minerale, care constitu ie
majoritatea elementelor din masa sa.
Elementele organice cuprind o fracțiune a structurii mai puțin org anizată (fibroasă de
exemplu ), și o fracțiune a stării foarte fină, (coloidală) fără o structură clară. Aceștia sunt compușii
huminici apăruți p e microorganismele din sol, pe diverse resturi vegetale sau datorate unei l ente
descompuneri.
Elementele organice din sol și d e la suprafața acestuia, suferă continue transformări sub
acțiunea factorilor fizici și chimici, dar mai ales a celor microbiologici, adică a componentelor
biocenozei din sol, alcătuită din microorganisme și mezofaună. Aceste transformări constau în:
a. descompunerea rapidă și completă a resturilor organice, vegetale și animale, până la
produși finali de descompunere – C, CO 2, H 2O, NH 3, săruri , etc., care poartă numele de
mineralizarea materiei organice;
b. desco mpunerea lentă și incompletă, cu formarea de produși intermediari noi de
resinteză, alcătuind procesul de humificare a materiei organice . Compușii humici
rezultați sunt supuși și ei procesului, de mineralizare, dar într -un ritm mai lent decât
materia orga nică proaspătă.
Ambele procese se desfășoară simultan, uneori predomin ă puternic mineralizarea, alteori
descompunerile sunt foarte lente, fiind, posibile acumulările de resturi organice puțin transformate.
Predominarea un uia sau alt uia dintre procesele de mineralizare sau de humificare, depinde de natura
și cantitatea resturilor organice și de condițiile de descompunere. De cele mai multe ori se
realizează un echilibru între mineralizare și humificare.
Elementele minerale ale solului, care împreună cu cele organice alcătuiesc materia solidă a
solului, sunt minerale primare și secundare provenite din rocile litosferei prin procese de
dezagregare și alterare. În urma acestor procese de natură fizică și chimică, rocile devin permeabile,
capătă capacitatea de a reține apa din precipitații, și eliberează elemente minerale nutritive în
soluție.
Minera lele sunt corpuri naturale și omogene din punct de vedere fizico -chimic, formate în
scoarța pământului ca urmare a combinării chimice a diferitelor elemente. În lito sferă apar toate
elementele chimice cunoscute, în proporții diferite. Dintre acestea, un număr de 9 elemente chimice
și anume: O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg și H, dețin 98% din masa litosferei iar altele 6 – P, S, Mn, Ti,
C și Cl – sub 1,5% , restul elemente lor chimice cunoscute, reprezentând doar 0,5%. În formarea
soluri lor, un rol important îl deține siliciul , aluminiul , fierul și calciul . În compoziția chimică a
litosferei, elementele native (în stare liberă) sunt puțin răspândite, nedepășind 0,1% din mas a
întregii scoa rțe terestre. Cele mai multe apar în combinații chimice naturale, sub formă de minerale
primare. Până în prezent, au fost identificate cca. 3000 de minerale, dintre care 100 sunt mai bine
răspândite.
Mineralele primare din rocile Litosferei , au fost împărțite în 4 clase, în funcție de compoziția
chimică și structura lor cristalină și anume: sulfuri, săruri haloide, oxizi și hidroxizi și săruri
oxigenate.
Clasa sulfurilor , cuprinde mineralele alcătuite din combinații ale sulfului cu diferite metale
sau metaloizi care dețin cca. 13% din totalul mineralelor și re prezintă împreună cu sulfații 0,3 -0,4%
din greutatea litosferei. Cel mai răspândit mineral al acestei clase este bisulfura de fier (FeS 2) care
apare în scoarța terestră sub formă de pirită și marcasit ă.
Clasa sărurilor haloide grupează sărurile acidului clorhidric, fluorhidric, bromhidric și
iodhidric cu diferite metale și metaloizi, care reprezintă cca. 0,5% din greutatea litosferei. Dintre
sărurile haloide, mai răspândite sunt sarea gemă – NaCl, fluorina – CaF 2, silvina – KCl și carnalita
– MgCl 2KCl.6H 2O.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
21
Clasa oxizilor ș i hidroxizilor cuprinde combinațiile simple ale diferitelor metale și
metaloizi cu oxigenul și gruparea oxidril, care participă cu cca. 17% din greutatea litosferei . Cele
mai răspândite minerale din această clasă sunt bioxidul de siliciu (SiO 2) ce se prezintă sub formă de
cuarț cristalizat, calcedonie, opal fin cristalizat și amorf, silexul, oxizii și hidroxizii de fier –
magnetitul (Fe 2O3), hematitul și limonitul (Fe2O3.nH2O); oxizii și hidroxizii de aluminiu –
hidrargilitul sau gipsitul (Al(OH) 3), diasporul (Al 2O3.nH2O), boehmitul (AlOH) și corindonul,
(Al 2O3); oxizii și hidroxizii de mangan – piroluzita (MnO 2 sau MnO 2.nH 2O), manganitul
(MnOOH), hausmanitul (Mn 3O4) și psilomelanul (Mn 2O3.nH 2O).
Clasa sărurilor oxigenate cuprinde cca. 2/3 din numărul total al mineralelor scoarței
terestre și include sărurile naturale ale diferiților acizi oxigenați. În raport cu radicalul acid RO 3,
RO 4 sau SiO 4, mineralele din aceas tă clasă se îm part în trei subclase și anume: săruri oxigenate cu
ioni RO 3, (carbonați, nitrați și borați), săruri oxigenate cu ioni RO 4, (sulfați, fosfați, cromați,
molibdați, etc.), săruri oxigenate cu ioni de SiO 4 sau silicații.
CAPITOLUL II
FACTORII DE SOLIFICARE
Roca parentală sau roca -mama, prin compoziția sa, exercită o mare influență asupra
alcătuirii granulometrice, chimice și mineralogice a solu rilor, a însușirilor lor fizice și fizico –
mecanice, a regimului de aer, de căl dură și hrană. Deosebit de clară este interacțiunea dintre
însușirile solurilor și caracterul rocii parentale, în stadiile incipiente ale pedogenezei și în stadiile
primare: solurile reflectă în cea mai mare parte însușirile proprii ale scoarței de alterare pe care s -au
format.
Compoziția și însușirile rocii de solificare influențează viteza proceselor de pedogeneză și
direcția acestora. Astfel, pe scoarța de alterare alcătuită din roci afânate (luturi, loessuri, argile) se
formează soluri profunde, cu o bună dezvoltare a profilului.
Procesele pedogenetice se desf ășoară diferit în funcție de caracteristicile rocilor, astfel
solificarea decurge mult mai lent în cazul rocilor magmatice compacte (granit, gabrou, andezit,
riolit) comparativ cu rocile sedimentare unde solifica rea se desf ășoară într-un ritm rapid și pe o
adâncime mai mare. Astfel solurile din zona de stepa si silvostepa formate pe roci sedimentare
(loess, argile, nisipuri) au un profil mult mai mare, decât solurile din zonele de deal si munte unde
datorita rocil or compacte profilul este mai redus. Pe rocile compacte, acide se formează soluri
debazificate cu textur ă grosier ă, cu o permeabilitate ridicata, sărace în humus și în elemente
nutritive.
Solurile formate pe roci bazice sunt soluri rezistente la debazifica re cu permeabilitate
redusa, cu un conținut ridicat de materie organica si o fertilitate ridicata. Nivelul fertilității solului
se corelează evident cu însușirile și compoziția rocii de solificare. De exemplu, pe seama rocilor
magmatice acide (granite, gra nite-gnaisuri) și a nisipurilor se formează soluri de fertilitate naturală
scăzută. În același timp, pe seama produselor alterării rocilor intermediare (diorite, andezite) și
bazice (gabrouri, bazalte) bogate în elemente nutritive și în cationi a1calino -pământoși se formează
soluri cu un nivel ridicat de fertilitate naturală, saturate în baze, cu reacție neutră sau slab acidă, cu
un conținut mai mare de humus saturat, argiloase și lutoase.
Pe aceleași roci, în condiții climatice, de vegetație și relief dif erite, se formează unități
diferite de soluri, și invers pe roci diferite de solificare, dar în aceleași condiții generale, se
formează aceleași unități de soluri. Există însă și soluri a căror formare este legată de existența anu –
mitor roci de solificare: rendzinele se formează pe calcare, vertisolurile pe argile gonflante, etc.
Roca parentală are un rol important și în formarea structurii înve lișului de soluri. Astfel, la
un material parental uniform se constată o mare uniformitate a învelișului de solu ri; în condiții de
mare împestrițare a rocilor parentale cu forme de relief variate, se remarcă o mare mezo – și
microcomplexitate a învelișului de soluri și a vegetației.
Exemple:
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
22
– rocile ultrabazice (calcare, dolomit, gips), indiferent de zona în care se întâlnesc, duc la
formarea Rendzinelor.
– roci care determin ă caracteristici particulare în cazul marnel or (Faeozim marnic), sau
calcare lor bogate în oxizi de fier (Eutricambosol rodic).
– roci care nu au un rol hotărâtor în geneza solurilor, dar toate carac teristicile importante ale
solurilor depind de cele ale materialului parental.
– solurile formate pe loess -uri au o textură mijlocie, caracteristici morfologice bine
reprezentate și prezintă o fertilitate foarte ridicată.
– solurile formate pe nisipuri – Psam osolurile – prezintă o fertilitate redusă datorită
proprietăților materialului parental pe seama cărora s -au format.
Distribuția rocilor determin ă și uniformitatea înveli șului de soluri, de aceea , cu cât acestea
sunt mai uniforme cu atât solurile prezintă o uniformitate mai ridicat ă.
Clima , în procesul de pedogenez ă, acționează prin intermediul vegetației atât direct cât și
indirect iar dezvoltare a și distribuț ia acesteia este influențat ă de parametrii climatici (temperatura și
precipitaț iile). Spre exemplu, cu o intensitate mult mai mare se manifest ă descompunerea resturilor
vegetale în zona de step ă, comparativ cu zonele mai reci, unde descompunerea este mult mai lent ă,
resturile organice fiind nedescompuse sau parțial descompuse.
Tempe ratura influențează :
– intensitatea proceselor care au loc în sol: alterarea, mineralizarea și humificarea resturilor
vegetale, procesele de adsorbție, evapo -transpirația, etc.
– activitatea organismelor și microorganismelor din sol : bacteriile preferă un me diu mai cald
comparativ cu ciupercile, care contribuie la descompunerea resturilor vegetale în zone mai
reci.
Atât clima cât și temperatura sunt în strâns ă legătură cu precipitațiile, care acționează prin
percolare, stagnare și scurgere, producând diferit e procese care influențează pedogeneza solurilor :
de exemplu, conținutul de argil ă crește odată cu creșterea precipitațiilor.
În zonele aride, în care se formează kastanoziomurile, carbonatul de calciu se întâlnește la
suprafața solului iar prin percolare pătrunde în profilul de sol odată cu precipitațiile. Crescând
precipitațiil e, carbonatul este levigat pe profilul de sol, astfel c ă în zonele cu precipitații de peste
650 mm , acesta nu se mai întâlnește pe profilul de sol.
Climatul are o mare influența asupra proceselor de eroziune eolian ă și hidric ă a solurilor
prin principalele sale componente vântul și apa. În țara noastră , pentru caracterizarea climatului se
utilizează Indicele de Martonne ( Iar) sau indicele de ariditate:
Iar = T +10
P – precipitații medii multianuale
T – temperaturile medii multianuale
Indicele de ariditate prezintă următoarele valori în condițiile climatice din țara noastră: în jur
de 17 în zona de step ă, 50 în zona de pădure și peste 80 în zona montan ă.
Vegetația influențează formarea solului prin furnizarea de materie organic ă solului,
contribuind la acumularea humusului în sol atât în ceea ce privește cantitatea cât și calitatea
acestuia. Solurile nu se pot forma în lipsa factorului biotic, și anume veget ația. Astfel, în zonele de
stepă, pe seama descompunerii resturilor vegetale provenite de la vegetația ierboas ă bogat ă în
elemente bazice, cantitatea de humus rezultat ă este mai mare, acesta fiind alcătuit din acizi huminici
care imprim ă solurilor o culoare închis ă. Solurile formate sunt bogate în humus și elemente bazice
care determin ă un grad înalt de fertilitate – Cernoziomurile . Solurile formate în zonele de pădure
sunt caracterizate printr -o mare aciditate, conținut scăzut în element e nutritive, materia organic ă
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
23
este slab humificat ă (se formează humus brut) iar activitatea biologic ă este redus –
Districambosolurile. Foarte importanta este și proveniența resturilor vegetale, deoarece sub
vegetația provenit ă din podurile de foioase, ace stea antrenează de doua -trei ori mai multe elemente
nutritive comparativ cu resturile vegetale provenite din pădurile de conifere.
Vegetația are un rol hotărâtor asupra distribuției învelișului de sol deoarece după schimbarea
asociațiilor vegetale se pot s tabili limitele de soluri în teritoriu. În general vegetația acționează în
procesul de solificare într -un timp foarte îndelungat, schimbarea asociațiilor vegetale producându -se
mult mai rapid decât schimbarea învelișului de sol.
Activitatea faunei din sol prezenta alături de vegetație, o influența foarte mare în procesul de
pedogeneza al solurilor. Fauna existenta în sol a fost grupata în funcție de marime în microfauna
(animale cu dimensiuni <0,2 mm), mezofauna (0,2 -4 mm), macrofauna (4 -80mm) si megafauna
(>80 mm).
Un rol foarte important în sol îl au râmele care prin activitatea lor duc la acumularea în sol a
diferiților compuși specifici. Se consider ă că, anual trec prin tubul digestiv al râmelor o cantitate de
sol cuprins ă între 50 și 600 t/ha.
2.4 ROLU L RELIEFULUI ÎN PEDOGENEZ A
Din punct de vedere genetic, forma de relief este o modalitate de adaptare a suprafeței
scoarței terestre , care reacționează prin „deformare”, la solicitările impuse de consumul, transferul
sau acumularea substanței, energiei și informației de proveniență telurică și/sau extraterestră în
spațiul geomorfosferei. În acest context, „structura morfologică a reliefului reprezintă structura
semnalelor fizice codificate în semnale geometrice”. ( Al. Roșu, 1987).
Condiționarea genetică a reliefului nu trebuie absolutizată deoarece formele de relief se
caracterizează și prin „autoorganizare”, respectiv prin capacitatea de a -și susține propria evoluție în
corelație cu mediul morfogenetic. Odată ele formate, devin factori activi, ordonatori ai
morfodinamicii, generând noi forme asociate, ca urmare a proceselor bazate pe transferul substanței
între nivelurile energetice.
Acest comportament dual al formelor de relief reflectă concomitent, atât subordonarea
genetică, morfologică și funcțională a acestora în cadrul unităților de rang superior, cât și
individualizarea ca „entități” funcționale caracterizate prin procese de auto -organizare specifice. În
consecință, este esențială evaluarea reliefului atât ca entitate în sine, cât și prin prisma rela țiilor pe
care acesta le întreține cu ansamblul componenților învelișului geografic.
Relieful scoarței terestre este de fapt, rezultatul unei permanente interacțiuni dintre agenții
interni și externi.
Agenții interni au ca sursă de energie: dezintegrarea substanțelor radioactive, căldura
internă a Pământului, tensiunile mecanice și trecerea substanței dintr -o stare de agregare în alta.
Agenții geologici interni sunt reprezentați prin: procese magmatice, mișcări tecton ice, mișcări
seismice, și procese metamorfice. Acești agenți creează la suprafața Pământului relieful tectonic
(primar), reprezentat prin mari denivelări cu aspect pozitiv sub formă de munți și dealuri și cu
aspect negativ sub formă de depresiuni largi, zo ne de scufundare, fracturi, etc.
Agenții externi sunt în general de natură fizico -geografică aparținând litosferei, atmosferei,
hidrosferei, biosferei și acționează direct asupra formelor tectonice. Sursa de energie a agenților
externi o reprezintă energia solară, gravitația Pământului și forța de atrac ție a Soarelui și Lunii.
Agenții externi sunt reprezentați de cursurile de apă, ghețari, vânturi, valuri, curenți marini,
viețuitoare, etc. Agenții externi au în general rol distructiv, datorită faptului că acționează în direcția
erodării formelor pozitive create de agenții interni, dar și un rol constructiv prin transportul
materialelor erodate și depunerea lor în zonele depresionare. Relieful primar și roca reprezintă
factori pasivi în formarea reliefului deoarece asupra lor acționează agenți geologici ex terni.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
24
Fig. 1 – Reprezentarea pantei terenului și a liniilor geologice
Relieful constituie unul din cei mai importanți factori ai formării solurilor, exercitând o
influență deosebită asupra genezei acestora, a struc turii învelișului de soluri, a contr astului și a
neomogenității sale spațiale. Se consideră că, există o legătură strânsă între topografia învelișului de
sol și condițiile concrete de landchaft. În cercetarea pedologice de teren s -a stabilit următoarea
sistematică a tipurilor de relief: macr orelief; mezorelief; microrelief , fiecare din tipurile enumerate
jucând un rol determinant în procesul de pedogeneză.
Macrorelieful. Cuprinde cele mai reprezentative forme de relief care determină aspectul
global al unui teritoriu: munți, podișuri ș i câmpii. Originea macroreliefului este legată mai ales de
fenomenele tectonice care au avut loc în scoarța Pământului. Macrorelieful determină și reflectă, în
concordanță cu condițiile bioclimatice, zonalitatea învelișului de soluri, structura sa și caracterul
macrocombinării solurilor tipice pentru zona dată.
Mezorelieful. Se referă la forme de relief de dimensiuni medii: coline, dealuri, vâlcele, văi,
terase. Apariția mezoreliefului este legată, în principal, de procese geologice exogene. Mezorelieful
determină struc tura învelișului de soluri în limitele concrete ale landchaftului și caracterul
mezocombinării solurilor.
Microrelieful. Este dat de forme mici de relief care ocupă supra fețe neînsemnate, cu
oscilații relative ale înălțimii de circa 1 m: movilițe, depre siuni, crovuri. Ele apar pe suprafețe plane
de relief din cauza fenomenelor de tasare, deformațiilor provocate de îngheț sau din alte cauze.
Microrelieful influențează complexitatea înve lișului de soluri și determină caracterul
microcombinărilor, re spectiv a micro complexității acestora.
Relieful apare ca principalul factor de redistribuire a radiațiilor solare și precipitațiilor în
funcție de expoziție, înclinarea pantei și exercită o influență deosebită asupra regimului hidric,
termic, nutritiv, ox ido-reducător și salin din sol.
Astfel, în munți, apare zonalitatea verticală a vegetației și solurilor ca o consecință a scăderii
temperaturii aerului cu înălțimea și a variației creșterii cantității de precipitații. Elementele de mezo –
și microrelief și mai ales pantele de diferite înclinări contribuie la redistribuirea apei din precipitații
pe suprafața solului și reglează raportul între ape ce curg la suprafață, ape care se infiltrează în sol,
ape care se acumulează în depresiuni, etc.
Distribuirea ineg ală a temperaturii și umidității, mai ales pe terenuri cu pantă și expoziție,
determină dezvoltarea unei vegetații diferite, cu deo sebiri esențiale în sinteza și descompunerea
substanței organice, transfor marea mineralelor din sol și în ultimă instanță, toate acestea duc la
forma rea diferitelor soluri în condiții diferite de relief.
Relieful foarte diferit din țara noastră (câmpii, dealuri, podișuri. piemonturi, munți)
determină climate foarte diferite, care condiționează existența unei vegetații specif ice: de stepă, de
silvostepă, de pădure și de pajiști alpine.
Influențând distribuirea diferită a umidității, în funcție de elemen tele reliefului, procesele de
solificare pe suprafețele plane, se petrec în condiții normale; pe pante, deoarece o parte din apa de
precipitații se scurge la suprafață, solificarea decurge în condiții de umiditate mai mică (levi gare
mai redusă, profile mai scurte, orizonturi mai slab diferențiate); pe suprafețe depresionare se
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
25
acumulează o cantitate mai mare de apă și ca atare, se formează soluri corespunzătoare unei zone
mai umede decât cea respectivă (de exemplu, formarea stagnosolurilor în depresiuni, în raport cu
preluvosolurile roșcate tipice formate pe terenuri plane).
O influență specifică a elementelor reliefului asupra solificării o constituie versanții care
sunt supuși eroziunii. Prin îndepărtarea de material solificat procesele de formare a solului sunt în
stadii incipiente.
Un alt factor genetic important este timpul deoarece de el depinde durata acțiunii agenților
externi rezultând un relief tânăr, matur sau bătrân. Dacă se notează cu T (de la tectonic) acțiunea
factorilor interni, iar cu D (de la denudare) acțiunea agenților externi, din raporturile ce se creează
între aceste două grupe de factori rezultă diferite c ategorii de relief:
Dacă: T > D – rezultă relief tectonic – munții;
D > T – rezultă relief de eroziune (câmpiile și podișurile de eroziune);
D = T – se creează o stare de echilibru geomorfologic, rezultând relief structuralo -eroziv sau
erozivo -structural .
Dar, T poate avea și sens negativ și în acest caz domină acumularea (A) rezultând relieful de
acumulare.
Dacă: T > A, rezultă câmpii cu fundul coborât, cu caracter depresionar;
T < A, rezultă câmpii cu fundul înălțat, determinând un accentuat grad de m eandrare a
râurilor și de înmlăștinare;
T = A, rezultă o stare de echilibru geomorfologic când câmpiile de subsidență sunt
fragmentate de rețeaua hidrografică.
Sub raport genetic relieful vulcanic este strâns legat de relieful tectonic dar și de cel de
acumulare, numai că acesta este de origine internă. Dezagregarea și alterarea rocilor contribuie la
principalele procese care pregătesc și ușurează acțiunea distructivă a factorilor modelatori exogeni.
Materialul dezagregat și în parte alterat este îndepărtat de la locul său de formare și deplasat la
nivele hidrometrice mai coborâte prin acțiunea de denudație.
Gravitația, un alt factor genetic important, reprezintă principala forță motrică a proceselor
de denudație care acționează direct (prin prăbușiri, avala nșe de zăpadă, rostogoliri de grohotișuri și
blocuri mari de rocă, etc.), sau indirect prin intermediul unui alt factor de modelare (ape curgătoare,
gheață) care efectuează transportul materialului detritic. Înlăturarea materialului dezagregat este
foarte energică pe versanții abrupți unde are loc menținerea permanentă a rocilor. Drept rezultat,
formele de relief pozitive se vor distruge cu atât mai rapid, cu cât energia de relief va fi mai mare, în
timp ce în zonele depresionare și cele periferice ale înăl țimilor, unde se acumulează material
detritic, rocile vor fi protejate de eroziune. Factorii exogeni modelează deci relieful prin procese de
eroziune, transport și acumulare.
Formele de relief existente pe suprafața Pământului nu se datorează unui singur f actor
modelator exogen ci, în mai toate cazurile, unui sistem complex de factori care au acționat când
simultan, când succesiv sau alternant, într -o strânsă condiționare reciprocă. Spre exemplu, văile
glaciare din zona montană superioară afectată de glacia țiile pleistocene rezultă din acțiunea unui
complex de procese care au avut loc într -o anumită succesiune; formarea unei văi fluviatile
evoluate, înălțarea regiunii montane și accentuarea eroziunii fluviatile, dezvoltarea glaciațiunii și
modelarea văii pri n eroziune glaciară. Chiar și văile fluviatile nu apar ca rezultat exclusiv al
eroziunii apelor curgătoare, întrucât modelarea versanților se datorează acțiunii proceselor de
transport în masă, independente de eroziunea fluviatilă. Dacă factorii externi ac ționează simultan
sau succesiv și se condiționează reciproc, de fiecare dată, unul din aceștia devine dominant și
hotărâtor în modelarea reliefului.
Zonalitatea și etajarea elementelor climatice determină și o zonalitate și etajare
geomorfologică. Spre exe mplu, în zona intertropicală, agentul principal în modelarea reliefului este
apa, zăpada și gheața fiind inexistente. În regiunile aride, vântul este agentul principal al modelării
iar apa joacă un rol cu totul minor.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
26
Regiunile caracterizate printr -o morfo logie specifică, ca rezultat al acțiunii unui factor
dominant sau al unei combinații de factori, formează complexe sau peisaje morfologice
(landschafturi). Într -un peisaj morfologic intră adeseori forme de relief foarte diferite sub raport
morfologic dar s trâns dependente din punct de vedere genetic. Astfel, apar peisaje geomorfologice
determinate de acțiunea apelor curgătoare, altele de cea a ghețarilor, peisajul regiunilor montane,
peisajul regiunilor vulcanice, peisajul regiunilor de platformă, peisajul țărmurilor, etc.
În raport cu natura rocilor și structura geologică, în același peisaj geomorfologic, sub
acțiunea factorilor exogeni se dezvoltă forme de relief foarte variate. Relieful nu poate fi studiat
izolat, ci în strânsă legătură cu celelalte eleme nte naturale ce caracterizează un anumit mediu fizico –
geografic.
În funcție de predominarea factorilor endogeni sau exogeni, pe o anumită suprafață și într -un
anumit interval de timp, dezvoltarea reliefului va fi variabilă. Atunci când acțiunea factorilor
endogeni este dominantă și mișcările de ridicare depășesc puterea distructivă a agenților externi,
suprafața terestră se va înălța, vor crește înălțimile relative și absolute, versanții vor fi mai înclinați,
eroziunea fluviatilă se va accelera, profilele longitudinale ale văilor vor prezenta rupturi de pantă,
iar frunțile teraselor vor fi abrupte și înalte, datorită ridicării rapide.
Dacă acțiunea distructivă a agenților externi devine predominantă, are loc o dezvoltare
descendentă a reliefului, caracteriz ată prin distrugerea formelor pozitive, reducerea altitudinilor
absolute și relative a înclinării versanților, diminuarea proceselor de eroziune și denudare, apariția
unor profile de echilibru prin acumularea materialului în zonele depresionare. Cu timpul, apar
suprafețe structurale care nu corespund structurii geologice (apar suprafețe de nivelare, peneplene).
APA FREATIC A SI STAGNANT A
Formarea solurilor , în general, decurge în condiții normale de umiditate ce caracterizează o
anumit ă zonă, acestea influențând procesele de eluviere -iluviere a diferiților compuși organici sau
minerali, bioacumularea , etc.
În unele cazuri , procesul pedogenetic decurge în condiții de exces de ap ă, care poate fi de
natur ă pluvial ă și este întâlnit la terenurile aflate în arii depresionare sau de natur ă freatic ă atunci
când apa freatic ă se afl ă la adâncimea de unde poate influența profilul de sol. Datorit ă excesului de
umiditate, pe profilul de sol apar culori specifice datorit ă aerației slabe, în care au loc procese de
reducere a hidroxizilor de fier și mangan determinând apariția culorilor alb ăstrui, verzui, cenușii.
Aceste proprietăți se numesc proprietăți reductomorfe iar orizontul format se notează cu Gr
(gleic de reducere). Atunci când alternează condițiile de reducer e cu cele de oxidare, cum sunt de
exemplu zona franjei capilare și orizonturile de suprafaț ă ale solurilor cu niveluri fluctuante ale apei
freatice apar culori gălbui, ruginii iar orizontul se notează cu Go (glei de oxido -reducere). Solurile
influențate de apa freatic ă sunt mai bogate în materie organic ă, au un orizont humifer mai profund,
debazificarea și procesele de eluviere -iluviere sunt reduse iar solurile formate se numesc
gleiosoluri. În cazul în care , apa freatic ă conține sulfați, cloruri sau carbon ați de sodiu determina
îmbogățirea solului în săruri solubile datorit ă proceselor de salinizare, solurile formate se numesc
solonceacuri. Procesele de alcalizare sunt datorate acumulării de ioni de sodiu schimbabil în sol
(Solonețuri).
Proprietățile stagni ce ale solurilor sunt legate de saturația determinat ă de apa stagnan tă
temporar la suprafața solului sau în partea superioar ă a profilului de sol. Orizontul format prezintă
culori vineții, albăstrui, verzui când apa stagnează o perioad ă mai lung ă de timp i ar orizontul se
numește stagnogleic (W) iar solurile poart ă denumirea de stagnosoluri. Atunci când apa stagnează o
perioad ă scurt ă de timp pe profilul de sol determin ă apariția culorilor gălbui, roșcate datorate
oxidării compușilor de fier și mangan, propr ietățile se numesc hipostagnice, iar orizontul
stagnogleizat rezultat se notează cu W.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
27
FACTORUL ANTROPIC ÎN PROCESUL DE PEDOGENEZ A
Activitatea antropica nu este considerata un factor natural pedogenetic, dar datorita acțiunii
sale omul poate influența direct sau indirect evoluția solurilor. Odat ă cu intensificarea tehnologiilor
agricole de c ătre om prin modificarea ecosistemului, solurile au suferit modific ări atât în sens
pozitiv cât și negativ.
În urma fertiliz ării cu îngr ășăminte organice și minerale a solurilor agricole se reface
consumul de nutrienți în sol care au fost îndep ărtați odat ă cu ridicarea recoltei. Introducerea
sistemelor de irigații compensează deficitul de ap ă din punct de vedere climatic dar totodată pot
produce creșteri ale umidit ății în sol și sărăturarea acestuia ca urmare a utiliz ării apei
necorespunz ătoare.
Prin înlocuirea sistemelor naturale cu agroecosisteme se modifica regimul hidric al solurilor
prin înlocuirea vegetației naturale cu culturi care pot produce apariția excesului de umiditate după
defrișarea pădurilor. Pe versanți sunt intensificate procesele de eroziune ale solului sau favorizarea
deflației eoliene în cazul solurilor nisipoase. În ultima perioada datorita industrializării accelerate,
mari suprafețe de soluri sunt afectate mai mult sau mai puțin de diferite procese de degradare, în
care solurile pot suferi o acidifiere pronunțat ă și o contaminare cu metale grele sau substanțe
chimice provenite din emisiile industriale. Extracțiile de petrol pot produce poluări ale solului cu
petrol sau apa sărata. Cu toate c ă, solul este considerat un sistem depoluator, care acționează ca un
filtru biologic capacitatea sa de depoluare este limitat ă. De asemenea, suprafețe însemnate sunt
scoase din circuitul agricol pentru exploatări miniere de suprafața, construcții, drumuri etc. care
modifica ecosistemul zonal. Prin aplicarea masurilor agro -pedo -ameliorative omul poate ameliora
fertilitatea scăzută a solurilor, prin modificarea în sens pozitiv a însușirilor fizice, chimice și biolog
CAPITOLUL 3
FORMAREA ȘI ALCĂTUIREA PĂRȚII MINERALE A SOLULUI
3.1. ORIGINEA PĂRȚII MINERALE A SOLULUI
Partea minerală a solului, care alcătuiește împreună cu cea organică materia solidă a solului,
este formată din minerale primare și secundare provenite din rocile litosferei prin procese de
dezagregare și alterare. În urma acestor procese de natură fizică și chimică, rocile devin permeabile,
capătă capacitatea de a reține apa din precipitații, și eliberează elemente minerale nutritive în
soluție . Procesele care au determinat aceste transformări sunt cele de dezagregare și alterare.
3.1.1. PROCESELE DE FORMARE A PĂRȚII MINERALE
Mineralele și rocile de la suprafața litosferei au fost supuse permanent unor procese intense
de transformare sub ac țiunea agenților atmosferei, hidrosferei și biosferei, rezultând o formațiune
nouă care poartă denumirea de pedosferă. În aceasta , rocile au devenit afânate, permeabile pentru
apă și aer, iar elementele chimice componente au trecut în forme mai simple, acc esibile
organismelor vegetale.
Organismele vegetale se hrănesc din sol, pe de o parte cu cationi, cei mai importanți fiind
Ca++, Mg++, K+, Fe++, iar pe de altă parte cu anioni ca și SO=
4 și PO=
4. Multe alte elemente sunt
absorbite în doze foarte mici, ele jucând un rol catalizator deloc neglijabil; mangan, zinc, cupru,
molibden – „oligoelementele”.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
28
Ionii utilizați de plante există în sol sub formă de combinații mai mult sau mai puțin
complexe dar constante și destul de diferite; este evident că disponi bilitatea lor pentru plante variază
în mare măsură. Vom da mai jos o clasificarea a elementelor pe ordine de disponibilitate
descrescătoare în sol:
a. elemente dizolvate în soluția solului – sunt sărurile solubile, ca și bicarbonatul de calciu,
varul, găsim și pseudo -soluții de amoniu complex (complexe fero -silicice, complexe fero –
organice).
b. elemente absorbante sub formă schimbabilă – o importantă rezervă de cationi (calciu,
potasiu) și de anioni (PO=
4) este fixată de coloizii din sol (complexe absorbante). C ationii
sunt reținuți de argilă și de humus, și eliberați progresiv, din cauza fenomenului de schimbare
de ioni, în soluția de sol.
c. elemente absorbante s ub formă neschimbabilă sau fixă – câțiva cationi (Fe+++) sunt absorbiți
de argilă sub formă mult sau pu țin schimbată, absorbția lor de către plante n efiind posibilă.
Câțiva ioni sunt reținuți sub o formă schimbabilă (Ca++, K+, P2O5) pot fi fixați mai tare de
coloid, când cantitatea lor relativă este puțină; atunci devin indisponibil i pentru plante.
d. element e componente în combina ții complexe – este vorba de mineralele nealterate,
insolubile, sub diverse forme, și care sunt într -o stare actuală neasimilabilă cum ar fi calciul,
magneziu, potasiu sau cele care conțin minerale ca și feldspații, amfibolii, piroxe nii, etc.
Trecerea de la o formă la alta este frecventă când solul evoluează; așa mineralele complexe
eliberează prin alternanță ioni de Ca++, K+, care sunt reținuți de complexul absorbant si devin
disponibile; fierul poate solubiliza în complex cu ajuto rul compușilor organici și ai siliciului.
Invers, elemente schimbabile, care pot intra ușor în soluție, evoluează într -o formă neschimbabilă
puțin solubilă: acest fenomen este deseori numit „retrogradație” (fosfor si potasiu).
Cationii schimbabili esenți ali sunt calciu, magneziu, potasiu și amoniu. Pentru acești patru
cationi, care joacă un rol esențial în nutriția minerală a plantelor, forma schimbabilă – în echilibru
cu forma solubilă – constitue forma imediat asimilabilă; dar aceste elemente există în sol și sub
diferite forme mai puțin utilizabile pentru plante.
În funcție de forma lor se clasifică în două categorii:
1. Formele „complexe” insolubile, minerale complexe cu o alterare foarte lentă – calcarul cristalin
inactiv și dolomitul;
2. Formele pr ovizorii insolubile care în condiții clare prind formă schimbabilă – carbonatul de
calciu „activ” și potasiul „fix”.
Anionii esențiali din sol sunt fosforul solubil (se absoarbe prin argilă, prin hidroxizii liberi și
prin carbonatul de calciu) și insolubi l (din precipitații și prin cristalizare) și sulful.
I. FENOMENUL DE SCHIMB CATIONIC ÎN SOLURI
Puterea de absorbție . Coloizii încărcați negativ din sol cum ar fi compușii humici, argilele, reț in
în jurul moleculei un „roi” de cationi, care însoțesc molecula în mișcarea ei. Acești cationi sunt sau
ioni H+, sau „cationi metalici”, dintre care cei mai importanți sunt Ca++, Mg++, K+, Na+; alți ioni
încărcați pozitiv pot fi și reținuți, dar în mică cantitate: NH 4+, Mn++, Cu++, Zn++; Al+++ dar și
abandona ți în solurile acide. Toți ioni i sunt numiți „schimbabili”, ceea ce înseamnă că ei pot
participa la un proces de schimbare reversibil cu ioni pozitivi care există în soluția solului. Un
echilibru va mai exista între ionii schimbabili reținuți de un „comple x absorbant”, și ionii existenți
în soluția din sol. Acest echilibru nu este „static”, ci este „cinetic”, cum au arătat cercetările
efectuate cu ajutorul cationilor „marcați”; schimbul între ionii absorbiți și ionii din soluție este
continuu, chiar dacă ec hilibrul este cantitativ, la un moment dat, el nu va fi modificat.
Chiar dacă solurile neutre rețin ioni bazici, solurile acide au o garnitură de ioni consistenți de
H+ și Al+++, care sunt deplasați de ionul de Ca++ cu ajutorul unui amendament cu var.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
29
Sol H+ + Ca(OH) 2 Sol Ca + 2H 2O
Sol Al 2 + 3Ca(OH) 2 Sol Ca 3 + 2Al(OH) 3
Când mineralele complexe se alterează, eliberează cationi metalici, care sunt fixați pe un
complex absorbant și constitue sursa elementelor minerale asimilate de plante: acești cati oni
metalici pot fi absorbiți de rădăcini prin schimb direct sau prin eliberarea lor în soluția din sol,
cationii metalici în soluție fiind înlocuiți treptat și cu măsură prin absorbția de către plante. Câțiva
ioni schimbabili (K+, NH 4+) pot în câteva cazu ri să-și piardă proprietățile lor de schimbabili tate și să
devină insolubili, deci să retrograd eze.
Legea schimbului de cationi . Stratul de ap ă formal din jurul moleculelor absorbante (mai
mult sau mai puțin hidratate) rămâne lipit de moleculele coloidale: el constitue o soluție denumită
„soluția internă ” care se opune „soluției externe ” a solului care la rândul ei devine liberă. Pentru
fiecare i on, aceste fenomene între soluția internă și cea externă sunt diferite, dar există și un
echilibru între ele; orice modificare a concentrației relative a unui ion intern sau extern, antrenează
o modificare a echilibrului; aceste modificări intervin foarte lent în sol, dar, în laborator, prin
metodele utilizate, cum ar fi percolația sau agitația mecanică, pot să accelereze restabilirea a unui
nou echilibru.
Mișcarea ionilor î n „soluția externă ” este liberă, cei din „soluția interna ” fiind limitați de cei
vecini; din această cauză numim des această mișcare oscilatorie. În general, sunt două straturi
absorbante în această zonă; stratul inferior, în contact cu încărcarea este reținut de molecula
coloidală la fel de intens ca și stratul exterior care este mai u șor de schimbat , lucru care poate
prezenta o mare importanță pentru nutriția cu mineral e a plantelor.
Dacă punem un ion solubil în sol, concentrația crește în soluția externă, el poate fi absorbit
de soluția internă: această absorbție (nu este nici odată totală) este din ce în ce mai lentă până
ajungem la un echilibru procentual dat de ionul ajutat. Deci, nu toți ionii sunt absorbiți cu aceeași
intensitate; aceasta depinde de câțiva factori cum ar fi hidratarea, valența, etc. Vom observa că ionii
hidrataț i (de exemplu Na+) sunt absorbiți mai puțin bine față de cei mai puțin hidratați (de exemplu
K+); ca și ioni polivalenți sunt absorbiți în fel preferențial în raport monovalent. Ordinea de
absorbție descrescătoare este: Al, Ca, Mg, H, K, Na. Ionii grei, în general polivalenți: Mn, Cu, Zn,
sunt absorbiți cu o mare energie, nefiind mutați de ceilalți ioni și așa fiind protejați de pierderea prin
spălare. Dar, într -un mediu foarte acid, Al+++ schimbabil și solubil crește, putând atunci să
deplaseze ionii grei prin spălarea lor.
Asupra modificărilor de echilibru pot acționa diverși factori cum ar fi:
1° Variația concentrației soluției de sol – diluare (perioada de ploaie) și concentrare (perioada de
secetă). Diluarea cre ște activitatea cationilor bivalenți mai mult decât a celor monovalenți ceea ce
înseamnă că favorizează absorbția bivalentă cu coloizi din sol;
2° Influența capacității de schimb – natura acesteia joacă un rol clar în absorbția selectivă de ioni;
3° Acțiunea ionilor complementari;
4° Acțiunea schimburilor succesive.
3.2. PROCESE LE DE FORMARE A PĂRȚ II MINERALE
3.2.1. Dezagregarea
Dezagregarea este un proces fizico -mecanic și bio -mecanic de mărunțire a rocilor și
mineralelor în particule de diferite mărimi, fără ca materialul mărunțit să sufere transformări
chimice. Acest proces se desfășoară sub acțiunea atmosferei, hidrosferei și biosferei.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
30
1. Dezagregarea prin intermediul atmosferei. Atmosfera acționează în procesul de dezagregare prin
variațiile de temperatură și prin vânturi.
a. Dezagregarea datorită variațiilor de temperatură se mai numește și dezagregare
termodinamică. Rocile și mineralele fiind în general, rele conducătoare de căldură, se încălzesc mai
repede și mai intens la suprafață decât în interior. Datorită încălzirii mai puternice, straturile de la
suprafață se vor dilata mai mult, desprinzându -se de cele interioare. În acest caz iau naștere fisuri
paralele cu suprafața rocii. Când temperatura aerului scade, straturile de la suprafață se răcesc mai
repede și se contractă mai puternic decât cele din interior. Datorită contractării mai puternice a
straturilor de la suprafață se produc fisuri perpendiculare pe suprafața rocii. Procesul de dilatare și
contractare se repetă permanent, ca urmare a variației tempe raturii, ducând la mărunțirea rocilor și
mineralelor în particule din ce în ce mai mici. Variațiile de temperatură pot fi diurne și sezoniere.
Intensitatea dezagregării termodinamice este influențată de următorii factori:
amplitudinea variațiilor de temperatură – cu cât diferența dintre temperaturile maxime și
minime este mai mare, cu atât dezagregarea este mai puternică;
frecvența variațiilor de temperatură – cu cât variațiile de tempe ratură se succed mai des, cu atât
dezagregarea este mai intensă;
culoarea rocilor – rocile de culoare închisă absorb mai multă căl dură, deci se dilată mai puternic și
determină forțe antagoniste mai accen tuate între suprafață și interior în comparație cu rocile de
culoare deschisă;
heterogenitatea rocilor – favorizează dezagregarea prin comportarea diferită a mineralelor
componente. Astfel, căldura specifică, conduc tivitatea calorică și coeficientul de dilatare diferă
de la un mineral la altul.
De exemplu , căldura specifică a cuarțului este de 0,1667 cal/gr iar a biotitului de 0,2080;
conductivitatea calorică este la feldspați 0,058, iar la mică 0,024, coeficientul de dilatare la cuarț
este de 0,000310, la ortoză 0,000170, iar la calcit 0,000200.
Cu cât sunt mai heterogene, rocile se vor încălzi și răci neuniform și deci se vor dezagreg a
mai intens. Mărunțirea rocilor este cu atât mai accentuată, cu cât mineralele componente sunt
alcătuite din cristale mai mari și cu caracteristici mai deosebite.
În strânsă legătură cu dezagregarea rocilor sub influența variațiilor de temperatură este și
acțiunea de îngheț și dezgheț, care mai poartă denu mirea de gelivație. În fisurile și porii rocilor
pătrunde apa care, prin îngheț, își mărește volumul și presează asupra rocii, ducând la desfacerea ei
în bucăți. Gelivația este foarte activă în iernile c u înghețuri și dezghețuri repetate și se poate resimți
în sol până la adâncimea de circa 1 m, pe când dezagregarea datorită variațiilor de temperatură se
manifestă până la circa 30 cm adâncime în condițiile țării noastre. Acțiunea de îngheț și dezgheț este
aceea care determină și mărunțirea brazdelor bolovănoase rămase după arăturile adânci de toamnă.
b. Dezagregarea prin acțiunea vântului . Se manifestă prin sfărâmarea mecanică a rocilor datorită
forței cu care vântul le izbește în mișcarea lui (300-400 kg/cm2). Acțiunea mecanică a vântului
cuprinde trei procese dis tincte: erodare (coroziunea eoliană), transport (deflația sau denudația
eoliană) și sedimentare sau depunere a materialului transportat.
Procesul de roadere (coroziune) produce modelarea sau ș lefuirea rocilor. Intensitatea eroziunii
depinde de: frecvența vântului, viteza lui, gradul de încărcare al vântului cu grăunți de nisip și
heterogenitatea roci lor. Astfel, cu cât vânturile sunt mai puternice, mai frecvente și conțin
particule mai multe, au o putere mai mare de roadere. Rocile omogene sunt netezite la suprafață,
iar cele heterogene prezintă diferite excava țiuni, căpătând for me foarte diferite (de exemplu
„Babele ” din Bucegi)
Procesul de transport constă în îndepărtarea particulelor rezul tate prin coroziune sau dezagregare
termodinamică. Vântul transportă particulele în toate direcțiile prin rostogolire sau aerian, deci și
în sens contrar gravi tației. Distanța la care pot fi transportate particulele depinde de: intensitatea
vântului, natura curenților (curenții verticali transportă la distanță mai mare), mărimea, densitatea și
forma particulelor, uniformitatea și gradul de aco perire al terenului cu vegetație. Mărunțirea
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
31
materialului sub acțiunea vân tului are loc în timpul tr ansportului prin rostogolire la suprafața
pămân tului, prin lovire de diferite obstacole și prin frecarea particulelor transpor tate între ele.
Procesul de sedimentare începe atunci când puterea de transport a vântului a scăzut, iar
materialul depus dă naș tere la depozite eoliene sub forme de dune și interdune (în zone
nisipoase) sau alte forme.
2. Dezagregarea prin intermediul hidrosferei. Hidrosfera acțio nează în procesul de dezagregare
prin intermediul apei din fisuri și pori, a apei de șiroire și tor enților, a apelor curgătoare, cât și a
apei solide sub formă de zăpadă și ghețuri.
Acțiunea apei din fisuri și pori, se realizează prin presiuni mari pe care aceasta le exercită.
Astfel, în fisurile de 1 micron apa exercită o presiune de aproximativ 1,5 kg/cm2, în timp ce în
fisurile de l milimicron presiunea poate ajunge până la 1500 kg/cm2. Această forță este capabilă
să determine mărunțirea celor mai dure roci. Apa din fisuri și pori mai poate slăbi coeziunea
dintre particule și prin acțiunea de dizolv are, ușurând, astfel mărunțirea rocilor.
Acțiunea apelor de șiroire și torenți, este destul de puternică și se pune în evidență pe versanți,
în timpul ploilor torențiale sau topirii bruște a zăpezii. Șiroaiele și torenții, datorită volumului
mare de apă și , mai ales, a vitezei, dislocă prin eroziune cantități mari de material, care este în
continuu mărunțit prin izbire și rostogolire.
Acțiunea apelor curgătoare, se manifestă de -a lungul cursurilor, de la izvoare până la vărsare,
prin roadere, transport și d epunere. În bazinul superior al râului , unde pantele sunt mai abrupte
și scurgerile mai rapide, predomină procesul de desprindere a materialului și de mărunțire prin
izbire, frecare și rostogolir e. În bazinul mijlociu predo mină procesul de transport al ma terialului
erodat fie sub formă de sus pensie (material fin), fie prin târâre sau rostogolire (material
grosier) , când se continuă mărunțirea. Î n bazinul inferior predomină procesul de depu nere a
materialului sub formă de aluviuni.
Acțiunea zăpezilor și g hețarilor. Zăpezile realizează desprinde rea și mărunțirea rocilor și
mineralelor în timpul avalanșelor ce se produc în zona montană. Puterea de antrenare a acestora
este foarte mare, mărunțirea blocurilor de rocă desprinse realizându -se prin izbire, freca re și
rostogolire.
Ghețarii acționează în procesul de dezagregare prin eroziune, trans port și depunere ca și
apele curgătoare. Datorită greutății masei de gheață, cantitatea de material antrenat de ghețar este
foarte mare, eroziunea se mani festă cu aceea și intensitate în toate punctele de contact cu roca și pe
întregul curs al văii glaciare. Viteza de deplasare a ghețarului este foarte mică, de la câțiva cm la 1 –
2 m în 24 ore. Materialul erodat, transportat și depus de ghețari, poartă denumirea de materi al
morenic.
3. Dezagregarea prin intermediul biosferei. Biosfera produce dezagregarea rocilor și
mineralelor prin acțiunea organismelor vegetale și animale și are o intensitate mult mai redusă în
comparație cu atmosfera și hidrosfera.
Acțiunea organismelor vegetale se produce, mai ales, datorită rădăcinilor, care pătrund în fisurile
rocilor și care, prin îngroșare, exercită presiuni laterale mari (30 -50 kg/cm2), provocând mărunțirea
acestora. Rădă cinile au și o acțiune chimică de dizolv are, slăbind, astfel, coeziunea dintre
particule.
Acțiunea organismelor animale se realizează prin galeriile, cana lele sau cuiburile pe care acestea
le sapă pentru a -și asigura existența. Astfel, râmele, furnicile, hârciogii, cârtițele , etc. sapă galerii
pentru procurarea și depozitarea hranei, pr oducând mărunțirea pământului. Î n stepă, pe o
suprafață de 1 ha, s -au numărat până la 3.000 vizuini de popândăi și până la 40.000 galerii de
șoareci; de asemenea, s -a stabilit că, în 50 de ani, râmele prelucrează complet solul pe
adâncimea de 25 cm, iar 95% din insecte își duc o parte din viață în pământ.
În natură , mărunțirea rocilor și mineralelor se mai produce și sub acțiunea forței
gravitaționale. Astfel, de pe marginea prăpăstiilor și abrup turilor se desprind blocuri de stâncă;
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
32
acestea, în cădere, se lovesc de alte stânci și se mărunțesc. De asemenea, pe versanții cu pantă mare,
tot sub acțiunea gravitației, se deplasează fragmente sau blocuri, care prin izbire, frecare și
rostogolire se măr unțesc.
3.2.2. Alterarea
Alterarea este procesul chimic de transformare a mineralelor și rocilor, rezultând produși cu
proprietăți noi, deosebite de ale vechilor mine rale. Deci, spre deosebire de dezagregare, care realizează
o simplă mărun țire, alterarea realizează transformări profunde, chimice și biochimice.
Alterarea se petrece concomitent cu dezagregarea, aceste procese completându -se reciproc.
Astfel, în măsura în care mărunțirea este mai avansată, și alterarea ia amploare mai mare, deoarece
suprafaț a liberă care poate fi atacată de agenți chimici devine mereu mai mare. De exemplu, prin
mărunțirea unui cub cu latura de 1 cm în cuburi cu latura de 0,0000001 cm rezultă 1021 cuburi cu
suprafața totală de 60.000.000 cm2 (tabelul 1).
Alterarea, ca și dezag regarea, se petrece sub acțiunea factorilor atmosferei, hidrosferei și
biosferei (factorilor biotici).
Acțiunea atm osferei în procesul de alterare
Atmosfera acțio nează în procesul de alterare prin componentele aerului. Aerul atmosferic
conține aproximat iv 79% azot, 21% oxigen și 0,03% dioxid de carbon.
Acțiunea cea mai intensă în alterarea mineralelor o are oxigenul și dioxidul de carbon.
Acțiunea de alterare a oxigenului se manifestă prin procesul de oxidare, iar a dioxidului de carbon
prin procesul de carbonatare și bicarbonatare.
Tabelul 1
Creșterea suprafeței totale în funcție de gradul de mărunțire a materialului
Lungimea laturii
unui cub în cm Numărul cuburilor Suprafața totală în cm2
1 1 6
0,1 103 60
0,01 106 600
0,001 109 6000
0,000 000 1 1021 60 000 000
a. Oxidarea este un proces de combinare a unei substanțe cu oxi genul: (2SO 2+O 2 = 2SO 3),
sau de pierdere de hidrogen, sau de trecere a unei substanțe constituite din elemente cu valențe
inferioare pozitive la cele care conțin elemente cu valența superioară pozitivă. În general, prin
oxidare, elementele trec de la o valență mai mică la alta mai mare.
Cele mai frecvente procese de oxidare în masa solului se întâlnesc la compușii fierului,
manganului și sulfului, care se găsesc în compoziția diverselor minerale. În rețeaua cristalină a
silicaților, fierul și manganul se pot găsi sub formă redus ă, ca ioni feroși și manganoși sau ca oxizi
feroși și manganoși. Prin oxidare trec sub formă de oxizi ferici și manganici. Dacă oxidarea fierului
se petrece în mediul uscat se obține hematitul, iar dacă se petrece în mediul umed se formează
limonitul confo rm reacțiilor:
2FeO + O = Fe 2O3
4FeO + O 2 +3 H 2O = 2Fe 2O3 . 3H2O
În cazul în care rocile sunt bogate în siderit, procesul de oxidare se petrece astfel:
2FeCO 3+ O = Fe 2O3 + 2CO 2
4FeCO 3 + O 2 + 6H 2O = 4Fe(OH) 3 + 4CO 2
Sulfurile, prin oxidare, sunt transformate în sulfat feros:
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
33
FeS 2 + 6O = FeSO 4 + SO 2
FeS 2 + 3O + H 2O = FeSO 4 + SH 2
Sulfatul feros, prin oxidare în prezența apei, dă limonitul și acidul sulfuric care, în contact cu
carbonatul de calciu, formează sulfatul d e calciu hidratat:
4FeSO 4 + 2O + 7 H 2O = 2Fe 2O3 . 3H2O + 4H 2SO 4
H2SO 4 + CaCO 3 + 2H 2O = CaSO 4 . 2H2O + H 2CO 3
Oxidarea duce la atenuarea proprietăților bazice, respectiv la accentuarea celor acide, iar
mineralele devin mai stabile și deci, se favorizează depunerea lor în masa solului.
În sol au loc și procese de oxidare a materiei organice care, în condiții puternic aerobe, este
descompusă până la produși finali: CO 2, H 2O și diverse substanțe minerale, ce pot servi pentru
nutriția plantelor. De exem plu, a zotul amoniacal rezultat din descompunerea substanțelor organice
este trecut prin oxidare biochimică în acid azotos și apoi în acid azotic care, prin combinare cu
diferite baze, dă naștere azotaților din sol.
b. Reducerea este fenomenul invers oxidării, prin reducere orice proces chimic în care se
pierde oxigen, se câștigă hidrogen, sau orice proces prin care un element trece de la o valență
superioară pozitivă la o valență pozitivă inferioară:
Fe2O3 + H 2 = 2FeO + H 2O
Reducerea poate avea loc alternativ cu procesul de oxidare, mediul aerob favorizând oxidarea,
iar mediul anaerob favorizând reducerea. Procesele de redu cere în sol sunt determinate fie de apa
stagnantă de la suprafața solurilor argiloase, fie de apa freati că de la mică adâncime. Prin alternarea
perioadelor umede cu cele secetoase se pot realiza condiții succesive anaerobe și aerobe. În acest caz,
compușii sub formă redusă ai fierului, de culoare cen ușie sau verzuie -vineție, sunt „ împestrițați ” cu
compuși de fier oxidați de culoare roșcată sau gălbuie. Alternarea succesivă a condițiilor aerobe și
anaerobe (sub influența excesului de umiditate freatică sau stagnantă) și formare a compușilor de
fier sub formă oxidată și redusă se numește gleizare sau stagnoglei zare. Reducerea determină
accentuarea proprietăților bazice, compușii reduși devin solubili și pot migra pe profilul de sol. Sub
influența descărcărilor electrice azotul atmosferic poate fi oxidat, dizolvat în apa de ploaie și adus în
sol. Aici el trece în nitrați sau poate fi redus până la amoniac.
c. Carbonatarea și bicarbonatarea este determinată de dioxidul de carbon. Apa acidulată cu
CO 2 acționează asupra bazelor rezultate din alterarea diferitelor minerale, dând naștere la carbonați
și bicarbonați. Astfel, în urma procesului de debazificare a silicaților, rezultă hidroxizi de potasiu, de
sodiu, de calciu, de magneziu etc. Aceste baze, în prezența apei și a dioxidului de carbon, trec în
carbonați:
2KOH + CO 2 + H 2O = K 2CO 3 + 2H 2O
Ca(OH) 2 + CO 2 + H2O = CaCO 3 + 2H2O
Carbonații de Na și K sunt solubili și se spală în profunzime. Car bonații de Ca și Mg sunt
foarte greu solubili, din care cauză îi găsim la diferite adâncimi în masa solului (în regiunile aride la
semi -umede). Atunci când CO 2 se găsește în cantitate mai mare în sol, carbonații trec în bicarbonați.
Procesul este reversibil:
K2CO 3 + CO 2 + H 2O = 2KHCO 3
CaCO 3 + CO 2 + H 2O = Ca(HCO 3)2
Importanța procesului de carbonatare este legată în special de transformarea carbonaților
de Ca și Mg greu solubili în bicarbonați, care sunt ușor solubili. Bicarbonatul de Ca este de 100 de
ori mai solubil în apă decât carbonatul de Ca. Ionii de Ca și Mg se deplasează de la suprafață spre
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
34
adâncime sub formă de bicarbonați solubili și se depun în ma sa solului prin tre cerea sub formă de
carbonați greu solubili, ca urmare a pierderii de CC a.
Datorită depunerii carbonaților, se formează în adâncime un orizont caracteristic notat cu
Cca (orizont C carbonato -acumulativ).
În regiunile secetoase, unde su nt frecvenți curenții ascendenți de apă, mai ales în lunile de
vară, bicarbonații pot urca din profunzime în orizonturile superioare, uneori chiar la suprafața
solului unde, prin pierderea CO 2, precipită sub formă de carbonați. Acest fenomen constituie
carbonatarea secundară, cunoscută și sub denumirea de recarbonatare sau regradare.
Acțiunea hidrosferei în procesul de alterare
Alături de aerul atmosferic, apa joacă un rol important în procesul de alterare a compușilor minerali
și organici. Principalele procese de alterare datorită apei sunt: hidratarea și hidroliza.
1. Hidratarea este procesul prin care apa este reținută de minera lele din sol fie sub formă de
molecule, fie sub formă de grupări OH. Poate fi de două feluri: fizică și chimică.
Hidratarea fizică constă în atragerea apei la suprafața particu lelor minerale datorită, pe de o
parte, energiei libere de la suprafața aces tora, rezultată în urma dezagregării minerale, iar pe de
altă parte, datorită caracterului de dipol al moleculei de apă (Fig. 1)
Fig. 1 Schema hidratării fizice a unui mineral
(Obrejanu , citat de Bunescu , 1980 )
Fig. 2 Hidratarea cationilor: sus dipoli de apă; jos cation hidratat
(Pallmann , citat de Bunescu , 1980)
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
35
Moleculele de apă reținute la suprafața particulelor formează un strat subțire ce poartă
denumirea de peliculă de hidratare sau apa peliculară. Gradul de hidratare depinde de mărunțirea
materialului, de concen trația soluției, de temperatură, de valență și raza ionului hidratat. Cu cât
materialul dezagregat este mai mărunțit, cantitatea de apă fixată este mai mare. O concentrație mai
mare a ionilor în soluție, determină o hidratare mai redusă a acestora. Creșterea temperaturii
soluției, stimulează mișcarea ionilor și le reduce gradul de hidratare. Gradul de hidratare al ionilor
crește o dată cu creșterea valenței și cu scăderea „razei ionice ”. Prin urmare, dintre ionii de aceeași
valență se vor hidrata mai puternic cei care au raza ionică mai mică. Deci, put erea de hidratare a
principalilor cationi descrește astfel: Li, Na, K, Mg, Ca, Fe. Hidratarea fizică nu determină
modificări chimice substanțiale, dar înlesnește acțiunea altor procese de alterare.
Hidratarea chimică constă în pătrunderea apei în rețeaua c ristalină a mineralelor fie sub formă
moleculară (apă de cristalizare), fie sub formă de OH (apa de constituție), determinând
transformări mai profunde, ceea ce duce la apariția de noi minerale. De exemplu, anhidritul
(CaSO 4), prin hidratare chimică, trece în gips (CaSO 4. 2H2O), iar hematitul (Fe 2O3) poate să
treacă în limonit (Fe 2O3. nH2O) sau în hidroxid de fier (Fe(OH) 3).
Mineralele pot să sufere și procesul de deshidratare, adică de pier dere de apă. Apa reținută
prin hidratare fizică se pierde mai ușo r, chiar la temperaturi obișnuite, în timp ce apa reținută prin
hidratare chimică se pierde la temperaturi mult mai mari. Unele minerale se hidratează foarte
puternic, încât rețeaua cristalină se distruge, iar ionii componenți trec în soluție, proces numit
dizolvare . Trecerea ionilor în soluție se datorează aco peririi cu o peliculă de apă foarte groasă.
2. Hidroliza (hydros – apă, lio – a dezlega) este procesul de alterare a mineralelor și constă în
combinarea chimică a elementelor de disociație ale miner alului supus alterării, cu elemente de
disociație ale apei, până la stabilirea unui echilibru chimic care este condiționat climatic.
Silicații – principalele minerale componente ale scoarței terestre sunt săruri ale acidului
silicic (acid slab) cu diferite baze puternice: NaOH, KOH, Ca(OH) 2 etc. Deci , silicații vor hidroliza
alcalin. Silicații sunt mine rale insolubile; de aceea, hidroliza lor se face pe etape. Principalele etape
sunt: debazificarea, desilicifierea și argilizarea.
Debazificarea se petrece a stfel: în urma proceselor de dezagregare, la suprafața fragmentelor de
minerale se găsesc diferiți ioni (K+, Na+, Mg++, Ca++ etc.). Apa care vine în contact cu
particulele dezagregate și care conține dizolvat CO 2, disociază în ioni de H+ și OH- (H2O → H+
+ OH-). Ionii de H, având o energie de schimb foarte mare, pătrund cu ușurință în rețeaua
cristalină a silicaților, scoțând de la suprafața acestora ionii de K+, Na+, Mg++ sau Ca++. Acești
ioni trec în soluție și formează, împreună cu grupările OH → OH- diferite baze – KOH, NaOH,
Mg(OH) 2, Ca(OH) 2, astfel:
K+ K+
H + KOH silicat K+ + H+ + OH- → silicat
K+ K+
Deci, ionul de H → H+ a înlocuit din rețeaua silicatului ionul de K → K+, iar acesta a intrat în
reacție cu gruparea OH formând KOH, care este o bază ce disociază puternic în K+ și OH-. Prin
disocierea bazelor for mate soluția devine alcalină.
Bazele, rezultate în urma debazificării silicaților primari reacțio nează cu apa acidulată cu
dioxid de carbon formând carbonați și apă:
2 KOH + H 2O+ CO 2 = K 2CO 3 + 2 H 2O.
Dacă în soluția de alterare se găsesc și alți acizi în afară de acidul carbonic (acid clorhidric,
sulfuric , etc.), se formează sărurile respective (cloruri, sulfați , etc.).
Desilicifierea este faza în care, din rețeaua silicatului primar, se pune în libertate o mare parte
din dioxidul de siliciu (SiO 2) sub formă de silice secundară hidratată: silicații primari, supuși
alterării, sunt constituiți în mare parte din SiO 2, iar acesta, în prezența soluțiilor puternic
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
36
alcaline, este parțial solu bilizat. Alcalinizarea soluției se realizează în primă fază, prin eliberarea
bazelor, iar silicea secundară eliberată se depune sub forma unui praf de culoare albicioasă.
Argilizarea. Nucleele alumino -silicice rămase după debazificare și desilicifiere sufe ră diferite
procese de hidratare și afânare rezultând silicați noi, complecși, numiți silicați secundari. Aceștia
sunt principalii constituenți ai argilei; de aceea faza de formare a silicaților secundari se numește
argilizare. Argilizarea sau formarea arg ilei din sol reprezintă, deci, transfor marea nucleelor
alumino -silicice, prin diferite procese de hidratare și afâ nare, într -o serie de silicați secundari, cu
o rețea cristalină nouă, deosebită de a silicaților primari. Silicații secundari se mai numesc
silicați pământoși sau argiloși.
Procesul de hidroliză se petrece cu intensități diferite de la o zonă la alta și este cu atât mai
puternic, cu cât mineralele sunt mai mărunțite, silicații primari sunt mai bogați în elemente bazice,
iar concentrația solu ției în ioni de hidrogen este mai ridicată.
O influență deosebită asupra procesului de hidroliză a silicaților primari o au condițiile
climatice, mai ales umiditatea și temperatura. Astfel:
– în condiții de umiditate mare, temperatură scăzută și reacție acidă, silicații primari sunt
supuși unei debazificării intense, iar bazele rezultate trec în săruri care sunt spălate în profunzime.
Spălarea rapidă a bazelor deter mină o desilicifiere slabă a silicaților, da torită lipsei reacției bazice. Î n
aceste condiții se formează un silicat secundar sărac în cationi bazici, numit caolinit, iar procesul se
numește caolinizare. În cazul ortozei reacția este:
2 Si3O8AlK + 2 H 2O + CO 2 = 2 SiO 2. Al2O3 . 2 H 2O + 4 SiO 2 + K 2CO 3
Ortoză Caolinit
– în condiții de umiditate și temperatură moderate, cu reacția neutră sau alcalină, debazificarea
silicaților și îndepărtarea sărurilor este mult mai lentă. Se formează ca silicat secundar, în primă fază,
sericitul, iar în conti nuare se formează illitul, montmorillonitul, beidellitul, etc., minerale argiloase
bogate în elemente bazice. Procesul se numește sericitizare și se petrece astfel:
3 Si3O8AlK + H 2O + CO 2 = (Si 3Al)O 10 (OH) 2Al2K + 6 SiO 2 + K 2CO 3
Ortoză Sericit Muscovit
– în condiții de umiditate și temperatură ridicate (la ecuator), hidro liza este foarte intensă,
silicații primari fiind desfăcuți până la componentele de bază. Se eliberează o mare cantitate de baze
care, imprimând solu ției o reacție puternică alcalină, determină o desilicifiere pronunțată.
Silicea coloidală și sărurile formate fiind spălate în profunzime, la suprafața scoarței alterate se
acumulează oxizii de fier și aluminiu. Oxizii de fier capătă o culoare asemănătoare țiglei sau
cărămizii, de aici denumirea procesului de lateritizare (lat. later = țiglă, cărămidă):
2 Si 3O8AlK + 15 H 2O + CO 2 = 6 Si(OH) 4 2 Al (OH) 3 + K 2CO 3
Ortoză Sericit hidratat
Hidroliza are o importanță foarte mare în procesul de alterare a silicaților primari, deoarece
contribuie la formarea componentului mineral principal al solului „argila ” și, în același timp, pune în
libertate diferite săruri necesare nut riției plantelor și diferiți oxizi și hidroxizi de fier, alu miniu etc.,
care intră în compoziția solurilor.
Acțiunea biosferei în procesul de alterare
Alterarea biochimică este determinată de prezența în sol a viețuitoarelor și se răsfrânge
asupra compon enților minerali și organici. Acest proces de alterare este determi nat, în cea mai mare
măsură, de organismele vegetale, dar și de organismele animale.
– Organismele vegetale acționează în mod direct asupra rocilor și mineralelor de unde își
extrag elementele nutritive. De exemplu, diatomeele și radiolarii extrag din silicați siliciu; lichenii și
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
37
mușchii se stabilesc direct pe rocă de unde își extrag elementele nutritive (lichenii extrag elementele
bazice, iar mușchii p referă mediul acid); unele microorganisme atacă felds pații, apatitul etc., de unde
solubilizează potasiul. În urma acestor activi tăți, mineralele și rocile se alterează. O importanță mult
mai mare în procesul de alterare o are contri buția indirectă a org anismelor vegetale. Astfel, prin
acțiunea microorga nismelor asupra materiei minerale și organice se eliberează dioxid de carbon și
diferiți acizi minerali (azotos, azotic, sulfuric , etc.) și acizi organici (acetic, tartric, citric , etc.), care
contribuie la procesul de alterare.
Plantele superioare acționează în procesul de alterare prin interme diul rădăcinilor, prin care
secretă o serie de acizi organici, cu ajutorul cărora dizolvă partea minerală din jur și extrag elemente
nutritive. O contribuție impor tantă în procesul de alterare îl au acizii humici rezultați din humificarea
resturilor organice sub acțiunea microorganismelor.
– Organismele animale au o contribuție mai redusă în procesul de alterare, ele acționând prin
secretarea diferitelor substanțe chimice, cu aju torul cărora descompun materia minerală și organică,
schimbându -i compo ziția chimică. Astfel, materialul coprogen trecut prin corpul râmelor are o altă
compoziție chimică în comparație cu materialul mineral sau organic anterior.
3.3. ALC ĂTUIREA PĂRȚII MINER ALE A SOLULUI
(PRODUSELE DEZAGREGĂ RII ȘI ALTERĂRII)
Produsele ce rezultă din dezagregarea și alterarea mineralelor și roci lor se diferențiază după
gradul de mărunțire și după compoziția chimică. Produsele de dezagregare sunt alcătuite din
particule grosiere, iar cele de alterare sunt compuși noi, foarte fini, care în contact cu apa pot da
soluții sau suspensii coloidale. Principalele produse rezultate prin alterare și deza gregare sunt
reprezentat e prin: săruri, oxizi și hidroxizi, silice coloidală, minerale argiloase, praf, nisip, pietricele,
pietre și bolovani.
Sărurile. Rezultă prin reacția dintre baze și diferiții acizi ce se găsesc în soluție. După gradul
de solubilitate, se împart în săruri: ușor solu bile, mijlociu solubile, greu solubile și foarte greu
solubile.
Sărurile ușor solubile. Dintre cele mai frecvente, sunt: sărurile acidului azotic (azotații de Na, K
și Ca); sărurile acidului clorhidric (cloru rile de Na, K, Mg și Ca); unele săruri ale acidului sulfuric
(sulfați de Na, K și Mg); unele săruri ale acidului fosforic (monocalcici și dicalcici), fosfați
feroși; unele săruri ale acidului carbonic (carbonatul de sodiu). Fiind solu bile, aceste săruri s unt
ușor spălate pe profilul de sol.
Sărurile mijlociu solubile sunt reprezentate prin sulfatul de calciu (gips), care la 18°C are o
solubilitate în apă de 2,3 g/l. în regiunile umede el poate fi spălat în adâncime până la apa
freatică.
Sărurile greu solub ile sunt reprezentate prin carbonați de calciu și magneziu. Cea mai mare
importanță o au carbonații de calciu, care influențează favorabil proprietățile fizice și chimice ale
solului. Aceste săruri devin solubile în apa încărcată cu dioxid de carbon, când trec în bicarbonați.
Sărurile foarte greu solubile sunt reprezentate prin fosfații de fier și aluminiu, care apar în
solurile acide, prin combinarea acidului fosforic cu fierul și aluminiu. În solurile alcaline, bogate
în calciu, se poate forma fosfatul tr icalcic – Ca3(PO 4)2, de asemenea foarte greu solubil.
Oxizii și hidroxizii. Cei mai răspândiți în masa solului sunt cei de fier, aluminiu, mangan și
siliciu, care se formează în urma alterării sili caților.
Oxizii si hidroxizii de fier provin în sol prin alterarea mineralelor care conțin ioni de fier în
rețeaua cristalină. Fierul este scos din rețea sub formă de hidroxid de fier, de natură coloidală
(Fe(OH) 3), care în mare parte se depune sub formă de geluri amorfe sau, prin deshidratare, trece în
sescvio xizi, cei mai răspândiți fiind: limonitul (2Fe 2O3-3H2O), goethitul (Fe2O3 . H2O), hematitul
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
38
(Fe 2O3) etc. Sescvioxizii mai puternic hidratați imprimă solurilor din regiunile umede o culoare
brună -gălbuie, iar cei slab hidratați, o culoare roșcată sau ruginie aprinsă. În mediul acid,
compușii coloidali ai fierului se deplasează de la suprafața solului spre adâncime, depunându -se
în orizontul B, la suprafața agregatelor structurale. O parte din hidroxizii de fier intră în reacție
cu acizii humusului formând fero -humații.
Oxizii și hidroxizii de aluminiu provin în masa solului prin alterarea diferiților silicați care conțin
acest element. Hidroxidul de aluminiu este un gel amorf, incolor, și translucid, care se menține în
această formă foarte scurt timp. După c âteva ore, se transformă în sescvioxizi de aluminiu (AlO 3 .
nH2O). Cei mai răspândiți sunt: hidrargilitul (AlO 3 . 3H2O) și dias porul ( AlO 3 . H2O). Gelul de
hidroxid de aluminiu poate precipita cu sili cea coloidală, dând naștere la combinații complexe
silico -aluminice hidratate, care prin învechire trec în silicați secundari ai argilei. în solurile cu
reacție acidă, hidroxizii de aluminiu migrează și ei împreună cu cei de fier și mangan,
depunându -se în orizontul B.
Oxizii și hidroxizii de mangan, se întâlnesc în sol în cantitate mult mai mică decât cei de fier și
aluminiu. Ei se pun în evidență mai ales în solurile umede, unde apar sub formă de pete de
culoare brună -închisă până la neagră, sau de concr ețiuni cunoscute sub numele de bobovine.
Migrează în masa solului în mod asemănător cu cei de fier și aluminiu.
Silicea coloidală sau silicea hidratată (SiO 2 . nH2O), rezultă în sol prin alterarea silicaților.
Prin deshidratare ea se poate transforma în particule fine de cuarț secundar. În sol, silicea coloidală
se prezintă ca o pulbere fină, de culoare albicioasă. O parte din silicea coloidală se acumu lează în
orizontul E, iar o altă parte acoperă agregatele structurale din orizontul de la suprafață, im primând
solului o culoare cenușie -albicioasă. Silicea coloidală, având sarcină electronegativă precipită ușor
cu hidroxizii electropozitivi de fier și de aluminiu, dând naștere la complexe silico -ferice și silico –
aluminice, care stau la baza formării mineralelor argi loase din masa solului.
Mineralele argiloase cuprind o serie de silicați secundari rezul tați prin alterarea silicaților
primari. Se numesc minerale argiloase deoa rece sunt componentele principale ale argilei. După
structura internă, miner alele argiloase se împart în: minerale cu foițe bistratificate și minerale cu
foițe tristratificate.
Mineralele argiloase cu foițe bistratificate sunt reprezentate prin caolinit și halloysit. Foițele
bistratificate sunt formate dintr -un strat de tetraedri de siliciu și un stra t de octaedri de aluminiu
(Fig.3 ). Legătura între două foițe învecinate se face pe cale electrică, prin intermediul ionilor de OH
→ OH- de la stratul de octaedri care se găsesc în același plan cu ionii de oxigen de la stratul de
tetrae dri.
Fig. 3 Aranjarea
spațială a planurilor
de tetraedri și
octaedri la foiță
bistratificată de
caolinit (după
Jasmund )
Din cauza
legăturii electrice,
între cele două foițe
învecinate se menține
un spațiu foarte mic
(2,7Å) și rigid,
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
39
mineralele nu prez intă pro prietatea de gonflare, iar capacitatea de reținere a cationilor prin adsorbție
este mică (10 -15 me la 100 g material argilos) (Fig. 4)
La aceste minerale adsorbția cationilor și a moleculelor de apă are loc în mod obișnuit numai
pe suprafețele de ruptură. Caolinitul are formula generală 2SiO 2 . Al2O3 . 2H2O, iar halloysitul 2
SiO 2 . Al2O3 . 4H2O.
Fig. 4 Prezentarea schematică a foiței bistratificate de caolinit
(după Fiedler și colab.)
Mineralele argiloase cu foițe tristratificate sunt formate din două straturi de tetraedri de
siliciu legate printr -un strat de octaedri de aluminiu (Fig. 5).
Fig. 5 Aranjarea spațială a planurilor de tetraedri și octaedri la o foiță tristratificată (după Jasmund )
La acești silicați, distanța între foițele elementare variază între 3,5 și 14 Å, iar distanța între
planurile bazale a două foițe învecinate poate să fie de 20 -30 Å (Fig. 6 ).
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
40
Fig. 6 Prezentarea schematică a foiței tristratificate de montmorillonit
(după Fielder )
Legătura între două foițe învecinate se face prin diferiți cationi adsorbiți. Silicații cu structură
tristratificată au proprie tatea de a reține și molecule de apă, deci, prezintă adesea un accentuat
proces de gonflare. Caracteristic pentru mineralele argiloase cu foițe tristra tificate este procesul de
substituire izomorfă a ionilor din rețea. Astfel Si4+ din tetraedri, poate fi înlocuit parțial cu Al+3, iar
Al+3 din octaedri poate fi înlocuit parțial cu Mg + și Fe +. Pentru că aceste înlocuiri nu se fac în mod
echivalent, ci "ion pe ion", apar diferențe de sarcini pozitive, care sunt com pensate prin adsorbție de
cationi între foițele elementare și pe suprafața d e ruptură.
Silicații cu foițe tristratificate se împart în două grupe, și anume:
– grupa smectitului, care cuprinde: montmorillonitul, beidelitul și nontronitul;
– grupa micelor hidratate, care cuprinde: mitul, vermiculitul și glau conitul.
Montmorillonitul apare cel mai frecvent în solurile din țara noastră și are formula generală
4SiO 2 . Al2O3 . nH2O(Ca, Mg)O. Din cauza foițelor mai distanțate, montmorillonitul se hidratează și
gonflează puternic și are o capacitate mai mare de schimb cationic (100 -200 me/1 00 g de material argilos).
Beidelitul este mai bogat în aluminiu decât montmorillonitul și are formula generală: 3 SiO 2 .
Al2O3 . nH2O(Ca, Mg)O
Nontronitul se întâlnește uneori în soluri alături de montmorillonit, de care se deosebește
printr -o cantitate mai mare de fler. Are formula: 3 SiO 2 . Fe2O3 . nH2O(Ca,Mg)O.
Micele hidratate sunt asemănătoare micelor și au foițe tristrati ficate ca silicații argiloși din
grupa smectit. Compoziția chimică a micelor hidratate este foarte diferită, în funcți e de cationii care
leagă foițele ele mentare. La aceste minerale este prezentă substituirea aluminiului din gru parea
octaedrică cu ionii de magneziu și chiar cu cei de fier. Micele hidra tate se formează în cea mai mare
parte prin alterarea micelor. Astfe l, musco vitul trece prin alterare în illit, iar biotitul în vermiculit.
Praful sau pulberea. Este un produs al dezagregării, fiind alcătuit din particule cu diametrul
cuprins între 0,02 și 0,002 mm. Spre deosebire de argilă, praful prezintă în cea mai mare parte aceeași
compoziție chimico -mineralogică cu a rocii sau mineralului din care a provenit. Se întâlnește în
procent mai ridicat în unele roci sedimentare (loess, aluviuni , etc.), cât și în solurile formate pe
aceste roci. La formarea lui participă și alterarea.
Nisipul . Este reprezentat prin particule mai grosiere față de praf, rezultate prin procesele de
dezagregare a diferitelor minerale și roci. În funcție de diametrul particulelor, deosebim: nisip
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
41
grosier (2-0,2 mm) și nisip fin (0,2-0,02 mm). Compoziția chimico -mineralogică a nisipului este
determinată de a mineralelor din care a provenit (cuarț, feldspat, calcar , etc.). Nisipul format din
minerale nealterabile, cum ar fi cuarțul, se men ține ca atare sau se transformă, prin dezagregare în
praf. Prezența nisipului cuarțos în solurile argiloase este favorabilă, contribuind la micșorarea
compactității și mărirea permeabilității pentru apă și aer. Solurile cu cantități prea mari de nisip,
sunt în general mai puțin fertile, din cauza capacității red use de reținere pentru apă și substanțe
nutritive.
Pietricele, pietrele și bolovanii. Sunt produse de dezagregare formate din fragmente de
minerale sau roci cu următoarele diametr e: pietricele 2 -20 mm, pietre 20 -200 mm și bolovani peste
200 mm . Aceste produse, cunoscute și sub numele de „ scheletul solului ”, pot fi formate dintr -un
mineral sau pot avea o compoziție heterogenă.
CAPITOLUL 4
BIOCHIMIA SOLULUI:
FORMAREA PĂRȚII ORGANICE A SOLULUI
4.1. ORIGINEA PĂRȚII ORGANIC E DIN SOL
Acumularea și formarea de materie organică în sol, constituie procese specifice de
pedogeneză ele fiind rezultatul acțiunii biocenozelor care apar și se dezvoltă progresiv pe materialul
parental în curs de solificare și apoi în, și pe solul format în curs de evoluție.
Materia organică redată anual sau periodic solului de către componenta vie a ecosistemelor
terestre în cadrul circuitului biologic, conține cea mai mare parte a compușilor organici din natură
precum și toate elementele nutritive necesare plantelor (fitoceno zelor) precum și micro –
zoocenozelor din sol.
În cadrul ecosistemelor forestiere, predomină acumularea anuală de resturi organice moarte
la suprafața solului sub formă de frunze, ramuri, fragmente de scoarță, solzi de conuri, semințe, etc.
care formează un strat continuu sau întrerupt numit litieră sau pătură moartă . Acest strat de resturi
organice este caracteristic solurilor din ecosistemele forestiere iar prin rolul și funcțiile lui
contribuie la crearea particularităților acestor soluri.
Grosimea litiere i variază în raport cu cantitatea de frunze, sau ace moarte căzute anual la
suprafața solului, care la rândul ei depinde de compoziția și structura fitocenozelor forestiere și de
rapiditatea de humificare. În condițiile pădurilor din țara noastră, această grosime variază de regulă
între 1 – 3 cm în pădurile de rășinoase și de 3 – 6 cm în cele de foioase.
Cantitatea de resturi organice redată anual solului de către fitocenozele forestiere, depinde
de compoziția și structura acestora. În condițiile zonei tem perate, această cantitate variază între
3500 –5000 kg/ha. Pe lângă litieră, solurile forestiere primesc o cantitate însemnată de materie
organică și prin moartea rădăcinilor, a bulbilor, tuberculilor, rizomilor și rădăcinilor plantelor
erbacee. De remarcat faptul că, plantele vernale geofite, participă foarte mult la formarea humusului
de calitate din solurile forestiere.
În pajiștile naturale, solul primește anual partea aeriană a plantelor uscate și moarte precum
și rădăcinile și alte părți subterane moart e. În pajiștile de stepă moderat acidă, aceste resturi pot
ajunge la 10 -12 t/ha/an, adică, de două ori și jumătate mai mult decât în pădurile de foioase din zona
temperată.
Tabelul 1
Cantitățile de biomasă, de resturi organice anuale și de formare posibil ă de substanțe humice din
acestea (după Rodin și Bazilievici )
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
42
Principalele tipuri
de vegetație TA PMT SSS SMA SA TJS SVA PS PT
Indici 1 2 3 4 5 6 7 8 9
Biomasă totală, t/ha 5,0 100-300 400 25 10 4,3 26,8 410 500
Resturi anuale din
masa aeriană și
rădăcini, t/ha 1,0 3,5-5,5 6,2 11,2 4,2 1,2 7,2 21 25
Formarea posibilă
de substanțe humice
din resturile moarte,
t/ha 0,3 1,05-
1,65 1,95 3,36 1,26 0,36 2,16 6,3 7,5
Resurse de humus
în stratul 0 -100 cm,
t/ha 73 99 215 426 116 62 – 282 –
TA – Tundra arctică
PMT – Păduri de molid din taiga
SSS – Silvostepă cu stejar
SMA – Stepe moderat aride
SA – Stepe aride
TJS – Tufăriș joase de semideșert
SVA – Savane aride
PS – Păduri subtropicale
PT – Păduri tropicale
Materia organică de origine animală provenită din moartea organismelor componente ale
zoocenozelor forestiere și ale micro -zoocenozelor din sol, deține o pondere redusă, cea mai mare
cantitate de resturi organice fiind de origine vegetală.
În general, vegetația erbacee în comparație cu cea lemnoasă, este mai bogată în substanțe
proteice (care prin descompunere eliberează în sol azotul), fapt pentru care se descompune și mai
repede și mai ușor. De asemenea, vegetația erbacee conține un procent mai ridicat de cenușă, adică
are un conțin ut mai mare de elemente nutritive minerale.
Tabelul 2
Compoziția diferitelor părți de plante (% din substanța uscată)
după C.D. Chiriță , 1974
Grupa de substanțe Litiera de LP PGT PGP FT RL RA Pi Mo Me
Proteine brute 16 7 6 – – – 22 13 8
Amidon – – – – – – 3 18 –
Pentozani – – – 11 25 24 – – –
Hemiceluloze 18 22 26 – – – 8 12 23
Lignine 42 39 39 29 24 23 4 9 18
Celuloză 17 14 14 44 38 40 15 21 25
Cenușă 2,5 8 5 0,5 5 5 – – –
LP – Lemn de pin
PGT – Paie de grâu de toamnă
PGP – Paie de grâu de primăvară
FT – Frunze de trifoi
RL – Rădăcini de lucernă
RA – Rădăcini de Agropyron
1. Evoluția materiei organice din sol. Materia organică din sol și de la supr afața acestuia, suferă
continue transformări sub acțiunea factorilor fizici și chimici, dar mai ales a celor microbiologici,
adică a componentelor biocenozei din sol, alcătuită din microorganisme și mezofaună. Aceste
transformări constau în:
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
43
a. descompunerea rapidă și completă a r esturilor organice, vegetale și animale, până la
produși finali de descompunere – C, CO 2, H 2O, NH 3, săruri, etc., care poartă numele de
mineralizarea materiei organice;
b. descompunerea mai lentă și incompletă, cu formarea de produși intermediari noi de
resinteză, alcătuind procesul de humificare a materiei organice. Compușii humici
rezultați sunt supuși și ei procesului, de mineralizare, dar într -un ritm mai lent decât
materia organică proaspătă.
Ambele procese se desfășoară simultan, uneori predominând p uternic mineralizarea, alteori
descompunerile sunt foarte lente, fiind, posibile acumulările de resturi organice puțin transformat.
Predominarea unora sau altora dintre procesele de mineralizare sau de humificare, depinde de
natura și cantitatea resturilor organice și de condițiile de descompunere. De cele mai multe ori se
realizează un echilibru între mineralizare și humificare.
În transformarea resturilor organice din sol, se pot distinge mai multe etape în care ponderea
diferiților agenți transformatori este diferită. Astfel, litiera pădurii este supusă imediat acțiunii de
spălare a apei din precipitații prin care se îndepărtează substanțele ușor solubile (amoniac, nitrați,
fosfați, sulfați, bicarbonați, ș.a.) și coloidale (compuși organici cu caracter ac id). Imediat,
componenții faunei și mezofaunei din sol și de la suprafața acestuia, încep acțiunea mecanică de
fragmentare și amestecare parțială a litierei cu materia minerală din orizontul superior. Șoarecii,
cârtițele și râmele, fragmentează și introdu c în sol resturile de plante. Larvele diferitelor insecte,
râmele, miriapodele, nematodele, melcii, acarienii și alte animale, fragmentează tot mai mărunt
litiera și o amestecă trecând -o prin tubul lor digestiv, cu particule minerale, supunând -o unui proce s
de digestie. În acest fel, resturile organice amestecate cu materia minerală, sunt tot mai puternic
atacate, atât de factorii fizici și chimic i cât mai ales de cei biotici, în special microorganisme și
ciuperci, sub acțiunea cărora resturile organice își pierd structura de țesuturi și suferă profunde
transformări biochimice. ( Chiriță , 1974)
În afară de aceste transformări de natură biofizică și biochimică, resturile organice suferă și
alte modificări fără participarea micro -organismelor cum ar fi: modific ări chimice sub acțiunea
apei, a luminii, a aerului, a reacției mediului etc., care constau în oxidarea grăsimilor și a sărurilor, a
compușilor aromatici în mediu alcalin, procese de hidroliză , etc., ca și unele modificări provocate
de fermenții de țesutur i, a căror acțiune în celulele moarte are un caracter oxidant asupra
substanțelor tanante, a polifenolilor solubili, a aminoacizilor aromatici, cu formarea produselor de
condensare.
Prin acțiunea biochimică a agenților care atacă în sol și la suprafața sol ului materia organică
moartă, aceasta este descompusă în constituenți mai simpli (produși intermediari de descompunere)
care, în continuare sunt descompuși până la mineralizare completă sau se reunesc în compuși
organici noi, humusul și sub stanțele humic e.
Mineralizarea și humificarea depind de natura resturilor organice, de condițiile de mediu și
legat de acestea, de intensitatea activității mezofaunei și microorganismelor.
2. Principalele etape de descompunere. Descompunerea resturilor organice până la completa lor
mineralizare se des fășoară în trei etape și anume: hidroliza, reacții de oxido -reducere și
mineralizarea totală.
Hidroliza (sau degradarea hidrolitică) este procesul de descompunere a sub stanțelor
organice complexe în substanțe mai simple, tot de natură organică. Astfel, substanțele proteice, prin
proteoliză, trec în compuși mai simpli ca peptide, aminoacizi alifatici și aromatici, baze purinice și
pirimidinice. Hidrații de car bon prin hidroliză, formează hexoze, pentoze, aminozaharide, aci zi
uronici, celobioză etc., iar ligninele și substanțele tanante, duc la formarea polifenolilor; lipidele și
rășinile prin hidroliză trec în glicerina și acizi grași.
În continuare, produsele de hidroliză sunt supuse unor procese de oxidare sau reducere și
sunt transformate fie în substanțe organice și mai simple, fie în compuși minerali. Prin aceste
procese, de exemplu:
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
44
– produsele rezultate prin hidroliza substanțelor proteice duc la formarea de acizi organici,
acizi grași, alcooli, hidrați de carbon, amoni ac, bioxid de carbon, apă, metan, hidrogen
sulfurat, etc.,
– din produsele de hidroliză ale hidraților de carbon rezult ă prin oxido -reducere oxiacizi, acizi
organici volatili, aldehide, alcool, bioxid de carbon, apă, metan, etc.,
– prin oxido -reducerea produș ilor de hidroliză ai substanțelor tanante și ligninelor, rezultă
compuși de tipul fenolilor și chinonelor, apă și bioxid de carbon,
– din produsele de hidroliză ale lipidelor și rășinilor, prin oxido -reducere, se formează acizi
nesaturați, oxiacizi, acizi or ganici volatili, hidrocarburi, bioxid de carbon, apă, etc.
Mineralizarea totală – ca fază finală a descompunerii materiei organice din sol, are ca
rezultat formarea de compuși minerali simpli care în mediu aerob sunt alcătuiți din HNO 2, HNO 3,
H3PO 4, H2SO 4 iar din combinarea acestora cu bazele din sol, rezultă sărurile corespunzătoare de Ca,
Mg, K, Na, NH 3, etc. În mediu anaerob, prin mineralizarea totală rezultă CH 4, H 2, N 2, H 2S, H 3PO 4
și H 3P. Alți compuși ca: NH 3, CO 2, H2O, rezultă atât în mediu aerob cât și anaerob ( C. Teșu ,1983).
Descompunerea resturilor organice din sol și de la suprafața solului se des fășoară cu
intensități diferite în raport cu compoziția chimică a materiei organice și cu condițiile de mediu
(aerob sau anaerob) reacția, temperatura, textura, etc. În ce privește natura resturilor organice, s -a
constatat că litiera bogată în azot și săruri minerale, se descompune mai repede decât cea bogată în
lignine, rășini și ceruri.
După Wittich , citat de C. Păunescu , cel mai ușor se de scompune litiera speciilor al căror
raport C:N este mai mic de 30 (anin negru 15, salcâm 14, anin alb 19, frasin 21, carpen 23, ulm 28,
ș.a.) în raport cu cele la care acest raport este mai mare de 30 și care se descompune încet (tei 37,
stejar 47, molid 48, mesteacăn 50, fag 51, paltin de munte 52, pin 66, duglas 77, larice 113, etc.). În
afara raportului C:N, ritmul descompunerii este influențat și de proporția de lignină, fapt ce explică
de ce frunzele de ulm, cu raport C:N = 20, se descompun mai repede decât cele de carpen la care
acest raport este mai mic de 23. Lignina ca și răși nile din acele de rășinoase, întârzie
descompunerea resturilor organice.
Un rol important în descompunerea resturilor organice îl joacă și condițiile climatice și în
special umiditatea din sol care determină viteze de levigare a ba zelor în primele faze ale
descompunerii. Importante sunt și condițiile termice de aerați, aciditate și alte condiții.
În procesele de descompunere, pe lângă produșii intermediari și cei finali de d escompunere,
se eliberează și energie, mineralizarea reprezentând ultimul nivel de transformare a substanțelor în
energie în lanțul trofic al ecosistemelor. Această cantitate de energie poate atinge 4 -5 calorii pentru
un gram de substanță uscată descompus ă.
II. ALCĂTUIREA HUMUS ULUI
1. Humificarea. Definiții. Generalități. Humificarea reprezintă un proces de transformare a
resturilor organice care nu merge însă până la mineralizare, și se soldează cu formarea unui nou
produs de resinteză denumit humus, alcătuit din materie organică înaintat transformată.
Humificarea reprezintă unul din cele mai importante procese pedogenetice de natură
biochimică și are loc printr -un ansamblu de reacții de descompunere a mate riei organice și de
resinteză ulterioară de substanțe organice. Humificarea este, în esență, un proces microbiologic
complex, rezultatul final al acestuia – humu sul – fiind un produs organic stabil alcătuit din substanțe
specifice de neoformare prin sinteze microbiene care sunt acizii humici dar av ând și componente
nespe cifice, de origine reziduală ca hidrații de carbon, pectine, lignine, fenoli, aminoacizi, etc.
Substanțele humice propriu zise, componenții specifici ai humusului, se for mează prin
procese de descompunere resinteză – polimerizare și reprezintă între 80 -90% din masa totală a
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
45
humusului (în humusul forestier de litieră, procentul este mult mai redus). Substanțele humice
propriu zise, se grupează în două categorii principale și anume acizi humici, substanțe solubile în
soluții alcalin e care se separă în acizi fulvici solubili în apă și acizi huminici precipitabili cu ajutorul
acizilor în extract alcalin care, la rândul lor se împart în acizi himatomelanici și acizi huminici bruni
și acizi huminici cenușii insolubili în alcool și humine le, sub stanțe insolubile în soluții alcaline care
sunt de fapt acizi huminici strâns le gați cu argila.
Acizii humici, componenții specifici esențiali ai humusului, se formează pe seama
produșilor intermediari de descompunere a materiei organice, ca urm are a oxidării biochimice lente.
Reacțiile de oxidare care au loc în prezența oxigenului atmosferic și a oxidazelor
microorganismelor, sunt catalizate de componenții mine rali ai solului și însoțite de reacții de
condensare și polimerizare reciprocă a prod ușilor macromoleculari rezultați prin descompunere ( C.
Teșu , 1983).
În formarea acizilor humici, participă în principal compuși aromatici de ti pul polifenolilor,
rezultați din degradarea ligninelor, substanțelor tanante și a celulozei și aminoacizii rezul tați prin
hidroliza substanțelor proteice.
Reacția dintre polifenoli și aminoacizi în prezența oxidazelor, are loc în două faze. În prima
fază, are loc oxidarea fermentativă a moleculei de polifenol (pirocatechină) cu formarea de chinone:
Pirocatehină Chinonă
În cea de a doua fază, chinona rezultată, având potențial oxidant, primește hidro genul de la
aminoacizi determinând formarea de condensate și reducerea altei mole cule de pirocatehină:
Chinonă Aminoacid Condensat Pirocatehină
În stadiile inițiale, componenții aromatici ai humusului provin din descompu nerea
substanțelor tanante iar în stadiile mai avansate din degradarea ligninei sau din descompunerea
microbiană a celulozei. Aminoacizii, provin atât din descom punerea proteinelor vegetale cât și din
cea a proteinelor microbiene.
Condensatele rezultate sunt supuse în continuare unui proces de policondensare de pe urma
căruia rezultă subst anțe cu greutate moleculară rară , îmbogățite în carbon și azot, care sunt acizii
humici. Rezultând din condensarea unor substanțe variate ca origine, procesul a fost denumit
heteropolicondensare iar compușii heteropolicondensate.
2. Acizii humici. Alcătui re și proprietăți. După cum s -a arătat, acizii humici sunt alcătuiți
din două categorii diferi te de acizi și anume, acizii fulvici și acizii huminici.
Acizii fulvici iau naștere în procesul humificării resturilor organice pro venite în general din
vegetaț ia lemnoasă, cu un conținut redus de substanțe pro teice și elemente bazice și bogată în
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
46
lignină și celuloză, sub acțiunea ciuperci lor, în condițiile unui climat umed și rece și a unui mediu
acid.
Acizii fulvici, sunt substanțe humice acide cu grad redus de polimerizare, reprezentând un
stadiu puțin avansat de transformare și sinteză a produșilor inter mediari de descompunere. Au
greutate moleculară mică (2000 – 9000), culoare brun gălbuie, cu un conținut de carbon de 42 -52%
și sunt solubili la soluții alc aline și neprecipitabili în extract prin acizi minerali.
Acizii fulvici liberi, nelegați de Fe și Al, sunt solubili în apă și cu însușiri de reducere și
complet are. O parte din acizii fulvici este legată de acizii huminici iar altă parte nelegată, mai
mobilă și cu însușiri foarte acide. Se for mează în toate solurile, dar în cantități predominante numai
în solurile puternic acide de tip podzolic, unde pot reprezenta până la 70% în orizontul cu humus și
mult mai reduse în solurile neutre sau slab acide (15 -20 % la solurile de stepă). Prin acidificarea
solurilor bogate în acizi huminici, aceștia pot fi depolimerizați și desfăcuți în acizi fulvici.
Acizii huminici , sunt compuși cu un grad mai mare de polimerizare și se prezintă sub formă
de coloizi sferici di spuși în rețea tridimensională. Ei pot rezul ta și prin polimerizarea și condensarea
acizilor fulvici. Au greutăți moleculare ce variază între 5000 și l00 000, sunt insolubili în apă. Cu
alcaliile și amoniul formează săruri (humați) ușor solubile iar cu Ca , Mg, Fe și Al – humați greu
solubili.
Acizii huminici s -au separat în trei grupe și anume:
– acizi himetomelanici mai apropiați de acizii fulvici și conțin între 58 – 62% C;
– acizii huminici liberi, cu grad mai avansat de polimerizare care conțin între 50 – 60% C
și 3 – 5% N și care apar în solurile acide;
– acizii huminici cenușii cei mai puternic polimerizați, cu greutate moleculară mare (până
la l00 000), de culoare închisă și care conțin în tre 58 – 63% C și până la 7,5% H legat
heterociclic, formând punți de legături între nuclee. Apar cu deosebire în solurile de
stepă și silvostepă în care sunt legați intim cu argila.
Huminele formează fracțiunea cea mai stabilă a humusului și sunt insolubile în NaOH și
pirofosfat la rece. Ele sunt alcătuite din acizi hu minici învechiți, in tim legați cu argila și din diferite
substanțe organice apropiate de materia orga nică proaspătă.
În alcătuirea humusului intră în mod obișnuit ambele grupe de acizi, raportul dintre ele fiind
variabil în funcție de condițiile de desc ompunere și de natura resturilor organice. În solurile de stepă
și silvostepă, raportul dintre acizii hu minici și fulvici (H/F), poate depăși valoarea 3 și scade pe
măsură ce se trece la zonele mai reci și mai umede, devenind subunitar în podzoluri și sol urile brune
acide montane.
Sub raportul compoziției chimice elementare, acizii humici prezintă în struc tura lor toate
elementele chimice ce se găsesc în alcătuirea macro și microorganismelor C, H, O, N, Al, Fe, Ca,
Mg, K, Na, Mn, S, P, etc. Dintre acestea , ponderea cea mai mare o au C, H, O și N ale căror
proporții de participare variază între limite destul de mari 40 – 68% C, 31 – 48% O, 3 – 6% H și 2 –
8% N. Proporția acestor elemente variază la acizii fulvici care conțin 40 – 52% C, 40 – 48% O, 4 –
6% H ș i 2 – 6% N, la acizi huminici care conțin 50 – 62% C, 31 – 40% O, 2,8 – 6,6% H și 2 – 6%
H.
Raportul C:N, reprezintă un indice sintetic de caracterizare a materiei organice și a
humusului. Astfel, în timp ce în materia organică nedescompusă acesta varia ză de obicei între 60 –
90 în humusul format în condiții calde și uscate, la valori sub 15 iar în cele din zonele reci și umede,
peste 26.
Referitor la structura moleculară , după Dragunov , molecula acizilor humici este alcătuită
din nuclee aromatice (1) în mod obișnuit fenolic sau chinonic, heterociclici N (2), catene periferice
(lanțuri alifatice) cu N (3) și resturi de hidrați de carbon (4). Catenele laterale prezintă anumite
grupări funcționale or ganice grupa carboxil (COOH), hidroxid fenolică (OH), chi nonică (C=O) și
metoxil ( -O-CH 3).
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
47
Aceste grupări funcționale, permit acizilor humici să reacționeze cu partea minerală a
solului formând diverși compuși organo -minerali. Azotul, apare în mole cula de acid huminic fie sub
formă armonică în catenele lateral e de unde este pus în libertate ca azot ușor hidrolizabil, fie legat în
alcătuirea unor heterocicli de unde nu poate fi scos decât prin mineralizarea humusului, adică la
determinarea azotului total din sol.
Întrucât heteropolicondensarea are loc cu eliminare de apă și alți produși secundari, acest
proces este puternic influențat de condițiile de mediu. Astfel, în condițiile de stepă și silvostepă, apa
se elimină ușor, fapt ce ușurează dezvoltarea lanțului molecular al acizilor humici și formarea de
acizi huminici cu greutate moleculară mare. În schimb, în condițiile unui mediu umed și rece, apa se
elimină mai greu, fapt ce favorizează formarea unor acizi cu greutate moleculară mai mică, acizii
fulvici.
Una dintre cele mai importante proprietăți ale ac izilor humici, o constituie adsorbția
schimbului de cationi. Această proprietate este favorizată de grupările carboxilice COOH și
hidroxil -fenolice (OH) din care hidrogenul poate fi înlocuit cu alți cationi de Ca, Mg, K, Na, etc.
iar aceștia la rândul lor pot fi din nou schim bați cu cationi de H sau alți cationi. Ca orice acizi, și
acizii humici care con țin hidrogeni, se pot neutraliza prin saturarea cu baze, trecând sub formă de
săruri humate. Cationii bazici apar ca adsorbiți la periferia moleculelor ș i deci pot fi schimbați de
către alți cationi din soluția solului. Prin adsorbție, cationii sunt astfel feriți de spălarea în adâncime,
iar prin trecere în soluție, ca ur mare a proceselor de schimb, pot fi utilizați de către plante.
Împreună cu argila, ac izii humici formează astfel complexul coloidal argilo – humic sau
adsorbtiv al solului. Capacitatea de adsorbție și schimb cationic poate ajunge la 300 m.e./l00 g sol
în cazul acizilor fulvici și până la 600 m.e./l00 g sol la acizii huminici.
Acizii humici și combinațiile lor cu partea minerală a solului prezintă și alte proprietăți în ce
privește rezistența la descompunere de către microorganis me, solubilitatea, gradul de dispersie și
culoarea. Acizii humici și compușii lor cu partea minerală pot fi de la solubili la insolubili în apă,
cei fulvici sunt solubili iar cei huminici și compușii lor (cu excepția celor de Na și K) sunt
insolubili. Acizii humici și compușii lor trec în soluție în stare de dispersie coloidală iar acizii
fulvici uneori pot forma și adevărate soluții, fapt pentru care pot migra pe profil.
Acumularea humusului în sol depinde de cantitățile de resturi organice pre cum și de
condițiile care determină intensitatea mineralizării și humificării. Tiurin a exprimat acest lucru prin
relația:
AxaS1
în care:
– S – cantitatea limită de acumulare a materiei organice;
– a – coeficientul de descompunere a resturilor organice;
– x – coeficientul de descompunere al humusului;
– A – cantitatea de resturi organice redată solului.
În solurile climax, aflate în echilibru dinamic cu fitocenozele forestiere, se ajunge la un
echilibru și între formarea (sinteza) de substanțe humice și pro cesul de mineralizare a materiei
organice. Prin schimbarea compoziției și struc turii fitocenozelor, s e modifică echilibrul realizat.
Procesul de acumulare al humusului în sol este un proces de durată care depinde de condițiile
bioclimatice și care poate atinge de la câteva sute la peste l 000 ani.
În regiunile montane umede și răcoroase, humusul constitui e un puternic factor pedogenetic
prin acizii fulvici nesaturați ca și prin alți compuși organici so lubili sau dispersabili coloidal în apa
cu caracter acid. Acești acizi, prin ionii de H+, favorizează debazificarea silicaților și deci o alterare
intensă prin hidroliză a acestora care se soldează cu distrugerea rețelei, cristaline a silicaților
precum și desfacerea lor în acid silicic, hidroxizi de Al și Fe și baze. Formând humați solubili cu
bazele alcaline și acizi fulvici cu cele alcalino -pământoase, co mpușii complecși solubili și alte
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
48
complexe organominerale mobile cu fierul și aluminiu, acizii humici ușurează deplasarea lor în sol
și levigarea în profunzime.
Hidrosolele de acizi humici au caracter de coloizi protectori, dispersând și menținând în
stare de dispersie coloidală argila, siliciul, hidroxizii de aluminiu, fier și mangan, înlesnind și
intensificând eluvionarea acestora din orizonturile superioare și acumularea lor în orizonturile
inferioare. Uneori, aceste hidrosole împiedică formarea de mine rale argiloase în sol. Prin urmare,
acizii humici apar ca un agent pedogenetic deosebit de activ în procesele de alterare, migrație și
eluviere -iluviere, adică în realizarea anumitor orizonturi genetice și deci a unor tipuri și subtipuri de
sol.
În soluril e în care formarea de acizi humici bruni și cenușii este predominantă, pu ternic și
foarte puternic polimerizați și saturați, substanțele humice sunt mai pu țin agresive și mai stabile,
formând cu argila complexe argilo -humice rezistente la acțiunea de des compunere a
microorganismelor. În acest fel, humusul saturat se acumulează pe profil pe o grosime însemnată și
înlesnește formarea structurii glomerulare stabile a orizonturilor humifere.
Materia organică din sol și de la suprafața acestuia, apare ca un co nstituent de importanță
ecologică fundamentală. Prin procesul de mineralizare a materiei or ganice proaspete și humificate,
se realizează circuitele biologice și ciclurile biogeochimice ale substanțelor, fără de care viața pe
pământ ar fi imposibilă. Prin aceste procese se eliberează sub forme accesibile plantelor, elementele
nutritive necesare nutriției minerale, fotosintezei și deci producerii de materie organică primară în
biosferă.
Fertilitatea solului și nutriția minerală a plantelor sunt condiționate în primul rând de bogăția
solului în elemente minerale accesibile eliberate în cadrul circuitului biologic prin procesul de
mineralizare a resturilor organice.
Humusul influențează și determină și alte proprietăți fizice, chimice și bio logice ale solului
care determină specificul său ecologic și potențialul productiv. Astfel, prin culoarea sa închisă,
humusul favorizează absorbția căldurii și încăl zirea solului, contribuie la structurarea acestuia, la
reținerea apei, reprezintă un rezervor de elemente nu tritive și în special de azot, determinând
troficitatea azotată a solurilor, are capacitate de absorbție și schimb cationic mai mare decât a
componentei minerale și favorizează dezvoltarea unei intense activități biologi ce; conține substanțe
fiziologic ac tive (stimulatori sau inhibitori) pentru creș terea plantelor , etc.
4.4. Principalele tipuri de humus. În raport de condițiile de humificare și de natura resturilor
organice, în soluri și la suprafața lor, se pot forma mai multe tipuri și subtipuri de hum us (după
Duchaufour, 1960) sau forme de humus (după Ewald , 1956, ș.a.) care se deosebesc după gradul de
descompunere a resturilor organice, codul de amestecare cu materia minerală și după anumite
caractere fizice, chimice și biologice.
După Duchaufour, 1960, se pot forma următoarele tipuri de hu mus:
1 în mediu aerob
– mullul,
– moderul
– humusul brut .
2 în mediu anaerob,
– turba
– anmorul.
Litiera pădurii, inclusiv humusul de litieră se separă obișnuit în 3 strate notate și considerate
ca adevărate orizonturi:
O1 – litiera proaspătă afânată alcătuită din resturi nedescompuse;
Of – stratul de fermentare sau humificare format din resturi organice de litieră mai vechi (1 -2 ani),
mai îndesat așezate, parțial fragmentate, scheletizate în amestec cu fragmente transf ormate
biochimic, cu excreții de mezofaună și cu substanțe humice de culoare închisă;
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
49
Oh – stratul de humus, uneori intim amestecat cu materia minerală, produsul proaspăt al
humificării, humusul forestier propriu zis.
În cele mai bune condiții de humif icare, orizontul O h lipsește sau este tem porar prezent în
strat foarte subțire (1 -5 mm) iar la humusul brut, orizontul O 1 și O f sunt bine reprezentate.
a) Mullul calcic este un tip de humus saturat în ioni de Ca și alcătuit predominant din acizi
huminici (raportul H:F 3), cu raportul C:N = l0. Mullul calcic, prezintă următoarele subtipuri și
varietăți: mullul de calcar (rendzină), mullul calcic de stepă cu raportul C:N = 9 -l0, mull-moderul
calcic format pe calcare cu puțină argilă.
Mullul calcic fores tier, slab până la net acid, se acumulează pe grosimi mai mici în sol și are
culoare brună, brună -negricioasă, este alcătuit din acizi humici slab polimerizați și cu raportul C:N
= 12 -15.
El prezintă următoarele subtipuri:
– mullul mezotrofic moderat a cid, caracteristic solurilor mezobazice,
– mullul eutrofic slab acid, caracteristic solurilor brune eubazice,
– mullul oligotrofic acid, caracteristic solurilor brune acide cu mull.
Mullul forestier este indicat de o serie de plante erbacee cunoscute și ca plante indicatoare
de mull: tipul Asperula -Dentaria , Asperula -Stellaria , etc.
Criptomullul este format în condiții de descompunere rapidă, în climate umede fără perioade
uscate fa vorabile polimerizării. Hidromullul este mullul format în condițiile unui exces de apă de
origine freatică, urmată de o perioadă de uscăciune favorabilă humificării. Se formează un orizont
foarte bogat în humus, bine structurat, grăunțos ( C.D.Chiriță , 1974)
b) Moderul reprezintă un tip de humus imperfect, intermediar între mullul forestier și humusul
brut, alcătuit predominant din elemente coprogene de artropode, relativ grosiere, în care se observă
resturi de țesuturi vegetale (moder grosier) sau fine, apropiate de tranziția mull -moder (moder fin).
Solurile cu moder au orizont organic O cu toate cele trei suborizonturi O 1, O f, O h cu tranziție netă
între O h și orizontul A humifer. Raportul H:F din substanțele humice ale moderului este subunitar,
predomină compușii puțin polimerizați, iar raportul C:N este cu prins între 15 -25.
Moderul poate prezenta următoarele subtipuri:
– moder forestier oligotrofic , acid, foarte sărac, format pe substrate sărace în argilă;
– moderul calcic sau rendzinic , format pe ca lcare aproape neutre, cu conținut apreciabil de humuți
de Ca de culoare închisă în Oh, format prin activitatea mezofaunei;
– moderul alpin și subalpin , de graminee, format în solurile de pajiști într -un orizont A umbric gros,
puternic acid, cu raportul C:N cuprins între 15 -20;
– moderul hidromorf , format în condițiile unui exces prelungit de apă stagnantă din precipitații,
oligo -aezotrofic, lipsit de s tructură, cu așezare îndesată.
c) Humusul brut sau moorul este un tip de humus imperfect, grosier, format predominant din
resturi organice puțin mărunțite și transformate biochimic în acizi organici, polifenoli și alți produși
de descompunere solubili, cu polimerizare lentă și puțin avansată din care rezultă acizi fulvici si
puțin acizi huminici bruni, slab polimerizați, relativ ușor mobili în apă ( Duchaufour , 1960). Se
formează în solurile puțin active din punct de vedere biologic în care descompunerea ar e loc sub
influența ciupercilor acidofile și cu participare slabă a mezofaunei (colenbole, acarieni) unde se
acumulează în pături superficiale groase (până la 200 m uneori). Orizontul Of este puternic
dezvoltat iar Oh lipsește sau este puternic dezvoltat, de culoare negricioasă și net separat de
orizontul de acumulare a humu sului, A. Este puternic acid, sărac în azot, cu raportul C:N = 30 -40
în Oh iar în A în jur de 25, sărac în elemente nutritive bazice, bogat în compuși acizi solubi li și
dispersați co loidal în apă, care favorizează, alterarea intensă a silicaților primari și migrarea
produșilor rezultați. Apare pe solurile din molidișuri cu Vaccinum și alte Ericacee .
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
50
Humusul brut poate prezenta următoarele subtipuri:
– tipic, cu orizonturile Of și Oh moderat dezvoltate, bogat în humus fin cu orizont relativ gros de
humus fin, unsuros în stare umedă iar cu orizontul Of slab la mijlociu dezvoltat, afânat, nestratificat,
cu aspect grăunțos de rumeguș brun, sfărâmicios în stare uscată, care apare frecvent în păduri de
molid sărac în humus fin (stratificat) cu Oh slab dezvoltat, puțin diferențiat de Of, îndesat, separabil
în strate întrețesute de hife de ciuperci, apare în făgete, pe soluri foarte puternic acide. Aceste tipuri
sunt cunoscute sub denumirea d e humus brut activ spre deosebire de humusul brut stratificat,
inactiv din punct de vedere biologic.
– humus brut xeric (xeromoor), format în stațiuni uscate, cu orizonturile O1 și Of groase, fibroase,
stratifica te, străbătute de micelii de ciuperci și c u Oh foarte subțire;
– humus brut hidromorf (hydromoor) format în condiții de exces temporar de umiditate și
anaerobioză parțială. Este mai înaintat humificat și apare la podzolurile acide gleizate sau
pseudogleizate, puternic sau foarte puternic; humus ul brut calcic cu mull, cu mull în partea
inferioară, care trece treptat în orizontul humifer cu mull și care apare pe rocile calcaroase din
climatele umede și reci. Este relativ bogat în cationi bazici, nu sărăcește și nu podzolește solul.
d) Turbele sunt aglomerări de resturi organice saturate cu apă și puțin descompuse, acumulate în
condiții de anaerobioză permanentă. Prin turbificarea lentă, rezultă produși intermediari, mai ales
lignină, care se acumulează în straturi groase.
Turbele pot prezenta ur mătoarele subtipuri:
– turbă calcică (mezotrofă sau eutrofă) bogată în substanțe minerale, formată prin turbificarea
rogozurilor ( Cerex sp.) și a mușchilor în turbăriile joase. Turba eutrofă este saturată în calciu,
conți ne l0 -20% cenușă, este neutră sa u slab alcalină iar raportul C:N este mai mic de 30. Turba
mezotrofă este mai săracă în substanțe minerale (5 -l0% cenușă), este formată din resturi organice de
rogozuri și mușchi ( Sphagnum sau Hypnum și Sphagnum ) în turbării cu ape mai adânci și
– turba a cidă (oligotrofă) formată predominant din resturi organice de mușchi din genul Sphagnum
în condiții umede și reci din zona montană, pe substrate sărace și acide. Este o turbă extrem de
săracă, cu un conținut de cenușă sub 2 -3%, puternic acidă și cu rapor t C:N de cca. 40.
e) Anmmoorul este o formație humico -minerală hidromorfă, cu umezire excesivă prelungită din
apa freatică și cu perioade scurte de zvântare pe o grosime de 20 -30 cm. Este alcătuită dintr -un
amestec intim de materiale de aluvionare (argilă , praf, nisip) și până la 40% materie organică bine
humificată. Apare în solurile gleice și lăcoviștile mlăștinoase din luncile râurilor.
4.5. Rolul humusului în definirea fertilității
Rolul esențial al materiei organice în definirea fertilității solului și a capacității de producție
a plantelor a câștigat producții noi în condițiile intensificării agriculturii din țara noastră. Materia
organică înmagazinează în constituenții ei energie chimică și elemente biogene, pe care le
eliberează în sol în cantităț i mici și continuu, în cursul transformărilor suferite sub influența
activității microorganismelor.
Prin eliberarea treptată și în raporturi echilibrate a macro – și microelementelor nutritive,
precum și a unor substanțe specifice cu influență pozitivă asup ra metabolismului vegetal, materia
organică atenuează stresul atât climatic cât și nutritiv, contribuind la obținerea unor producții
multianuale stabile. Datorită capacității lor de tamponare, plantele sunt protejate de efectul
concentrațiilor ridicate tem porare ale sărurilor minerale din sol, îndeosebi ale îngrășămintelor cu
azot și potasiu, și al fluctuațiilor rapide ale reacției solului.
Pe soluri având conținuturi ridicate de metale grele, acumulate din emisii industriale sau ca
urmare a aplicării unor materiale reziduale cu valoare fertilizantă sau ameliorativă, materia organică
diminuează sau întârzie efectul fitotoxic al acestora prin reținerea lor în combinații stabile.
Descompunerea substanțelor organice xenobiotice (pesticide, ierbicide, detergenți ) este strâns legată
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
51
de transformările materiei organice din sol, cu consecințe asupra persistenței lor în mediul ambient.
Prin influența favorabilă pe care o are asupra însușirilor fizice, materia organică contribuie la
valorificarea mai eficientă a unor verigi ale tehnologiilor intensive, cum ar fi irigațiile.
În special pe solurile cu texturi extreme, materia organică reduce impactul utilajelor grele și
al trecerii lor repetate asupra stratului arat, limitând astfel înrăutățirea condițiilor de aerație și de
circulație a apei, ceea ce are repercursiuni pozitive și în sfera mobilizării și deplasării ionilor
nutritivi din sol și a folosirii lor de către plante. Prezența materiei organice diminuează riscul de
eroziune pe terenurile situate în pantă, iar pe so lurile erodate, ca și pe cele nisipoase și decopertate,
previne dereglările de nutriție cu microelemente în culturile susceptibile.
CAPITOLUL 5
SOLUL: MORFOLOGIE
ȘI CONSTITUENȚI
5.1. VITEZA DE EVOLUȚIE. VÂRSTA SOLULUI
Solurile actuale sunt produsul istoriei îndelungate și complexe lor geologice a le suprafeței
Pământului. În ceea ce privește vârsta absolută a solurilor actuale, este necesar să se ia în
considerare vârsta geologică în diferite puncte ale suprafeței terestre, care oscilează în limite lar gi,
practic de la 0 (zero) până la milioane de ani. Vârsta nulă (zero) o au suprafețele uscatului care sunt
eliberate de apele ce le acoperă: de exemplu, teritorii riverane ale unor mări sau râuri, ca rezultat al
regresiei mării, sau terenuri uscate artificial în delta unor fluvii sau pe coastele mărilor prin crearea
polderelor. Vârstă nulă au și suprafețele create de lavele erupțiilor vulcanice sau acoperite de cenușa
de la erupții le actuale, precum și secțiunile proas pete de roci create de om prin lucrări de
construcție, cariere, exploatări miniere și terasamente (rambleuri).
Vârsta cernoziomurilor Câmpiei Ruse este de circa 8 -10 mii de ani, iar vârsta podzolurilor
Scandinaviei de 5 -6 mii de ani. Vârs ta solurilor ero date ale Câmpiei Africii, unde în decursul ultimei
perioade geologice nu au fost schimbări esențiale catastrofale, cu excepția văilor de tip Rift și a
platourilor vulcanice, se socotește a fi de milioane de ani.
O asemenea vârstă are și în velișul de soluri al câmpiei de denudare a Australiei, a platoului
Sud-Estic al Asiei și Sudul Americii, în timp ce vârsta solurilor din văile râurilor este considerabil
mai tânără, îndeosebi în deltele acestora.
Pe scară largă s -a folosit metoda determină rii vârstei solului după raportul izotopilor 14C și
12C în humusul din sol. Metoda carbonului radio activ s-a folosit și pentru determinarea vârstei
carbonaților din sol. Astfel, Smith a determinat vârsta cut elor carbonatice dintr -un sol calcaros de
pustiu al statului New Mexico la circa 28 mii de ani; Rozanov (1961) a cal culat vârsta crasnoziomurilor
(soluri roșii tropicale) Platoului Birmaniei după acumularea relativă reziduală a K 2CO 3 și reziduu
nesolubil a căror pedoge neză și evoluție a avut loc pe calcare în urmă cu circa 2 milioane de ani.
În legătură cu formarea și evoluția solurilor, pe lângă vârsta abso lută, deosebim la acestea și
o vârstă relativă, adică un anume grad de dezvoltare a învelișului de sol . Vârsta relativă caracterizează
viteza pr ocesului de pedogeneză, rapiditatea schim bării unui stadiu de dezvoltare a solului în altul
fiind legată de influența compoziției și însușirilor rocilor parentale, de condițiile de relief asupra
vitezei și direcției procesului de pedogeneză.
Despre relati va tinerețe sau vechime a solurilor se pot face apre cieri după gradul de
dezvoltare a profilului lor, mai puternic humifere, mai alterate, mai diferențiate, cazuri în care se
consideră ca stadii mature; sau după gradul lor de sărăcire în unele sau alte co mbinații în raport cu
rocile de formare, sau după gradul de acumulare a i unor componenți sau ai altora , etc.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
52
5.1.1. IV . PROCESUL DE FORMAR E A SOLURILOR. SCHEM A GENERALĂ
Putem rezuma, după cum urmează, procesele fundamentale ale formării solurilor,
combinând rezultatele generale ale modului de alterare, starea complexului absorbant și natura
migrațiilor.
Astfel, d istingem opt procese fundamentale de evoluție ale solurilor; trebuie notat că același
sol poate suferi în mod succesiv mai multe procese; soloneț-ul se trage dintr -o soloni zare, urmat de
o podzolizare; formând laterite podzolice . În sfârșit, unele soluri podzolice cu gle i rezultă dintr -o
podzolire de suprafață și dintr -o gle izare în profunzime.
a) Uscare a.
Alterarea constă din pierdere medie sau slabă de silic ați formarea illi ților.
Complex absorbant reprezintă un echilibru între ionii H + și ionii Ca ++.
Migrarea face uscare a mai mult sau mai puțin intensă a argilei și a fierului; nu este o migrare a
materiei organice.
b) Podzo lirea.
Alterarea constă în eliberare a mare de silic ați, prin distrugerea părții minerale a complexului
absorbant în orizontul A, eliberarea unei anumite cantități de se xvioxizi.
Complex absorbant reprezintă în mare parte satura ția de ioni H + (aciditate mare).
Migrarea face uscarea profundă a coloidelor (compuși humici se xvioxizi).
c) Feruginare a.
Alterarea constă din pierdere a medie de silice, eliberarea oxizilor de fier, nu de aluminiu, și deseori,
deshidratarea oxizilor de fier.
Complex abso rbant reprezintă satura rea în ioni de calciu.
Migrarea este uscare a totală a carbona ților orizontului A; variabil în ceea ce privește oxizii de fier.
d) Calcifi erea.
Alterarea constă din pierdere a slabă de silice, care dau argile cu raportul SiO2/Al2O3 ridicat și cu o
putere de absorb ție foarte mare. Legătură strânsă este între argilă – humus.
Complex absorbant reprezintă capacitate de schimb cationic ridicat și saturat în calciu și magneziu.
Migrarea este uscare a parțială a alcalinelor -pământoase, cu o acumulare a carbonatului în orizontul
inferior; nul sau slab al coloizilor.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
53
Fig. 1 – Fenomene de migrare în principalele tipuri de soluri.
e) Lateritizare a (feralitizare).
Alterarea constă din pierdere maximă de silice, eliberați total în cursul alterării ; eliberare de
sexvioxizi, Fe2O3 și de asemenea Al2O3.
Complex absorbant reprezintă capacitate a slabă de schimb cationic (caolinit), n esaturat.
Migrarea este uscare a silice i, a Ca și Mg; acumulare a de se xvioxizi m ai mult sau mai puțin
deshidratați, la suprafață .
f) Salinizare a.
Alterarea constă din aceleași caracter istici cu ale „calcifi erii”.
Complex absorbant reprezintă capacitatea de saturare în calciu (ioni Na+ mai puțin de 15 %).
Migrarea este ascendent ă sărurilor alcaline (NaC l) și alcalino -pământo ase, proveni nd dintr -un strat
sărat.
g) Solonizarea.
Alterarea constă în distrugere a complexului absorbant în orizontul A, prin pierdere a de silice
(ajungând la maximul său prin solo neț).
Complex absorbant reprezintă ionii de Na+ majorita tea în orizontul B.
Migrarea este uscare a argilelor, în mediu foarte alcalin ( Na2CO 3).
h) Gleificare a (marmorizare a).
Alterarea constă invariabil în funcție de pH și compoziția în calciu a rocii mame; formarea fierului
mai mult sau mai puțin solubil, printr -un fenomen de reducere.
Complex absorbant : variabil.
Migrarea este uscare a locală a fierului , în unele cazuri (pseudogle i), sau din contră, în săruri
feroase, în anotimp uscat, în partea medie a profilului, unde precipită spre starea ferică (gle i).
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
54
5.2. CARACTERISTICILE MORFOLOGICE ALE PROFILULUI DE SOL
În concepția actuală a pedologiei forestiere românești, solul este înțeles și analizat ca un
ansamblu de elemente aliate în interacțiune sau ca un sistem inte gral de sine s tătător, ale cărui
componente structural funcționale sunt : elementele, conexiunile și stările. Solul ca sistem natural,
este alcătuit dintr -un ansamblu de elemente componente atât de natură anorganică (minerală) cât și
organică, aflate în toate cele trei f aze de agregare a materiei – solidă, lichidă și gazoasă. (tabelul
nr.1).
Din tabelul nr.1 rezultă în primul rând marea complexitate și heterogenitate a elementelor
componente ale solului atât sub raportul constituției lor fizice și chimice, cât și al prove nienței.
Datorită acestui fapt, solul apare ca un sistem natural de origine mixtă, organică și minerală,
în care elementele componente se află în toate cele trei faze de agregare a materiei – solidă, lichidă
și gazoasă.
Tabelul nr.1
Elementele constitutive ale solului ca sistem
Elemente
solide anorganice nealterate Grosiere cu d 2 mm Bolovani, pietriș, pietre
Fine cu d 2mm Nisip, praf
alterate Săruri minerale, oxizi și hidroxizi, minerale argiloase
organice vii Microorganisme, mezofaună
moarte nealterate Litieră, resturi de lemn, rădăcini, microorganisme
moarte
alterate humus
Elemente
lichide Apa și toate substanțele solubile și coloidale dispersate
Elemente
gazoase Aer Oxigen, hidrogen, bioxid de carbon, alte gaze
Vapori de apă
De asemenea, așa cum rezultă din tabelul nr.1 elementele componente ale solului, atât cele
de natură minerală cât și cele organice, se află în diferite stadii de dezagregare fizică și alterare
fizico -chimică. Materia solidă reprezintă cca. 50% din volumu l solului iar cea lichidă și gazoasă,
restul de 50%. Materia solidă constitutivă a solului, este alcătuită din diverse particule coloidale,
particule de praf, grăunți de nisip fragmente grosiere de rocă, alcătuind un sistem polidispers
eterogen de proven iență minerală și organică. Totodată , materia constitutivă a solu lui este divers
grupată în elemente structurale de dife rite mărimi și forme, aranja te într -o anumită dispoziție
spațială, formând un sistem poros. Exceptând elementele grosiere nealterate, care alcătuiesc
scheletul solului , restul componentelor soli de sunt alcătuite din particule primare de dimensiuni
variate care împreună alcă tuiesc microstructura solului , iar prin agregare dau elemente structurale
diferite ca formă și mărime, care alcăt uiesc macrostructura solului . Prin structurare, are loc o
anumită dispunere spațială a particulelor, ceea ce determină crearea unui spațiu care formează
porozitatea complexă a solului.
Aceste caractere de constituție și structură la care se adaugă cele de culoa re, consistență,
umiditate, înrădăcinare, sunt diferențiate pe verticală, confe rind învelișului de sol un aspect
stratificat care lipsește în materialul și roca parentală.
„În rețeaua de pori ce străbate în toate direcțiile materia solidă a solului, apa și aerul ocupă,
în proporții variabile în timp, spațiul dintre particule și grupările structurale, circulând cu viteză
diferită în raport cu mărimea porilor, tensiunea vaporilor, forțele de sucțiune a apei lichide și
gradienții de tempera tură. Încărc ată cu substanțe minerale și organice solubilizate sau coloidal dis –
persate, apa, cu însușiri de soluție a solului, scaldă particulele de sol, aflându -se cu suprafața activă
a acestor particule într -un permanent schimb material și energetic și în echilibru dinamic de
solubilizare ”. (C.D. Chiriță , 1974).
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
55
Apa reprezintă totodată vectorul prin intermediul căruia se asigură influen ța dintre
componentele solului. Componenta organică vie din sol este alcătuită din bacterii, actinomicete și
ciuperci la care se a daugă populațiile de protozoare, nematode, enchitreide, râme, artropode și
vertebrate. Într -un gram de sol se găsesc cca. 2 109 bacterii a căror biomasă, reprezintă 0,2 % din
greutatea solului. Actinomicetele apar în solurile cu reacție ușor alcalină iar ciupercile în cele cu
reacție acidă. Numărul de protozoare ajunge la cca. 105 până la 3105 exemplare la un gram de sol.
Fauna d in sol este reprezentată prin protozoare, nematode, râme, colembole, acarieni, enchitreide,
miriapode, moluște, crustacee și mamifere (cârtițe, șobolani), etc.
Bacteriile, actinomicetele și ciupercile, îndeplinesc rolul de descompu nători iar organismele
animale, cu excepția protozoarelor, rolul de consumatori (fitofage, micetofage, saprofage și
zoofage).
Cea de a doua componentă structural funcțională a sol ului ca sistem integrat se referă la
interdependența și interacțiunile dintre elementele sale componen te precum și dintre acestea și
celelalte componente ale sistemului superior în care se integrează. În cazul solurilor forestiere, se
poate vorbi deci de conexiuni interne dintre elementele sa le componente ca sistem integrat și
conexiuni externe dintre comp onentele solului și clim a în cadrul sta țiunii ca sistem integrat și dintre
acestea și biocenoză, în cadrul pădurii ca eco sistem. Conexiunile interne, caracterizeaz ă deci solul
ca sistem integrat, iar cele externe sunt determinate de integrarea sa în cadr ul stațiunii și
ecosistemului pădure. Conexiunile sunt atât de natură materială cât și energetică și informală.
Conexiunile informaționale joacă un rol important în conducerea și dirijarea lor în vederea realizării
unei anumite eficiențe funcționale.
A tre ia componentă structural funcțională a solului ca sistem, o constituie stările care
reprezintă expresia elementelor componente și a conexiunilor dintre acestea la un moment dat. În
cazul solului, stă rile sale sunt exprimate prin alcătuirea și proprietățil e sale fizice și fizico -mecanice
(textura, structura, porozitatea, permeabilitatea, densita tea, umiditatea, consistența, etc .) și chimice
(conținut în humus, natura și indicii complex ului adsorbtiv (SB, SH, T și V) , reacție, salinitate,
alcalitate, etc. ) și biologice (componenta vie și activitatea ei). Astfel conceput și înțeles, solul este
deci un sistem natural climatic dinamic, complex, polidispers și poros și deschis informațional care
prezintă integralitate și programe, cu capacitate de autoreglare ș i realizare a unei stări de echilibru
dinamic.
Ca sistem informațional deschis , solul este capabil să primească, să prelucreze și să cedeze
substanță și energie care sunt purtătorii materiali ai informației. Solul primește din exterior
substanțe sub formă de materie organică care sunt în corporate în sol sub formă de humus și energie
radiantă sub formă de căldură și lumină, care contribuie la desfășurarea principalelor procese de
solificare elemen tare și complexe prin care se formează substanța și energia încorporată în sol și
cedează sistemelor înconjurătoare, în principal fitocenozei, elementele nutritive și apa necesară
producerii de materie organică primară.
Ca sistem integrat , solul este alcătuit dintr -o serie de componente minerale și organice vii
sau moarte care își păstrează trăsăturile lor caracteristice dar la nivelul solului ca sistem sunt
subordonate sistemului ca întreg.
Ca sistem deschis , solul prezintă o serie de programe determinate de alcătuirea și
funcționarea sa ca sistem. Aceste programe pot fi proprii , asigurând existența și funcționarea sa ca
sistem, superioare ale stațiunii și pădurii în care se integrează și, inferioare , ale elementelor sale
componente.
Ca sistem dinamic complex , solul evoluează odată cu evoluția factorilor pedogenetic i și în
special a celor climatici și a vegetației sub care s -a format. Conexiunile directe și inverse dintre
biocenoză și sol, determină autoreglarea și realizarea unui echilibru dinamic între sol și biocenoză,
stadiu la care solul se numește sol climax. Raporturile dintre biocenoză și sol se află sub dependența
puternică a materialului parental. Datorită acestui fapt, în aceleași condiții climatice și sub aceleași
biocenoze, tipurile de soluri climax sunt diferite în raport cu natura rocii sau materialul p arental.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
56
Spre exemplu, sub făgetele din țara noastră, bogate în minerale calcice și fero -magneziene, solul
zonal climax va fi un brun eumezobazic iar pe roci acide, un brun acid cu mull sau moder.
Astfel conceput, solul este un sistem natural dinamic foart e complex organizat, sediul unor
neîntrerupte transformări materiale, energetice și funcționale, veritabil sistem bio -fizico -chimic.
Sub raport morfogenetic solul se definește ca o formație afânată de la suprafața uscatului,
rezultată prin acțiunea îndelun gată a factorilor pedogenetici și caracterizată prin compoziția
specifică trifazică, întregită de prezența componentei vii, alcătuire polidispersă poroasă a fazei
solide, diferențieri de compoziție și însușiri pe verticală și dinamică complexă și neîntreru ptă.
Din punct de vedere ecologic, solul se definește ca sediu al unui complex de substanțe și
energie, organisme și microorganisme, însușiri și procese și posedă un specific ecologic care
determină un anumit potențial productiv sau fertilitate . (C.D. Chir iță, 1974).
Solul – subsistem, al stațiunii și ecosistemelor forestiere . Privit ca mediu de viață subteran
al fitocenozelor forestiere, solul este un subsistem integrat în cadrul stațiunii și al pădurii ca
ecosistem. În cadrul pădu rii ca ecosistem terestru, solul format și evoluat sub acțiunea factorilor
pedogenetici este permanent influențat de acești factori și la rândul său, împreună cu atmosfera
apropiată, constituie biotopul sau stațiunea forestieră, mediul de viață al biocenoz ei. În cadrul
pădurii ca ecosistem, solul prin procesele generate de activitatea microorganismelor, participă
alături de plante, animale și stratul atmosferic apropiat, la o serie de cicluri biogeochimice ale
elementelor (azot, carbon, fos for, etc.) adică , la realizarea micului circuit biologic al elementelor .
Prin aceste cicluri, solul participă la viața ecosistemului și la producția de biomasă.
Toate elementele componente ale solului joacă față de biocenoză, rolul de fac tori ecologici
edafici sau factor i pedo -ecologici. Dintre componentele solului, unele elemente, ca
macroelementele și microelementele, substanțele organice fiziolo gie active, reacția solului, apa din
sol, aerul, consistența, căldura, substanțele toxice minerale, au în special o influență directă asupra
plantelor, fapt pentru care; C.D. Chiriță îi denumește factori ecologici edafici . Alte componente ale
solului, printre care mineralele primare și secundare, materia organică nedescompusă și
descompusă, microorganismele și fauna, complexele organo -minerale, textura, structura,
porozitatea, însușirile hidrofizice, etc., constituie factori pedo -ecologici cu acțiune indirectă sau
determinanți pedo -ecologici .
5.3. PROFILUL DE SOL ȘI O RIZONTURILE SALE . ALCĂTUIRE
Solul ia naștere la suprafața scoarței terestre pe seama rocilor sau mate rialului parental, sub
acțiunea îndelungată a elementelor componente ale climei, reliefului și vegetației. În formarea
solurilor, participă nu numai mineralele din rocă ci și o serie de substanțe și energia din atmosferă,
din biosferă și din hidrosferă. Ca rezultat a l interacțiunii îndelungate dintre componentele minerale
și organice, sub influența elementelor climei și a energiei radiante, la suprafața litosferei se
form ează cu timpul, un înveliș nou ( solul ), care împreună cu atmos fera apropiată, constituie mediul
de viață al plantelor, locul de unde acestea își extrag apa și substanțele necesare desfășurării
proceselor lor vitale: nutriție, fotosinteză, respirație, transpirație, creștere , etc.
S-a constatat că, solul pe lângă materia minerală și organică moartă conține și
microorganisme și chiar viețuitoare mai mari care au un rol important în procesul de pedogeneză.
De aceea, solul este definit ca un corp natural de la suprafața uscatului care conține materie v ie și
poate asigura viața plantelor.
Formarea profilului de sol . Ca rezultat al proceselor pedogenetice elementare și complexe
care au loc sub influența factorilor pedogenetici, pe adâncimea solului se formează anumite strate,
cu anumite proprietăți morf ologice, fizice, chimice și biologice care se numesc orizonturi de sol.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
57
Întrucât ele iau naștere ca urmare a unor procese pedogenetice, ele se mai numesc și orizonturi
genetice , sau orizonturi de diagnostic pentru că ele servesc la gruparea solurilor în an umite unități
de clasificare.
Succesiunea de orizonturi genetice de la suprafață până la rocă sau materia lul parental,
alcătuiesc profilul solului. Profilul de sol este alcătuit deci dintr -o anumită combinație și succesiune
de orizonturi pe adâncimea de f ormare și reprezintă o caracteristică importantă morfogenetică,
tipogenetică și evolutivă a solului. Natura acestor orizonturi, grosimea și succesiunea lor pe
verticală, nu este întâmplătoare; ea apare în ansambluri sau profile de sol, condiționate de n atura
procesului pedogenetic. Ele formează anumite sisteme de orizonturi genetice care caracterizează
anumite unități de soluri morfologic și genetic asemănătoare, anumite tipuri și subtipuri genetice de
soluri.
Formarea și evoluția solurilor sub influenț a factorilor ecologici conduce la o diferențiere a
stratelor succesive, a texturilor, a structurii și culorilor diferite, care se vor numi orizonturi și care în
ansamblu alcătuiesc profilul.
Orizontul de sol este un strat component al profilului, desfășurat aproximativ paralel cu
suprafața solului și particularizat printr -o serie de proprietăți rezultate de pe urma procesului de
formare a solului. Însușir ile unui anumit orizont de sol prin care acesta se individualizează de
straturile adiacente su perioare sau inferioare pot fi observate sau chiar măsurate în teren, dar pentru
o interpretare corectă sunt uneori necesare și determinări de laborator.
Totuși, în anumite soluri se observă o succesiune de materiale de diferite texturi, succesiune
care g enerează o alcătuire din strate, deoarece deosebirea dintre ele nu este întotdeauna clară,
datorită proceselor de formare a solurilor care acționează pe întregul material stratificat. În acest
caz, orizontul de sol nu se definește și nu se identifică. În funcție de materialul constituent, orizontul
de sol se definește fie ca orizont mineral fie ca orizont organic.
Fig. 1 – Profilul natural de sol cu orizonturile majore
Orizontul organic O, este constituit predominant din material organic în cantitate de peste
35 % ce se acumulează la suprafața solului, la diferite trepte de saturare cu apă a acestuia: orizont
organic nehidromorf (O) în mediu nesaturat cu apă și organic hidromorf (T de turbă) în mediul
saturat cu apă. Drept urmare acesta poate fi hidromorf sau nehidromorf .
În orizontul organic nehidromorf fracția minerală constitu ie, în general, o parte
neînsemnată, mai puțin de 50% din masa totală. El se formează în partea superioară a solur ilor
minerale din pădure dar poate fi întâlnit și la o anumită adâncime dacă acesta este acoperit cu
material mineral provenit din eroziune.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
58
Orizontul organic hidromorf este alcătuit din strate turboase T de suprafață sau de sub –
suprafață situate la mică adâncime și alcătuite din material organic saturat cu apă în cei mai mulți
ani, mai mult de o lună pe an, cu excepția cazurilor când solurile au fost drenate.
Orizontul mineral este constituit predominant din material mineral, conținând uneori și
cantități mici de materie organică.
Orizontul A este un orizont mineral format de obicei în partea superioară a profilului solului
sau sub un orizont organic. Acest orizont se caracterizează prin procese intense de alterare a
materie i organice și a materialului mi neral precum și printr -o activitate microbiologică intensă. Aici
are loc formarea unei cantități mari de humus, uniform răspândită, descrescând de la suprafață spre
partea inferioară a orizontului, iar procesele de biopedogeneză desfășurate sunt specifice pentru
fiecare tip de sol în parte.
Fig.2 – Profil natural de sol
Orizontul E (eluvial) este situat în mod obișnuit aproape de suprafața solului, sub un orizont
O sau A și deasupra unui orizont Bt. Principala însușire a acestui orizont este sărăcirea în argilă
silicatică, oxizi de fier și de aluminiu care se produce prin deplasarea acestora prin sol fie sub formă
de soluție fie sub formă de suspensie. Această sărăcire determină creșterea conținutului de particule
de nisip și de praf ceea ce face ca structura inițială a rocii să dispară.
Orizontul B este un orizont mineral care se f ormează sub unul dintre orizonturile A, E sau
O. Caracteristica principală a celor mai multe dintre tipurile de orizont B este pierderea aproape în
întregime a structurii inițiale a rocii. Toate tipurile de orizont B sunt orizonturi de sub -suprafață cu
excepția cazurilor când o parte din profil a fost erodat sau decopertat.
Orizontul C este un strat mineral situat în partea inferioară a profilului de sol și este
constituit din materiale neconsolidate sau slab consolidate. Sunt considerate orizonturi C și
materiale le geologice relativ compacte care se mărunțesc în 24 de ore dacă fragmentele uscate sunt
puse în apă sau dacă în stare umedă pot fi fărâmițate.
Orizontul R este un strat mineral situat la baza profilului de sol și constituit din roci
consolidate compacte. În mod convențional s unt inclus e la roci consolidate compacte și pietrișurile
cimentate impermeabile, rocile fisurate permeabile și pietrișurile necimentate. Fragmentele din
stratul R uscate la aer nu se fărâmițează dacă sunt ținute în apă 24 de ore. Rocile pot prezenta fisuri,
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
59
dar acestea sunt puțin numeroase și atât de înguste încât numai un număr foarte mic de rădăcini le
pot penetra.
3. Metode de studiu ale unui profil de sol. – Pentru determinarea și cunoașterea solului,
acestui corp natural format la suprafața litosferei, la contactul acest eia cu atmosfera, biosfera și
hidrosfera, și implicit ale orizonturilor sale, pedologia face apel la metode de cercetare specifice
geografiei, geologiei și geomorfologiei, fizicii, chimiei și biologiei. În acest scop, în pedologie se
utilizează cu bune rezultate, observația de teren și analiza în laborator, iar pentru interpretarea
rezultatelor obținute, analiza și sinteza.
În ultimul timp, solul fiind înțeles ca un subsistem al stațiunii, iar aceasta a păd urii ca
ecosistem, în cercetarea solurilor s -a făcut apel la metoda sistemică precum și la metode matematice
pentru caracteriza rea cantitativă a solurilor.
Observația, ca metodă de cercetare, se folosește pentru descrierea și carac terizarea
morfologică a solului pe teren. Aceasta se completează cu elementele ob ținute prin analize de
laborator în vederea stabilirii principalelor proprietăți fizice, chimice și biologice.
STRUCTU RA SISTEMULUI ROMÂN DE TAXONOMIE A SOLURILOR (S.R.T.S.) ȘI
NOMENCLATURA
Entit atea de bază în S.R.T.S. (Florea , Munteanu, 2003) este tipul genet ic de sol considerat ca
unitate principală în taxonomia solurilor României.
Tipurile genetice de sol sunt reunite într -un rang superior cu unități (toni) majore de sol, mai
cuprinzătoare, denumite clase de soluri sau pot s ă fie divizate în subunități denumite subtipu ri de
sol. Ansamblul acestor 3 t axoni (sau categorii de sistematizare) clasă, tip (genetic ) și subtip de sol
reprezintă taxonii care constituie rangurile diferite ale clasificării solurilor României la nivelul
superior, utilizată îndeos ebi în studiile de sinteză sau î n studii la scări mici și mijlocii.
Subtipul de sol se împarte în continuare î n subunități din ce în ce mai detaliate, cu sfere din
ce în ce mai reduse și însușiri mai bine precizate, în funcție de anumite caracteristici morfogenetice
ale profilului de sol, de anumite proprietăți ale solului sau materialului parental importante din
punct de vedere practic, de proprietăți ale solului determinate de cele ale substrat ului sau generate
de pedogeneza anterioară ori de folosirea solului în procesul activității umane. Următorii taxoni sunt
folosiți în acest scop: varietatea de sol, specia t exturală de sol, familia de sol și varianta de sol.
Ansamblul acestor taxoni, subdiviziuni ale subtipului de sol, este utilizat în clasificarea solurilor
României la nivelul inferior aplicată în studiile de sol si hărțile de sol la scară mare și mijlocie.
S.R.T.S. include deci o serie de unități de diferite ranguri în siste matizarea solurilor (taxoni),
ierarhizate, al cătuind un sistem taxonomic unit ar. Structura lui este redată alăturat: se disting seria
de cei 3 taxoni corespun zători sistematizării la n ivel superior și seria de 4 taxoni corespun zători
sistematizării la nivel inferior.
Tabelul 1.
Nivelul taxonomic Exemple de încadrare a unui sol în sistem
Nivelul de detaliere Seria ierarhică de taxoni
Nivelul superior
Clasă de soluri Luvisoluri (LUV)
Tip genetic de sol Preluvosol (EL)
Subtip de sol EL roșcat psamic -gleic (EL rs -ps-gc)
Nivelul inferior Varietate de sol Preluvosol roșcat psamic batigleic
Specia de sol * – nisipolutos / lutos
Familia de sol – pe loess grosier
Varianta de sol – arabil, tasat, erodat -slab eolian
*Specia de sol va fi redată în denumirea solului indiferent de gradul de detaliere taxonomică la care se redă solul (tip,
subtip sau varietate), deci chiar dac ă nu se precizează varietatea, subtipul sau ambele.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
60
Clasa de sol reprezintă totalitatea (mulțimea) solurilor carac terizate printr -un anumit stadiu
sau mod de diferențiere a profilului de sol dat de pre zența unui anumit orizont pedogenetic sau
proprie tate esențială, considerate elemente diagnostice specifice celor 12 clase de soluri.
Tipul (genetic) de sol reprezintă o grupă (submulțime) de soluri asemănătoare, separate în
cadrul unei clase de soluri, caracterizate printr -un anumit mod specific de mani festare a uneia sau
mai multor dintre următoa rele elemente diagnostice: orizontul diagnostic specific clasei și asociere a
lui cu alte orizonturi, trecerea de la sau la orizontul diagnostic specific clasei, proprietățile acvice,
salsodice. Toate aceste tră sături principale specifice tipului genetic de sol reflectă de fapt acțiunea
proceselor pedo genetice determinate de complexul condițiilor generale climatice, biologice,
litologice, hidrologice și antropice în care a avut loc și are încă loc formarea și evo luția solului.
Fiecare clasă de soluri prezintă înt re l și 5 tipuri genetice de sol redate în tabelul următor:
Subtipul de sol repre zintă o subdiviziune în cadrul t ipului gene tic de sol care grupează
solurile caracterizate printr -un anumit grad de ma nifestare (exprimare) a caracteristicilor specifice
tipului, fie o anumită succe siune de orizonturi, unele marcând tranziții spre alte tipuri de sol, iar
altele fiind caracteristici de importanță practică deosebită.
Varietatea de sol este o subdiviziune în cadru l subtipului de sol determinată de unele
caractere genetice neluate în considerare la nivel supe rior sau de unele caractere particulare ale
solului, de regulă definite calita tiv, precum și de graduările cantitative ale unor atribute ale
subtipului (sau t ipului) de sol. Aceste graduări cantitative sunt după cum urm ează: gradul de
gleizare (G), gradul de stagnogleizare (W), gradul de saliniare (S), gradul de sodizare (A), clasa de
adâncime a apariției carbonaților (k), clasa de grosime (profunzime) a solulu i până la roca
consolidată -compac tă (d).
Specia de sol precizează caracteristicile granulometrice ale solului în cazul solurilor
minerale sau gradul de transformare a materiei organice în cazul solurilor organice (histisolurilor) și
variația acestora pe profil: aceste caracteristici ale solului sunt în mare pa rte moștenite de la
materialul parental, dar pot să fie în bună măsură modificate prin pedogene ză.
Familia de sol este o grupare litologică ce reunește solurile de același fel dezvoltate din
același material par ental, fie mineral, fie organic. Se iau în considerare doi parametri: categoria de
material parental (sau depozit de cuvertură) și clasa granulometrică simplificată (sau gradul de
transformare a materiei organice în cadrul materialelor parental e organice ) la care se adaugă când
este cazul și roca subiacentă.
Varianta de sol este o subdiviziune de detaliu care reflectă influența antropică asupra solului
(dar nu suficient de intensă pentru a fi încadrat la antroposoluri sau subdiviziuni antropice).
Varianta de sol este determinată fie de modul de folosință a terenului fie de alte modificări ale
solului legate de utili zarea lui în producție, fie de o eventuală poluare a solului.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
61
Tabelul 2.
Taxonomia solurilor la nivel superior
(FLOREA și MUNTEANU, 2003)
CLASA DE SOL CARACTER DIAGNOSTIC TIPUL DE SOL
I.
PROTISOLURI (PRO) Orizont A sau O (sub 20 cm grosime) fără alte
orizonturi diagnostice.
Urmează roca (Rn sau Ip) sau orizontul C.
Nu prezintă orizont Cca. l. LITOSOL (LS)
2. REGOSOL (RS)
3. PSAMOSOL (PS)
4. ALUVIOSOL (AS)
5. ENTIANTROSOL (ET)
II.
CERNISOLURI (CER) Orizont Am continuat cu orizont intermediar
AC, AR, Bv, sau Bt având în partea superioară
culori cu valori și crome sub 3,5 (la umed) sau
orizont A molic forestalic (Amf) urmat de
orizont AC sau Bv (indiferent de culori) și de
orizont Cca în primii 60 -80 cm. 6.KASTANOZIOM( KZ)
7. CERNOZIOM (CZ)
8. FAEOZIOM (FZ)
9. RENDZINĂ (RZ)
III. UMBRISOLURI
(UMB) Orizont A umbric (Au) continuat cu orizont
intermediar (AC, AR sau Bv) având în partea
superioară culori și valori cu crome sub 3,5 (la
umed) 10. NIGROSOL (NS)
11. HUMOSIOSOL (HS)
IV. CAMBISOLURI
(CAM) Orizont B cambic (Bv) având culori cu valori și
crome peste 3,5 (la umed) începând din partea
superioară. Nu prezintă orizont Cca în primii 80
cm (exceptând cazul celor afectate de eroziune). 12.EUTRICAMBOSOL (EC)
13.DISTRICAMBOSOL (DC)
V.
LUVISOLURI
(LUV) Orizont B argic (Bt) având culori cu valori și
crome peste 3,5 (la umed) începând din partea
superioară; nu se includ solurile cu orizont B
argic -natric (Btna). 14. PRELUVOSOL (EL)
15. LUVOSOL (LV)
16. PLANOSOL (PL)
17. ALOSOL (AL)
VI. SPODISOLURl
(SPO) Orizont spodic (Bhs, Bs) sau orizont
criptospodic (Bcp). 18. PREPODZOL (EP)
19. PODZOL (PD)
20. CRIPTOPODZOL (CP)
VII.
PELISOLURI
(PEL) Orizont pelic sau orizont vertic începând din
primii 20 cm sau imediat sub Ap. 21. PELOSOL (PE)
22. VERTOSOL (VS)
VIII
ANDISOLURI
(AND) Orizont andic în profil, în lipsa orizontului
spodic 23. ANDOSOL (AN)
IX.
HIDRISOLURI (HID) Proprietăți gleice (Gr) sau stagnice intense (W)
care încep în primii 50 cm, sau orizont A limnic
(Al) ori orizont histic (T) submers. 24. STAGNOSOL (SG)
25. GLEIOSOL (GS)
26. LIMNOSOL (LM)
X.
SALSODISOLURI
(SAL) Orizont salic (sa) sau orizont natric (na) în
partea superioară a solului (în primii 50 cm) sau
orizont Btna. 27. SOLONCEAC (SC)
28. SOLONEȚ (SN)
XI. HISTISOLURI
(HIS) Orizont folic (O) sau turbos (T) în partea
superioară a solului de peste 50 cm grosime, sau
numai de 20 cm dacă este situat pe orizontul R. 29. HISTOSOL (TB)
30. FOLIOSOL (FB)
XII.
ANTRISOLURI
(ANT) Orizont antropedogenetic sau lipsa orizontului A
și E, îndepărtate prin eroziune accelerată sau
decapitare antropică. 31. ERODOSOL (ER)
32. ANTROSOL (AT)
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
62
CAPITOLUL 6
PROPRIETĂȚILE CHIMICE ALE SOLULUI
Organismele vegetale se hrănesc din sol, pe de o parte cu cationi, cei mai importanți fiind
Ca++, Mg++, K+, Fe++, iar pe de altă parte cu anioni ca și SO=
4 și PO=
4. Multe alte elemente sunt
absorbite în doze foarte mici, ele jucând un rol catalizator deloc neglijabil; mangan, zinc, cupru,
molibden – „oligoelementele”.
Ionii utilizați de plante există în sol sub formă de combin ații mai mult sau mai puțin
complexe dar constante și destul de diferite; este evident că disponibilitatea lor pentru plante variază
în mare măsură. Vom da mai jos o clasificarea a elementelor pe ordine de disponibilitate
descrescătoare în sol:
e. elemente dizolvate în soluția solului – sunt sărurile solubile, ca și bicarbonatul de calciu,
varul, găsim și pseudo -soluții de amoniu complex (complexe fero -silicice, complexe fero –
organice).
f. elemente absorbante sub formă schimbabilă – o importantă rezervă de cati oni (calciu,
potasiu) și de anioni (PO=
4) este fixată de coloizii din sol (complexe absorbante). Cationii
sunt reținuți de argilă și de humus, și eliberați progresiv, din cauza fenomenului de schimbare
de ioni, în soluția de sol.
g. elemente absorbante s ub fo rmă neschimbabilă sau fixă – câțiva cationi (Fe+++) sunt absorbiți
de argilă sub formă mult sau puțin schimbată, absorbția lor de către plante n efiind posibilă.
Câțiva ioni sunt reținuți sub o formă schimbabilă (Ca++, K+, P2O5) pot fi fixați mai tare de
coloid, când cantitatea lor relativă este puțină; atunci devin indisponibil i pentru plante.
h. elemente componente în combina ții complexe – este vorba de mineralele nealterate,
insolubile, sub diverse forme, și care sunt într -o stare actuală neasimilabilă cum ar fi calciul,
magneziu, potasiu sau cele care conțin minerale ca și feldspații, amfibolii, piroxenii, etc.
Trecerea de la o formă la alta este frecventă când solul evoluează; așa mineralele complexe
eliberează prin alternanță ioni de Ca++, K+, care sunt reținuți de complexul absorbant si devin
disponibile; fierul poate solubiliza în complex cu ajutorul compușilor organici și ai siliciului.
Invers, elemente schimbabile, care pot intra ușor în soluție, evoluează într -o formă neschimbabilă
puțin solubilă: acest fenomen este deseori numit „retrogradație” (fosfor si potasiu).
Cationii schimbabili esențiali sunt calciu, magneziu, potasiu și amoniu. Pentru acești patru
cationi, care joacă un rol esențial în nutriția minerală a plantelor, forma schimbabilă – în echilibru
cu forma solubilă – constitue forma imediat asimilabilă; dar aceste elemente există în sol și sub
diferite forme mai puțin utilizabile pentru plante.
În funcție de forma lor se clasifică în două categorii:
1. Formele „complexe” insolubile, min erale complexe cu o alterare foarte lentă – calcarul cristalin
inactiv și dolomitul;
2. Formele provizorii insolubile care în condiții clare prind formă schimbabilă – carbonatul de
calciu „activ” și potasiul „fix”.
Anionii esențiali din sol sunt fosforul solubil (se absoarbe prin argilă, prin hidroxizii liberi și
prin carbonatul de calciu) și insolubil (din precipitații și prin cristalizare) și sulful.
6.1. SOLUȚIA SOLULUI ȘI PROPRIETĂȚILE EI
Soluția solului reprezintă apa lichid ă din sol care în ur ma co ntactului permanent cu partea
mineral ă a solului se îmbog ățește cu ioni minerali, acizi, baze, substan țe organice ușor solubile
aflate în stare de dispersie ionic ă, molecular ă și coloidal ă, din care plantele preiau ionii necesari
nutri ției.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
63
Concentra ția ionilor în solu ția solului (Lixandru, 1990 )
Tabelul 6.1
Ionul Intervale de
conținut Valori medii în soluri
acide calcaroase
K+ 7,8-300 27 39
Ca2+ 20,0-1520 136 560
Mg2+ 16,8-2400 45 168
Na+ 9,2-3450 23 667
NO- 9,9-3410 75 806
H2PO 4- 0,097 -97 0,68 2,9
SO 42- 9,6-14400 48 2304
Cl- 7,1-8165 18 710
Compozi ția chimica a solu ției solului depinde de cantitatea si calitatea precipita țiilor
atmosferice, de alcatuirea par ții minerale a solului de cantitatea materiei organice din sol de
activitatea biologica a solului si de masurile agrofitotehnice aplicate din tabelul de mai sus.
Soluția solului este alcătuită din următoarele substan țe:
a) componenta mineral ă alcătuită din cationi de H+, K+, Na+, Ca2+, Mg2+, NH 4+, Fe 2+ și Al 3+ și
anioni OH-, Cl-, NO 32-, HCO-, SO 42-, HPO 4- , HPO 42-, hidroxizi de fier și aluminiu, silice coloidal ă.
b) componenta organic ă alcătuită din zaharuri solubile, dispersii coloidale de acizi humici, produse
rezultate în urma metaboliz ării microorganismelor, produși rezulta ți în urma humific ării
substan țelor organice și secre ții ale sistemului radicular al plantelor.
c) gazele existente în solu ția solului sunt reprezentate de oxigen și CO 2 care au rol important în
procesele de alterare și solubilizare.
Compozi ția solu ției solului este influen țata de temperatura și umiditatea din sol, de
intensitatea activit ății microflorei și microfaunei, de metabolismul plantelor superioare, de procesele
de descompunere a resturilor organice din sol, ceea ce determin ă o dinamic ă a concentra ției so luției
solului atât zilnic ă cât și sezonier ă.
La solurile din țara noastră se constat ă o creștere a concentra ției solu ției solului în
orizonturile superioare, de la primăvară spre var ă, datorit ă concentrării umidit ății solului prin
evaporare, și a procesel or de descompunere a resturilor organice în partea superioar ă a profilului de
sol.
Concentra ția solu ției solului poate s ă crească și în perioada primavar ă-vară timpurie, când
are loc creșterea masiv ă a plantelor, iar în solu ție pătrund diverse secre ții ale rădăcinilor plantelor și
diferi ți produși de descompunere ai resturilor organice. În perioadele cu precipita ții abundente din
toamn ă-iarnă are loc o diluare a solu ției solului, și o dizolvare a diferitelor săruri care au pătruns în
perioada de var ă din solu ție în faza solid ă a solului.
Soluția solului este considerat ă sursa direct ă de hran ă pentru plante. Aceasta poate fi adus ă
la valori optime prin aplicarea celor mai bune m ăsuri agrochimice, agrotehnice și hidroameliorative,
în raport cu cerin țele dezvolt ării plantelor de cultur ă. Pentru utilizarea elementelor nutritive din
soluția solului de către plante, este foarte important ă cunoașterea presiunii osmotice a solu ției
solului. În cazul solurilor saline presiunea osmotic ă a solu ției solului poate a tinge valori de 150 -260
Mpa, care dep ășește sucțiunea de re ținere a apei de către rădăcinile plantelor de cultura (100 -120
MPa). În aceste condi ții preluarea apei de către plante încetează instalându -se seceta fiziologic ă.
6.2. COLOIZII SOLULUI ȘI PROPRIETĂȚILE LOR
După cum s -a arătat, solul este un sistem natural poros și polidispers, în care materia solidă
se află î n diferite stadii de dispersie. Prin coloizii solului se înțelege partea componentă minerală și
organic ă a s olului aflată dispersată în particule fine de ordin coloidal, cu diametrul sub 0,002 mm
(2). Ei formează partea activă a solului prin suprafețele particulelor încărcate cu sarcini electrice și
cu substanța în dispersitate ionică și moleculară, care participă la desfășurarea unor reacții chimice
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
64
și a unor procese fizice și fizico -chimice ale solului. De aceea, cu cât suprafața acestor particule este
mai mare, cu atât reacțiile chimice vor fi mai intense.
Pe lângă suprafața lor , care depinde de mărimea particulelor, în definirea în sușirilor
coloi zilor, interesează și forma lor, care poate fi sferoidală ca la acizii humici, lineară –
poliuronidă, lamelară sau sub formă de bastonașe la mineralele argiloase.
În funcție de alcătuirea lor, coloizii solului se împart în trei grupe:
– coloiz ii minerali din sol sunt reprezentați de argilă, hidroxizi de fier și de aluminiu,
silicea coloidală și diverse minerale primare;
– coloizii organici – prin acizii humici și alte materii humice, hidrați de carbon,
proteine, etc. iar
– coloizii organo -mineral i, prin compușii acizilor humici și ai altor acizi organici cu
elemente și compuși minerali.
Coloizii minerali sunt alcătuiți din trei categorii de compuși: minerale stabile , cu alcătuire
cristalo -chimică bine și stabil individualizată, minerale meta -stabi le sau tranzitorii cu alcătuire
cristalo -chimică diferită dar insuficient stabilizată și geluri amorfe .
Întrucât coloizii sunt intim amestecați și în mare parte legați între ei prin legături de natură
fizică, fizico -chimică și chiar chimică, partea coloida lă a so lului a fost denumită complexul coloidal
al solului .
Micela coloidală după cum se cunoaște, este alcătuită din :
– nucleu, în conjurat de ioni diferiți, dispuși sub formă de strate. Nucleul este format
fie dintr -o moleculă sau dintr -un agregat de mole cule strâns legate între ele, fie
dintr -un fragment al rețelei cristaline a mineralelor argiloase ;
– stratul intern determinant de potențial sau s tratul de ioni de la suprafața nucleului
este alcă tuit din ioni pozitivi și coloid electropozitiv, sau ioni negativi și coloid
electronegativ;
– stratul extern este alcătuit din ioni compensatori, dis puși în două strate diferite ca
densitate și mobilitate: stratul dens cu ioni pu ternic legați, practic imobili și stratul
difuz, cu ioni slab legați și mobili, nu mit și strat adsorbit.
Stratul de ioni determinant de potențial și stratul de ioni compensatori, alcătuiesc împreună
dublul strat electric. Nucleul plus stratul in tern de ioni determinant de potențial, alcătuiesc granula
coloidală. Granula coloidală plus ionii din stratul dens, formează particula coloidală iar aceasta
împreu nă cu stratul de ioni difuz, alcătuiesc micela coloidală.
Fig. 2 – Micelă coloidală de argilă
Principalii coloizi din sol sunt mineralele argiloase și humusul urmați în ordinea importanței
și a participării, de hidroxizii și oxizii hidratați de fier și aluminiu și de silicea coloidală.
Micelele de argilă (fig. 2 ) sunt alcătuite dintr -un nucleu format dintr -un fragment din rețeaua
cristalină a unui mineral argilos (silicat secundar), un strat intern determinant de potențial din ioni
negativi și un strat de contraioni (dens și difuz) format din ioni pozitivi Ca2+, Mg2+, H+, etc. Prin
urmare, argila este un coloid electronegativ a cărui sarcină rezultă din prezența grupelor d e OH- în
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
65
rețeaua crista lină, grupări legate obișnuit de ionii de Al. Hidrogenul acestor grupe disociază iar
fragmentul mineral rămâne cu sarcina electrică negativă: Al – OH – Al – O- – H+. Sarcina negativă
poate proveni în cazul argile lor coloidale și din substituția în rețeaua cristali nă a unor ioni trivalenți
cu ioni bivalenți (Al3+ cu Mg2+).
Fig. 3 – Micelă coloidală de aci d humic
Micelele de acizi humici (fig. 3) sunt alcătuite dintr -un nucleu format din molecule de acizi
humici înconjurat d e un strat intern determinant de potenți al de ioni negativi, rezultați prin
disocierea hidro genului din grupările carboxilice și hidroxil -fenolice. Prin urmare și acizii humici
sunt coloizi electro -negativi.
Fig. 4 – Micelă coloidală de hidroxid
feric Fe(OH) 3
Hidroxizii de fier și de aluminiu, au micelele coloidale alcătuite dintr -un nucleu format
dintr -un agregat d e molecule de Fe(OH) 3, respectiv Al(OH) 3. Stratul intern este alcătuit din ioni de
FeO+ sau AlO+ (deci acești coloizi sunt electropozitivi) , iar stratul dens și difuz de contraioni este
alcătuit din ioni negativi (Cl-, PO 4-,etc).
Silicea coloidală are nucleul alcătuit dintr -un agre gat de molecule de SiO 2 (fig.4).
Moleculele de SiO 2 de la suprafața n ucleului, dispersează în apă și formează acid silicic (H 2SiO 3)
care disociază în SiO 32- și 2H+. Ionii de SiO 32- se rețin la suprafața nucleului și formea ză stratul de
ioni determinant de potențial iar cei de H, formează stratul de contraioni. Silicea este deci un coloid
electronegativ ca și argila și humusul.
Fig. 5 – Micelă coloidală de bioxid de siliciu SiO 2
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
66
Coloizii din sol se asociază și formează complexe coloidale. Astfel, hidroxizii de fier care
sunt electro pozitivi, se asociază cu arg ila, humusul sau silicea care sunt electronegativi, prin reacția
de neutralizare, formând complexe argilo -ferice, humico -ferice, etc. Chiar și argila cu humusul,
principalii coloizi din sol, deși ambii electronegativi, se asociază prin intermediul cationil or
adsorbiți, formând complexe argilo -humice.
Principalii coloizi din sol, argila și humusul , fiind electronegativi sunt înconjurați cu ioni
pozitivi atrași din soluția solului. Această proprietate de atragere și reținere la suprafața particulelor
coloidal e a diferiți lor ioni, se numește adsorbție ionică. După cum s -a ară tat, argila are o capacitate
de adso rbție de cca. 25 -150 m.e./l00 g sol, iar aciz ii humici de 300 -600 m.e./l00 g sol. Coloizii care
adsorb atât cationi cât și anioni în funcție de reacția mediu lui, se numesc amfoteri (amfolitoizi). În
sol, au aceste proprietăți, oxizii hidratați de fier și de aluminiu și substanțele proteice din humus.
Se apreciază că , în general , coloizii reprezintă de la 1/10 până la 1/4 din cantitatea totală de
substanțe care se găsesc în soluția solului. Cei mai importanți cationi și anioni care se pun în
evidență în soluția solului sunt:
– cationi: Ca2+, Mg2+, Na+, K+, NH 4+, H+, Al3+, Fe2+,
– anioni : HCO-
3, CO2-
3, NO 2-, Cl-, SO 42-, H2PO 4, HPO 42-.
Fierul, aluminiul și multe microelemente (Cu, Ni, V, Cr, etc.) se găsesc în soluția solului mai
ales sub formă de combinații complexe organo -minerale, în care partea organică a complexelor este
reprezentată de către acizii humici și acizii orga nici cu molecule mici, de către polifenoli și alte
substanțe organice.
Coloizii humici sunt niște coloizi electronegativi și hidrofili: stratul de apă care le înconjoară
moleculele le va face flocularea pe cationi foarte dificilă: cationii monovalenți K+, Na+, nu vor
flocula iar ionii bivalenți Ca+, Mg+ vor flocula dar mai dificil și mai lent ca argila.
Majoritatea acizilor humici complet solubili sunt în mijloc alcalini.
Argila, oxizii de fier și de aluminiu formează complexe cu compușii organici: ace ste
complexe sunt prima dată insolubile și moleculele organice forate polimerizat (complexe
argilohumice), și a doua dată disperse sau solubile.
1. Complexul argilo -humic . Acizii humici, fiind de același semn cu argilele formează între
ele un complex: molecu lele de humus, mai mici ca cele ale argilei, tind să formeze în jurul
lor o membrană de protecție: ele fiind înconjurate de un strat gros de apă, nu lasă cationii să
se încarce pozitiv, să se apropie și să floculeze, toți deodată: humus -ul, în acest caz, a re rol
de coloid protector și încetinește floculația.
Fig. 10 – Schema unui complex argilo -humic
Complexul argilo -humic este dificil de dispersat odată floculația instalată: acesta este
motivul pentru care humus -ul constituie o bază pentru formația de agregat stabilită.
2. Complexul pseudo -solubil organo -mineral . În același fel cum „complexul argilo -humic”
este floculat, la fel se întâmplă și în solurile complexe pseudo -solubile, prin unirea argilelor
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
67
sau oxizilor de fier cu compușii organici solubili: acești compuși joacă un rol esențial, foarte
important în fenomenele de antrenare.
3. Complexul pseudo -solubil pe bază de siliciu . Siliciul există în sol sub formă insolubilă.
Sunt minerale complexe, silicați, argile, sunt sub formă cristalină. Cuarț, care constituie o
majoritate de constituenți minerali din sol datorat caracterului inalterabil (este coroziv de fel
progresiv în prezența apei calde și alcaline).
Complexul Si-Fe: Siliciul solubil formează un complex cu oxidul de fier (FeO și Fe 2O3) și
menține soluția într -un mediu puțin acid. Complexul poate fi floculat de calciu Ca și toți coloizii
electrone gativi.
Complexul Si -Al: Această formă este mai puțin solubilă ca și forma Si -Fe, ea constitue un
gel „alofan”, abundent în andosol; sunt soluri formate pe cenușă vulcanică și în orizontul B de
podzol. Ele evoluează progresiv spre o argilă microcristalin ă.
6.3. CAPACITATEA DE ADSORBȚIE A SOLULUI
Datorit ă stării de dispersie a coloizilor, solurile au proprietatea de a adsorbi diferite
substanțe minerale si organice aflate în stare de dispersie moleculara sau ionica.
Schimbul de cationi dintre complexul coloidal și soluția solului se realizează după
următoarele legi:
1. Legea echivalen ței – cantitatea de cationii proveniți din sol în soluția solului este echivalent ă cu
cantitatea de ioni deplasați din soluție în sol. În aceste condiții schimbul de cationi adsorbiți din sol
si cei din soluție cu care interacționează se desfă șoară în proporții echivalente.
2. Legea reversibilit ății – ionii din sol adsorbiți sunt schimb ați cu alții din soluție. Prin deplasarea
din complex în soluția solului aceștia pot fi ușor utilizați în nutriția plantelor (K+, Na+, Ca2+,
Mg2+), iar prin trecere din soluția solului în complexul adsorbtiv este împiedicata pierderea
acestora prin levigar e în sol.
3. Legea echilibrului – schimbul de ioni dintre soluția solului si complexul adsorbtiv se realizează
până la stabilirea unui echilibru dinamic. Acest echilibru poate fi perturbat prin aportul apei
provenita din precipitații sau în cazul administr ării îngrășă mintelor minerale și organice, dar în acest
caz intervine complexul coloidal care restabilește foarte rapid acest echilibru prin eliberarea sau
reținerea diferiților ioni.
4. Legea energiei de adsorb ție – adsorbția diferiților cationi variază î n funcție de valența și gradul
lor de hidratare. Energia de reținere creș te odată cu creșterea masei atomice a numărului atomic în
următoarea succesiune:
– ionii monovalenți: 7Li < 23Na < 18NH 4 < 39K < 89Pb
– ionii bivalenți: 24Mg < 40Ca < 59Co < 112Cd
– ionii trivalenți: 27Al < 56Fe
Cu cât gradul de hidratare al cationilor este mai ridicat, cu atât energia de adsorbție din
soluția solului și de reținere coloidală este mai scăzută . Cationii bivalenți sunt reținuți la suprafața
particulelor coloidale mai puternic decât cationii monovalenți. Excepție face ionul de hidrogen, care
se prezintă sub forma de H 3O+ (hidroniu) și dezi este monovalent este cel mai puternic adsorbit din
soluție, dar trece foarte greu din complexul coloidal în soluția solului, deoarec e acesta este slab
hidratat.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
68
6.3.1. Capacitatea de adsorbție moleculară
Coloizii încărcați negativ din sol cum ar fi compușii humici, argilele, reț in în jurul moleculei un
„roi” de cationi, care însoțesc molecula în mișcarea ei. Acești cationi sunt sau ioni H+, sau „cationi
metalici”, dintre care cei mai importanți sunt Ca++, Mg++, K+, Na+; alți ioni încărcați pozitiv pot fi și
reținuți, dar în mică cantitate: NH 4+, Mn++, Cu++, Zn++; Al+++ dar și abandonați în solurile acide.
Toți ioni i sunt numiți „schimbabili”, ceea ce înseamnă că ei pot participa la un proces de schimbare
reversibil cu ioni pozitivi care există în soluția solului. Un echilibru va mai exista între ionii
schimbabili reținuți de un „complex absorbant”, și ionii existenți în soluția d in sol. Acest echilibru
nu este „static”, ci este „cinetic”, cum au arătat cercetările efectuate cu ajutorul cationilor „marcați”;
schimbul între ionii absorbiți și ionii din soluție este continuu, chiar dacă echilibrul este cantitativ,
la un moment dat, e l nu va fi modificat.
Chiar dacă solurile neutre rețin ioni bazici, solurile acide au o garnitură de ioni consistenți de
H+ și Al+++, care sunt deplasați de ionul de Ca++ cu ajutorul unui amendament cu var.
Sol H+ + Ca(OH) 2 Sol Ca + 2H 2O
Sol Al 2 + 3Ca(OH) 2 Sol Ca 3 + 2Al(OH) 3
Când mineralele complexe se alterează, eliberează cationi metalici, care sunt fixați pe un
complex absorbant și constitu ie sursa elementelor minerale asimilate de plante: acești cationi
metalici pot fi absorbiți de rădăci ni prin schimb direct sau prin eliberarea lor în soluția din sol,
cationii metalici în soluție fiind înlocuiți treptat și cu măsură prin absorbția de către plante. Câțiva
ioni schimbabili (K+, NH 4+) pot în câteva cazuri să -și piardă proprietățile lor de sc himbabili tate și să
devină insolubili, deci să retrograd eze.
6.3.2. Capacitatea de adsorbție cationi că
Stratul de ap ă formal din jurul moleculelor absorbante (mai mult sau mai puțin hidratate)
rămâne lipit de moleculele coloidale: el constitu ie o soluție denumită „soluția internă ” care se opune
„soluției externe ” a solului care la rândul ei devine liberă. Pentru fiecare ion, aceste fenomene între
soluția internă și cea externă sunt diferite, dar există și un echilibru între ele; orice modificar e a
concentrației relative a unui ion intern sau extern, antrenează o modificare a echilibrului; aceste
modificări intervin foarte lent în sol, dar, în laborator, prin metodele utilizate, cum ar fi percolația
sau agitația mecanică, pot să accelereze restab ilirea a unui nou echilibru.
Mișcarea ionilor î n „soluția externă ” este liberă, cei din „soluția interna ” fiind limitați de cei
vecini; din această cauză numim des această mișcare oscilatorie. În general, sunt două straturi
absorbante în această zonă; st ratul inferior, în contact cu încărcarea este reținut de molecula
coloidală la fel de intens ca și stratul exterior care este mai ușor de schimbat , lucru care poate
prezenta o mare importanță pentru nutriția cu mineral e a plantelor.
Dacă punem un ion sol ubil în sol, concentrația crește în soluția externă, el poate fi absorbit
de soluția internă: această absorbție (nu este nici odată totală) este din ce în ce mai lentă până
ajungem la un echilibru procentual dat de ionul ajutat. Deci, nu toți ionii sunt ab sorbiți cu aceeași
intensitate; aceasta depinde de câțiva factori cum ar fi hidratarea, valența, etc. Vom observa că ionii
hidratați (de exemplu Na+) sunt absorbiți mai puțin bine față de cei mai puțin hidratați (de exemplu
K+); ca și ioni polivalenți sunt absorbiți în fel preferențial în raport monovalent. Ordinea de
absorbție descrescătoare este: Al, Ca, Mg, H, K, Na. Ionii grei, în general polivalenți: Mn, Cu, Zn,
sunt absorbiți cu o mare energie, nefiind mutați de ceilalți ioni și așa fiind protejați de pierderea prin
spălare. Dar, într -un mediu foarte acid, Al+++ schimbabil și solubil crește, putând atunci să
deplaseze ionii grei prin spălarea lor.
Asupra modificărilor de echilibru pot acționa diverși factori cum ar fi:
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
69
1° Variația concentrației soluți ei de sol – diluare (perioada de ploaie) și concentrare (perioada de
secetă). Diluarea cre ște activitatea cationilor bivalenți mai mult decât a celor monovalenți ceea ce
înseamnă că favorizează absorbția bivalentă cu coloizi din sol;
2° Influența capacității de schimb – natura acesteia joacă un rol clar în absorbția selectivă de ioni;
3° Acțiunea ionilor complementari;
4° Acțiunea schimburilor succesive.
Proprietatea de schimb cationic este reprezentata prin următorii indici:
a) capa citatea de schimb cationic (T) – reprezintă capacitatea total ă a cationilor adsorbi ți de
complexul coloidal și se exprima m.e./100 g sol. Valorile capacita ții de schimb cationic depind de
natura complexului adsorbtiv al solului și de reac ția solului. În ge neral, partea organic ă a
complexului adsorbtiv reprezentat ă prin acizii humici, posed ă o capacitate mai ridicat ă de re ținere a
cationilor decât partea mineral ă. Reținerea mai puternic ă a cationilor se produce și în cazul creșterii
pH-ului solurilor, deoare ce cre ște ionizarea grupelor func ționale ale acizilor humici și ale
mineralelor argiloase. La solurile din țara noastră capacitatea de schimb cationic variază între 5 și
100 m.e/100 g sol uscat.
b) suma bazelor de schimb (SB) reprezintă suma cationilor bazici de Ca 2+, Mg 2+, K+, Na+ existen ți
în complexul coloidal. Acești cationi adsorbi ți de complexul coloidal se întâlnesc la solurile din
zona de stepa (Kastanoziom, Cernoziom), dar și la soluri formate în zone umede pe materiale
parentale calcaroase sau la solurile alcalice. Solurile din România în func ție de zona de formare și
de materialul parental prezintă valori ale sumei bazelor de schimb între 1 m.e./100 g sol uscat în
cazul solurilor din zone umede puternic debazificate și 50 m.e/100 g sol la solur ile din zona de
stepă.
c) capacitatea de schimb pentru hidrogen (SH) – exist ă situa ții când în complexul adsorbtiv al
solului se întâlnesc și ioni de hidrogen. Propor ția ionilor de hidrogen în complexul adsorbtiv creste
odată cu intensificarea proceselor de debazificare a solurilor ajungând ca la solurile din zona
montan ă, formate pe roci acide s ă întâlnim maxim 5% ioni bazici și restul ioni de hidrogen.
d) gradul de satura ție în baze (V%) – reprezintă propor ția în care complexul
adsorbtiv al solului este saturat cu baze.
100 % xTSBV
Solurile care au complexul coloidal saturat cu baze (Kastanoziomul, Rendzina) prezintă
gradul de satura ție în baze de 100 %, acesta ajungând ca la solurile din zona montana s ă aibă valori
de 5-10 %. Capacitatea tota lă de schimb cationic este de dat ă de suma cationilor bazici (SB) și a
cationilor de hidrogen (SH).
T=SB+SH
Capacitatea de schimb cationic variază la solurile din zona temperat ă între 10 -200 m.e./100 g sol în
funcție de natura mineralelor argiloase și de conținutul în humus.
6.3.3. Capacitatea de adsorbție anionică
În afara cationilor adsorbiți la suprafața micelelor coloidale apar sarcini electrice pozitive,
care pot reține si diferiți anioni existenți în soluția solului. Sarcinile pozitive apar la hidr oxizii de
fier si aluminiu ale c ăror grupări bazice accepta protonul, dând na ștere ionului de hidroniu (H 3O+),
care reține anionul. În aceste condiții , capacitatea de schimb anionic este mai ridicat ă cu cât va
crește aciditatea solului (L ăcătușu, 2000).
A doua form ă de reținere a anionilor are loc în urma schimbului cu gruparea OH- apăruta pe
suprafața de ruptur ă a mineralelor argiloase, ca urmare a substituțiilor izomorfe.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
70
Reținerea anionilor are loc în următoarea ordine descrescătoare OH- > NO 3- > Cl- > HPO 4-
>SO 42-.
Anionii HPO 4- și SO 42- sunt slab reținuți, sub form ă de compuși insolubili, prin precipitarea
la suprafața particulelor coloidale, iar anionii Cl- și NO 3- nu sunt reținuți prin adsorbție în solurile
slab acide, neutre și alcaline, ei circulând împreun ă cu apa în sol.
Alte categorii de anioni (H 2PO 4-, HPO 42-, PO 43-) se rețin puternic prin formarea de compuși
insolubili, în urma interacțiunii sărurilor solubilizate. Reținerea anionilor fosforici prin adsorbție la
suprafața particulelor c oloidale de fier și aluminiu în solurile cu reacție acid ă are loc astfel:
Fixarea anionilor fosfatici de mineralele argiloase depinde de natura mineralelor și de
condițiile de reacție:
O importan ță deosebit ă pentru regimul fosforului din sol o reprezin tă trecerea lui sub form ă
de ion fosfat în compuși greu solubili sau insolubili. Fosfații de Na și K, sunt solubili și nu sunt
reținuți în sol. Fosfații cu ponderea cea mai ridicat ă în soluri sunt fosfații de calciu care pot fi
întâlniți ca fosfați monocalcici Ca (H 2PO 4)2 și dicalcici Ca(HPO 4) care sunt solubili, și sub form ă de
fosfat tricalcic Ca 3(PO 4)2 care este greu solubil și poate fi reținut în sol. Reținerea în sol a fosfaților
tricalcici are loc în solurile cu pH mai mare de 7,5, bogate în Ca CO 3, iar în solurile cu reacție acid ă
sunt reținuți fosfații de aluminiu (AlPO 4) și fier (FePO 4) care sunt insolubili.
În cazul solurilor acide nu sunt recomandate îngr ășămintele fosfatice ușor solubile (fosfat
monocalcic și dicalcic) deoarece sunt blocate în sol sub forma de fosfați de fier și aluminiu
insolubili. În urma aplicării îngr ășămintelor greu solubile (fosfatul tricalcic), acestea pot trece în
fosfați solubili (monocalcic și dicalcic) care sunt ușor preluați de plante, iar cationul de Ca 2+ eliber at
din fosfatul tricalcic pătrunde în complexul adsorbtiv si ameliorează reacția acida a solurilor.
6.4. REACȚIA SOLULUI
În funcție de factorii pedogenetici, procesele pedogenetice și stadiul actual de evoluție
genetica, solurile sunt îmbogățite în ioni și diferite substanțe generatoare de ioni (acizi, baze,
saruri), care conferă solului un caracter mai acid sau alcalin. Reacția solului este determinat ă de
concentrația ionilor de hidrogen și hidroxil existenți în soluția solului si se exprima în valori pH .
Daca în soluția solului predomina ionii de H+ reacția este acidă, dac ă predomin ă în soluție ioni de
OH- reacția este alcalin ă. Reacția solului apare ca rezultat al însușirii substanțelor dizolvate în
soluția solului, de a disocia electrolitic în ioni cor espunz ători.
Principalii factori care influențează aciditatea sau alcalinitatea solurilor sunt: compoziția
chimic ă și mineralogic ă a părții minerale a solului, concentrația sărurilor solubile, conținutul și
natura substanțelor organice care se găsesc în so l, umiditatea solului, activitatea organismelor din
sol, etc.
În soluri cel mai răspândit acid mineral este acidul carbonic, care poate imprima un pH
solului de 3,9 -4,7 în funcție de condițiile de mediu și de activitatea biologic ă. Dac ă în materialul
parental sunt prezente sulfurile, acestea prin oxidare pot forma acidul sulfuric care produce o
puternica acidifiere a solurilor. O acidifiere puternica a solului este imprimata și de acizii nesaturați
cu ioni de calciu, acizii fulvici care pot determina valori extrem de acide ale reacției de 3 -3,5.
Reacția solului poate fi influențat ă și de secrețiile rădăcinilor plantelor sau de activitatea
microorganismelor din sol prin producerea de acizi (oxalic, citric, etc .) care pot produce modificări
ale reacției solului.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
71
În funcție de locul unde se întâlnesc ionii de hidrogen se disting doua forme de acidit ăți:
aciditatea actuala sau disociata si aciditatea potențiala sau adsorbita.
Aciditatea actual a este determinata de ionii de hidrogen disociați î n apa sau în soluții saline
la contactul acestora cu faza solid ă. Aciditatea se stabileste în raport cu apa distilata care are o
reacție neutra raportul ionilor de H+ si OH- fiind egal. pH -ul (logaritmul cu semn schimbat al
concentrației ionilor de H+ din soluția solului) poate avea teoretic, valori cuprinse între 1 si 14. Dac ă
valoarea pH este egal ă cu 7 reacția este neutr ă, mai mic ă de 7 acid ă și alcalin ă la pH mai mare de 7.
În cazul solurilor din România domeniul de variație al pH -ului se încadrează înt re 3,5 la solurile
acide din zona montan ă (Podzol) unde sărurile ușor solubile și cele greu solubile (CaCO 3) sunt
îndepărtate de pe profilul de sol, raportul dintre cationii bazici de Ca2+, Mg2+, K+ și Na și cei de H+
din complexul adsorbtiv fiind favorabi l ionilor de hidrogen și 9,5 la solurile alcalice (Soloneț) unde
predomin ă sărurile cu hidroliz ă alcalin ă (carbonații).
În cazul solurilor alcalice reacția este cu atât mai mare cu cât carbonatul este mai solubil.
6.4.2. Aciditatea poten țială
Aciditatea potențială corespunde ionilor de hidrogen și aluminiu adsorbiți în complexul
coloidal al solului. Aciditatea potențiala în funcție de taria de legare a ionului de hidrogen se
împarte în: aciditate usor schimbabila, care poate fi desorbita cu aju torul unei sari neutre (KCl) si
aciditate greu schimbabila sau dependenta de pH, care poate fi evidențiata si determinata numai cu
ajutorul unor soluții care conțin acceptori de protoni. Pentru determinare se utilizeaza percolarea
repetata cu soluție de ac etat alcalin, la pH = 8,3.
În solurile cu aciditate pronunțata hidroliza aluminiului duce la formarea Al(OH)2+, care
este absorbit de particulele coloidale si care produce cresterea ionului de hidrogen: Al3++ H2O
Al (OH)2++H+
Clase de reac ție a solului (dupa metodologia ICPA, 1987)
pH în suspensie apoas a la un raport sol:solu ție 1:2,5
Tabelul 6.2
Interval de pH Aprecierea reac ției
ț 3,5 Extrem de acida
3,51-4,30 Foarte puternic acida
4,31-5,00 Moderat -puternic acida
5,01-5,40
5,41-5,80 Moderat acida
5,81-6,40 Slab acida
6,81-7,20 Neutra
7,21-7,80
7,81-8,40 Slab alcalina
8,41-9,00 Moderat alcalina
>9,01 Puternic alcalina
6.4.3. Importan ța reac ției solului
Cunoasterea reacției solului prezinta o importanța practica deosebita deoarece în funcție de
aceasta sunt alese sortimentul de culturi cu favorabilitatea cea mai ridicata si masurile ameliorative
privind neutralizarea reacției acide sau alcalice a solurilor.
În general plantele cultivate prefera un mediu de reacție slab acid – neutru (pH=6,3 -7,2)
pentru cresterea si dezvoltarea lor optima. Cu toate ca exista si plante tolerante la condiții extreme
de aciditate ridicata sau alcalinitate, plantele cultivate suporta mai bine condițiile de reacție slab
acide decât alcaline. Plantele care suporta condiț iile de reacție acida (pHH2O=4 -6) sunt: ovazul,
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
72
secara, cartoful, lupinul, zmeur, agris, iar plantele tolerante la alcalinitate (pH H2O=7 -8) sunt:
orzul, rapița, sfecla, lucerna, salata, conopida, varza, visinul etc.
În România solurile cu reacție puternic acida si moderat acida ocupa o suprafața de
aproximativ 1.700.000 ha, iar cele cu reacție alcalina în jur de 500.000 ha, care trebuiesc ameliorate
prin aplicarea de amendamente si aduse în domeniul optim al cresterii si dezvoltarii plantelor de
cultura.
Factorii limitativi ai cresterii plantelor pe solurile acide sunt: H+, Al3+, si Al (OH)2+.
Solurile care au un pH<5, au o cantitate foarte ridicata de ioni de aluminiu schimbabil care se
concentreaza în radacina, provocând desorbția diferiților cationi (Ca2 +, Mg2+, K+, Na+) si
precipitarea fosforului sub form ă de fosfați de aluminiu la suprafața radacinii. Pe lânga hidrogen si
aluminiu, în solurile cu reacție acida apar cantitați ridicate de ioni metalici, ca urmare a solubilizarii
în mediul acid a compusilo r în care sunt cuprinse metalele grele (Lacatusu, 2000). Totodata, solurile
acide au un nivel scazut de apovizionare cu elemente nutritive, o activitate foarte slaba a
microorganismelor, sunt slab structurate si usor tasabile. Aplicarea îngrasamintelor cu azot si
potasiu accentueaza aciditatea acestor soluri, iar
administrarea de îngrasaminte pe baza de fosfor produce imobilizarea fosforului în compusi
insolubili, de tipul fosfaților de aluminiu si de fier. Corectarea reacției acide a solurilor, se poate
face cu diverse materiale (calcare, dolomit, marne, var, carbonat de calciu rezidual, zgura de
oțelarie). La administrarea lor se va avea în vedere puterea de neutralizare a amendamentelor
(PNA), pH -ul solului, gradul de saturație în baze si conținutul de Al schimbabil (mobil) din sol.
În funcție de valoarea reacției solului, gradul de saturație în baze si de textura solului au fost
stabilite urmatoarele prioritați de ameliorare:
– etapa I : soluri acide cu pH -ul suspensiei apoase sub 5,0 si V%<50;
– etapa a I I a: soluri acide cu pH -ul cuprins între 5,0 -5,6, V%=50 -70, pentru soluri lutonisipoase si
V%=75 pentru soluri argiloase si luto -argiloase;
– etapa a III a : soluri cu pH -ul cuprins între 5,6 -5,8, V%=75 -85, textura luto -argiloasa si pH-ul 5,6 –
6,0 si V%=70 -80 pentru soluri cu textura luto -nisipoasa.
Amendamentele calcaroase îmbunatațesc proprietațile fizice, chimice si biologice ale
solurilor, prin favorizarea unei mai bune structurari a solului, mineralizarea materiei organice,
mobilizarea elementelor nutrit ive, blocarea mobilitații elementelor toxice (Al3+) si dezvoltarea
bacteriilor fixatoare de azot.
În cazul solurilor cu un conținut ridicat de saruri solubile sau ioni de sodiu se impune
corectarea reacției acestora, prin aplicarea amendamentelor care sa c onduca la scaderea pH -ului.
Corectarea reacției alcaline a solurilor, se face prin utilizarea de amendamente cu rol acidifiant:
gips, fosfogips, clorura de calciu, sulf nativ sau praf de lignit. Eficiența amendamentelor creste
odata cu aplicarea unui compl ex de masuri agropedoameliorative pentru îmbunatațirea proprietaților
fizice, chimice si biologice ale solului.
Cercetările efectuate de Nițu și colab. (1988), au arătat c ă efectul amendării asupra
producției agricole, se manifest ă din primul an, atingând un maxim în anul V de la amendare, după
care scade treptat ceea ce impune o nou ă amendare.
6.5. Capacitatea de tamponare a solului
Capacitatea de tamponare a solului reprezintă însu șirea acestuia de a se opune tendinței de
modifi care a reacției si a concentrației ionilor de H+, OH-, H 2PO-, K+; NH 4+, Ca 2+ și Mg 2+ din
soluția solului.
Rezistența pe care o opune solul la modificarea valorii pH, atunci când asupra sa acționează
diferite baze sau acizi definește însușirea de tamponare pentru reacție a solului. Prezența acizilor
slabi (carbonic, huminici, alumino -silicic) și a sărurilor lor formate cu baze tari (carbonați, humați)
reprezintă factorii principali care se opun modificărilor de pH a solului. În cazul prezenței acidului
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
73
carbo nic si a bicarbonatului de calciu, tendința de acidifiere este redus ă datorit ă descompunerii
acestuia, cu formare de carbonat de calciu, apa si dioxid de carbon.
Ca (HCO3)2 țCaCO3+H2O+CO2
Aplicarea în sol a materialelor cu reacție acida sau bazica determina apariția anumiți produsi
care modifica pH -ul solului:
Ca (HCO3)2+H2SO4 țCaSO4+2H2O+2CO2
Ca (HCO3)2 +Ca (OH)2 ț2CaCO3+2H2O
Solurile se pot comporta ca un sistem amfoter: acționează ca un acid în prezența bazelor și
ca o bază în prezența unui acid. Un rol foarte important în caracterul amfoter al solurilor îl are
humusul prin grupările sale –COOH, OH-, H+, -NH 2, -CH 3 și complexul adsorbtiv la solului. Solurile
care au un conținut redus în humus, argila si un complex adsorbtiv slab reprezentat rețin cantități
mici de ioni bazici si acizi, și au o capacitate redus ă de tamponare. Cu cât complexul adsorbtiv este
mai saturat în baze cu atât capacitatea de tamponare a solului este mai ridicata pentru acizi.
Capacitatea de tamponare a solurilor influențează măsurile de aplicarea a amendamentelor și
a îngrășămintelor:
– pentru a corecta reacția acida a solurilor, se folosesc amendamente pe baza de carbonat de calciu
sau oxizi de calciu, iar pentru a corecta reacția alcalina a solurilor se utilizează ghips sau fosfogips.
În caz contrar în solurile acide se formează acidul sulfuric (H 2SO 4) iar pe solurile alcaline
carbonatul de sodiu (Na 2CO 3).
– nu se utilizează îngr ășăminte cu reacție acida pe soluri cu capacitate redusa de tamponare pentru
acizi, si nu se apli ca îngr ășăminte bazice pe soluri care nu au capacitate de tamponare pentru baze.
– în cazul solurilor cu capacitate de tamponare ridicata sunt recomandate doze ridicate de
îngrășăminte la intervale mari de timp.
CAPITOLUL 7
PROPRIETĂȚI FIZICE Ș I FIZICO -MECANIC E ALE SOLULUI
7.1. Textura
Textura sau compoziția granulometrică se definește după conținutul procentual al diferitelor
fracțiuni granulometrice (argilă, praf și nisip) care intră în alcătuirea solului. Sistemul român de
clasificare al fracțiunilor granulometrice, cu unele completări, este adop tat după clasificarea
elaborată de Societatea Internațională de Știința Solului, cunoscut sub denumirea de sistemul
Atterberg. Conform acestei clasificări, diametrul maxim de 2 mm al particulelor elementare ale
părții fine a solului este și limita de separ ație între scheletul solului și pământul fin.
Scheletul solului este reprezentat de:
pietricele cu un diametru de = 2 – 20 mm;
pietre = 20 – 200 mm;
bolovani 200 mm.
Compoziția mineralogică a fragmentelor de schelet este identică cu cea a rocii d in care au
provenit. Contactul permanent al fragmentelor de schelet cu soluția solului favorizează alterarea
părților periferice ale acestora. Fracțiunile granulometrice care definesc pământul fin sunt
reprezentate de nisip grosier, nisip fin, praf și argi lă. Fiecare fracțiune granulometrică se
caracterizează prin anumite diametre limită stabilite pe baza unor criterii judicios alese și au
anumite proprietăți.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
74
S-a stabilit limita de 2 mm între nisip și scheletul solului, deoarece la această dimensiune
mater ialul nu mai prezintă capacitatea de reținere a apei, iar permeabilitatea pentru apă și aer este
foarte mare. Materialul solului alcătuit din particule cu diametru de 0,2 – 0,5 mm nu satisface
cerințele pentru apă ale plantelor deoarece cei 30 mm de apă se pierd în câteva zile. Substratul cu
particule de 0,1 – 0,2 mm reține cca. 100 mm de apă considerată suficientă pentru dezvoltarea
vegetației.
1. Tipuri de texturi . În funcție de alcătuirea granulometrică fiecare orizont pedogenetic poate fi
încadrat în grupa de clase texturale, clasa texturală și subclasa texturală. Criteriul de bază al
încadrării solului într -o anumită clasă sau subclasă îl constituie conținutul procentual de argilă, praf
și nisip din pământul fin. În țara noastră, prin oficializarea me todologiei elaborării studiilor
pedologice , se folosește clasificarea texturală a solurilor elaborată de I.C.P.A. București în 1987.
Această clasificare separă trei grupe de clase texturale, 6 clase și 23 subclase.
grupa de clase a texturilor grosiere G (soluri ușoare) cuprinde clasele nisip N și nisip lutos
U. Fiecare clasă se subdivide în 3 subclase în funcție de ponderea din sol a celor trei
fracțiuni granulometrice și a raportului dintre nisip fin și nisip grosier;
grupa de clase a texturilor mijlocii M cuprinde clasele lut nisipos S și lut L care se subdivide
în câte cinci subclase texturale;
grupa de clase a texturilor fine F include clasele lut argilos T cu trei subclase texturale și
argilă A cu patru subclase texturale.
Stabilirea grupei de clase te xturale, a clasei texturale și subclasei texturale a unei probe de
sol se poate face prin folosirea diagramei triunghiulare.
Fig.5 – Diagrama texturală a texturii
Interpretare:
G – texturi grosiere (N – nisip, U – nisip -lutos)
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
75
M – texturi mijlocii (S – lut nisipos, L – lut)
F – texturi fine (T – lut argilos, A – argilă)
În clasele texturale N și U sunt incluse 3 subclase texturale care sunt definite în funcție de
valoarea raportului dintre nisip fin și nisip grosier.
În acest con text textura poate fi:
1 Textură grosieră (G):
nisip N
nisip lutos U
2 Textură mijlocie (M):
lut nisipos S: nisipos mediu SM, nisipos prăfos SS și praf SP
lut L: nisipo -argilos LN, mediu LL, prăfos LP
3 Textură fină (F):
lut argilos T: argilă nisipoasă TN; lut argilos mediu TT, lut argilo -prăfos TP
argilă A: lutoasă AL, prăfoasă AP, medie AA, fină AF.
Diagrama este alcătuită dintr -un triunghi echilateral împărțit în mai multe sectoare
delimitate între ele de linii mai groase sau mai subțiri ce separă clase și subclase texturale. Pe cele
trei laturi ale triunghiului sunt reprezentate de la 0 la 100% valorile fracțiunilor granulometrice de
argilă, praf și nisip. În fiecare vârf al triunghiului se înregistrează valoarea maximă de 100% a uneia
din cele trei fracțiuni granulometrice. Baza opusă vârfului corespunde valorii 0 a fracțiunii
granulometrice respective.
Pentru determinarea texturii se fixează procentele de argilă, praf și nisip. Din cele trei puncte
se duc paralele la latura opusă vârfului de valoare maximă a fracțiunii granulometrice. Sectorul în
care se găsește punctul de întâlnire al celor trei drepte indică subclasa texturală a solului.
Nisipurile, nisipurile lutoase, luturile nisipoase medii și luturile nisipo -argiloase pot fi :
– grosiere, valoarea raportului nisip fin/nisip grosier este mai mică de 1,0
– mijlocii , valoarea raportului nisip fin/nisip grosier este între 1,1 și 20,0
– fine, valoarea raportului nisip fin/nisip grosier este mai mare de 20,0.
2. Metode de determinare ale texturii . Operația principală în aprecierea texturii este modelarea
solului umezit. Se încearcă succesiv să se formeze mici sfere prin mișcarea circulară , astfel:
– în palmă, suluri prin mișcări repetate de du-te-vino în palme,
– inele , prin rularea peste de get a sulurilor,
– panglici , prin presare și netezirea sulului între degetul mare și cel arătător.
Independent de simpla apreciere pe cale organoleptică, deci prin examinarea atentă a probei
de sol cu ochiul liber sau cu lupa și prin pipăit a solului uscat și a celui umezit până la consistența
plastică, textura unui sol se mai poate determina și prin metode de laborator cum ar fi prin
sedimentare – metoda granulometrică, și după dispersia elementelor componente – metoda
densitometrică. Comportarea solului î n cadrul aprecierii organoleptice este influențată atât de
textura pământului fin cât și de alte componente ale părții solide a solului.
Studiul sedimentologic constă în descrierea în teren a caracteristicilor sedimentare și din
prelevarea de probe pentru efectuarea analizelor de laborator: analiza granulometrică, analiza
morfometrică și morfoscopică, analiza mineralelor grele, analiza mineralelor argiloase,
determinarea pH -ului, analize chimice. Descrierea unităților sedimentare se face prin înregistrarea
observațiilor asupra texturii, structurii, compoziției și culorii. Aceasta permite identificarea
caracterelor diagnostice pentru procesele fundamentale de formare ale unităților sedimentare:
acumulare, transformare, redistribuire și pierdere.
Analiza gr anulometrică . Această analiză constă din separarea fracțiilor granulometrice și
calcularea repartiției procentuale a fiecărei fracții. Separarea fracțiilor se poate realiza prin pipetare,
densimetrie și cu ajutorul balanței de sedimentare pentru argile și silturi, prin sitare pentru nisipuri
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
76
și prin sitare sau măsurare directă pentru pietrișuri ( Anastasiu și Jipa, 1989 ). Analiza
granulometrică a unui profil permite evidențierea curbei de variație a parametrilor granulometrici,
ce poate fi deosebit de utilă în evidențierea unor niveluri stratigrafice, caracterizate printr -o anumită
textură.
Fracțiunile granulometrice cu diametrul mai mare de 0,05 mm se separă prin cernere, iar
cele cu diam etrul mai mic de 0,05 mm prin diferite variante ale metodei sedimentării. Rezultatele
analizei se redau prin tabele și grafice.
Textura solului determinată în teren poate să difere de rezultatele obținute în laborator
datorită mai multor cauze cum ar fi:
1 Plasticitatea probelor de sol ce conțin argilă de tip montmorilonit este mai mare
comparativ cu probele de sol care au același conținut de argilă de tip caolinit (zone umede și reci);
2 Solurile care conțin carbonat de calciu fin dispersat apar mai pră foase și de aceea în
aprecierea texturii solului în teren se va ține cont și de conținutul în carbonat de calciu ce poate fi
stabilit după durata și intensitatea efervescenței la contactul solului cu soluția de HCl – 1/3;
3 Solurile argiloase uscate se um ezesc greu în toată masa probei de sol și de aceea apar mai
grosiere decât sunt în realitate. Aprecierea organoleptică a texturii după ce agregatele structurale au
fost mărunțite și umezite înlătură acest impediment;
4 La solurile cu textură nisipo -lutoas ă, luto -nisipoasă, luto -nisipo -argiloasă, conținutul de
nisip poate fi supraestimat din cauza persistenței senzației de aspru în timpul modelării și examinării
probelor de sol;
5 Solurile cu un conținut mijlociu sau mare de humus în urma examenului organo leptic
apar mai lutoase decât textura probelor determinată prin analiza de laborator deoarece humusul se
distruge prin oxidare cu perhidrol.
În concluzie, textura orizonturilor pedogenetice ale profilului de sol este determinată de
compoziția granulometri că a materialului parental și de caracteristicile procesului de solificare.
Textura solului este uniformă în toate orizonturile pedogenetice ale profilelor de sol formate din
materiale parentale uniforme și în absența proceselor de argilizare și migrare a argilei.
7.2. Structura solului
Structura solului definește modul de grupare și aranjare a parti culelor elementare de sol în
formații complexe denumite agregate struc turale (elemente structurale) de diferite forme și
dimensiuni, separate între ele prin planuri de desprindere, goluri, fisuri sau prin suprafețe de contact
cu legături mai slabe.
Formațiile structurale complexe din sol se formează atât prin asocierea și agregare a
particulelor de sol cât și prin fragmentarea masei solului. Din acest punct de vedere, este preferabil
a folosi termenul de element structural, care are o sferă mai mare de cuprindere, decât termenul de
"agregat structural", folosit în mod curent.
Elem entul structural este unitatea complexă formată în procesul de pedogeneză, alcătuită
din mai multe particule primare și/sau micro -agregate de sol alipite sub acțiunea unui agent de
agregare sau rezultată din fragmen tarea solului.
1. Clasificarea și descrierea morfologică a structurii solului . Tipurile morfologice de structură se
stabilesc după forma, mărimea, caracterele suprafețelor și muchiilor elementelor structurale. Institutul
de cercetări pedologice și agrochimice (I .C.P.A. București, 1987) în colaborare cu Societatea
Națională Română pentru Știința Solului au adoptat sistemul american de clasificare a structurii
(tab.1), publicat în anul 1951 în Soil Survey Manual.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
77
Principalele tipuri de structură întâlnite în orizonturile pedogenetice ale sol urilor structurate
din România sunt: glomerulară, granulară, poliedrică, angulară, subangulară, sfenoidală,
prismatică, columnoidă, columnară și foioasă.
Structura granulară și glomerulară (grăunțoasă) ilustrează starea de structurare optimă a
orizonturilo r humifere (A) și se caracterizează prin dispunerea particulelor minerale în glomerule
sferice, poroase (sau macroscopic neporoase la agregatele granulare), ușor friabile în micro -agregate
din care sunt formate. Orizonturile pedogenetice cu structură glome rulară sau granulară sunt foarte
afânate până la slab afânate, elementele structurale fiind separate între ele prin goluri și mici zone sau
puncte de contact.
Formarea elementelor structurale are loc prin coagularea argilei în prezența cationilor Ca+2 și
Mg+2 cu contribuția unor procese ca îngheț -dezgheț, înțelenirea sau înierbarea solului, humificarea
materiei organice, ume zire-uscare , etc.
Solul cu structură glomerulară, prezintă porozitatea capilară și neca pilară permițând
pătrunderea apei și răd ăcinilor plantelor. Constituția cu aspect rugos a suprafețelor elementelor
structurale permite rădăcinilor să pătrundă ușor printre acestea și să se răspândească în masa solului
(Lixandru și colab., 1997 ).
Structura poliedrică angulară se caracterizează p rintr-o așezare îndesată a elementelor
structurale ce sunt egal dezvoltate pe cele trei direcții ale spațiului. Fețele neregulate ale elementelor
structurale sunt mărginite de muchii evidente și se îmbină unele cu altele. Solurile cu structura polie –
drică angulară sunt slab până la puternic tasate.
Structura poliedrică subangulară se deosebește de structură polie drică angulară prin muchiile
rotunjite (teșite) ale elementelor structurale și printr -o așezare mai afânată. Orizonturile pedogenetice cu
structură poliedrică sub-angulară sunt slab afânate până la slab tasate ( Harach, 1991 ).
Structura prismatică este dată de elementele structurale alungite, orientate vertical, cu fețe
plane și cu muchii fine, bine conturate. Cercetările efectuate de Harach (1991) evidențiază că în
orizonturile pedogenetice cu structură prismatică, așezarea elementelor structurale poate fi slab afâ –
nată până la foarte îndesată . După Teșu (1993) structura prismatică este caracteristică orizonturilor
mijlocii ale solurilor argiloase hidromorfe și halomorfe și stratului hardpanic. Structur a prismatică din
orizonturile părții superioare a profilului de sol se modifică în timp deven ind poliedrică sau chiar
granulară. Formarea elementelor structurale prismatice în orizontul „A” al lăco viștilor și solurilor
salinizate are loc în urma apariției rețelei de crăpături și fisuri, după legea diametrelor constante,
care se continuă în profunz ime. După Bucur (1953), structura prismatică în orizontul "Bt" se
formează prin coagularea particulelor favorizate de presiunea straturilor supradiacente care determină
compactarea și deformarea elementelor structurale.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
78
Tabelul 1
Clasificarea structu rii solului după forma elementelor structurale
(I.C.P.A., 1987)
Tipul de
structură Simbol Aprecierea structurii
Sol nestructurat
monogranulară mg particulele elementare ale orizontului pedogenetic sau a unei părți dintr -un orizont nu sunt
grupate în elemente structurale
masivă mv masa unui orizont sau a unei părți din orizont este nefragmentabilă în elemente structurale,
particulele minerale sunt conso lidate sau cimentate
Sol structurat
glomerulară gl elementele structurale au forma sferoidal cuboidă; macroscopic poroase; particulele elementare
sunt grupate în jurul unui punct
granulară
(grăunțoasă) gr elemente structurale de formă sferoidal -cuboidă; macroscopic neporoase
poliedrică –
angulară pa elementele structurale sunt egal dezvoltate pe direcția celor 3 axe rectangulare; fețe netede,
muchii ascuțite, fețele elemente lor se îmbină între ele
poliedrică
subangulară ps asemănătoare cu cea granulară, dar muchiile sunt rotunjite
prismatică pr axul vertical al elementelor suucturale este mai dezvoltat decât cel orizontal, fețele
elementelor plane sau curbate se intersectează de regulă în muchii ascuțite
columnoidă cd asemănătoare cu structura prismatică dar cu muchiile laterale rotunjite
columnară co asemănătoare cu structura prismatică sau columnoidă dar capetele elementelor
structurale sunt rotunjite;
sfenoidală pv elementele structurale poliedrice au axul lung înclinat cu 10 -60° fată de orizontală
foioasă fo axul orizontal al agregatului structural este mai dezvoltat în raport cu cel vertical, fețele
elementelor plate se îmbină între ele
compusă sc agregate mari se desfac în agregate mai mici
Structura columnară este asemănătoare cu cea prismatică, da r, în acest caz partea superioară a
elementelor structurale este rotunjită. Ea se întâl nește în orizontul "Btna" cu așezarea foarte îndesată a
elementelor structurale.
Structura columnoidă -prismatică se deosebește de structură pris matică prin muchiile
rotunjite ale elementelor structurale și fețele curbe ale acestora.
Structura foioasă sau plată este caracterizată prin elemente struc turale orientate orizontal
având dimensiunile orizontale mai mari decât dimensiunea verticală. Fețele elementelor structurale
sunt plane sau curbate și se alipesc unele de altele. Această structură se observă la orizonturile
eluviale "Ea" și "Es", la soluri bătătorite prin pășunat excesiv în orizontu rile superioare ale solurilor
ce au fost ocupate cu apă (lacuri și bălți desecate recent, în urma inundațiilor).
Poliedrii de dimensiuni mari, rezultați în urma formării crăpătu rilor la solurile vertice,
reprezintă o stare structurală a solului cu un conți nut ridicat de argilă gonflantă. Crăpăturile ce
delimitează fețele poliedrilor se formează în perioadele secetoase ale anului prin uscarea rapidă a
solului umed. Această structură se întâlnește la soluri le vertice și la subtipuri le vertice ale tipurilor de
sol ce aparțin altor clase de soluri.
Solurile nestructurate se definesc fie printr -o așezare mai mult sau mai puțin îndesată a
particulelor elementare necoezive, fie printr -o masă consolidată sau cimentată de sol ( orizonturile
"Bs", "Bhs") în care particulele constitutive sunt reunite sau cimentate într -o masă de s ol
nefrag mentabilă de -a lungul direcțiilor determinate de morfologia straturilor. După gradul de
cimentare, solul poate fi slab cimentat (masa solului este dură, dar poate fi sfărâmată în mână),
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
79
puternic cimentat (masa solului se poate sfărâma ușor cu cioc anul) și foarte puternic cimentat (masa
solului se sparge numai la lovirea puternică cu ciocanul). Pe lângă tipul de structură în teren se
apreciază și mărimea elemen telor structurale și gradul de dezvoltare a structurii.
Tabelul 2
Mărimea agregatelor st ructurale (I.C.P.A, 1987)
Denumirea Dimensiuni în funcție de tipul de structură (mm)
glomerulară,
grăunțoasă sau
foioasă poliedrică prismatică,
columnară sau
columnoidă
Sol nestructurat <1 <5 <10
Foarte mică 1-2 5-10 10-20
Mică 3-5 11-20 21-50
Medie 6-10 21-50 51-100
Mare >10 >50 > 101
Mărimea elementelor structurale. Clasificarea structurii după mări mea elementelor
structurale este redată în tabelul de mai sus . Pe baza mărimii elementelor structurale sau/și a
fragmentelor rezultate în urma lucrărilor de arat se poate aprecia starea de tasare a solului și calitatea
arăturii. Harach (1991) menționează că cu cât elementele structurale au dimensiuni mai mari cu atât și
starea de tas are a solului este mai pronunțată. După Canarache (1990), calitatea arăturii poate fi
apreciată după gradul de mărunțire care este definit de conținutul procentual de elemente structurale
mai mici de 5 mm diametru.
Gradul de dezvoltare a structurii exprimă procentul de structurar e și gradul de
individualizare a elementelor structurale. Aprecierea și expri marea gradului de structură se face
conform tabelului de mai jos . Solul nestructurat este constituit din material necoeziv (structur ă
monogranulară) sa u din material coeziv (structură masivă).
2. Aprecierea structurii solului în teren . Aprecierea structurii solului în teren constă în descrierea
formei și mărimii elementelor structurale, stabilirea gradului de dezvoltare a structurii precum și a
gradului de consolidare a solului.
Tabelul 3
Gradul de dezvoltare a structurii (I.C.P.A, 1987)
Denumirea Criterii
nestructurat nu se observă agregate structurate în peretele împrospătat al profilului de sol;
materialul de sol este masiv dacă prezintă coeziune și monogranular dacă este
necoeziv
slab dezvoltat la sfărâmare, mai puțin de 25% din masa solului este organizată în agregate
structurale întregi; elementele structurale sunt greu observate in situ
moderat dezvoltat 25-75% din masa solului este organizată în agregate structurale ușor observabile
în solul deranjat, greu observabil în solul aflat în așezarea naturală, moderat
stabile
bine dezvoltat > 75% din masa solului este organizată în agregate structurale stabile, vizibile în
solul nederanjat și aderent e unele la altele și care se separă ușor în solul deranjat
structură distrusă sau
deranjată prin cultivare agregatele structurale sunt distruse în cea mai mare parte prin lucrările agricole
anuale
Aprecierea structurii solului în teren constă în descrierea formei și mărimii elementelor
structurale, stabilirea gradului de dezvoltare a structurii precum și a gradului de consolidare a solului.
Stabilirea tipului morfologic de structură se face după for ma elementu lui structural care poate fi:
sferică, poliedrică, prismatică, lamelară, complexă. Separarea elementelor structurale după mărimea lor
se realizează prin cernere uscată sau la umiditatea naturală a solului.
Pentru a se putea obține rezultate co mparabile gradul de dezvoltare al structurii se apreciază
la un conținut de apă din sol corespunzător stării de umiditate "reavăn". Stabilirea gradului de
structurare a solului se face pe baza proporției volumetrice a solului structurat și nestructurat.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
80
3. Formarea structurii solului . Formarea structurii solului are loc prin procese de coagulare,
aglutinare -cimentare, presare sau alte procese mecanice reprezentate prin îngheț, umezire -uscare,
acțiunea rădăcinilor, râmelor, etc. (Chiriță , 1974). Coagularea particulelor are loc pe baza forțelor
electrostatice de la suprafața particulelor ce determină adsorbția moleculelor de apă și a catio nilor
schimbabili cu caracter acid sau bazic (Canarache , 1990). Particulele coloidale din sol sunt reprezentate
de argilă, hu mus, oxizi și hidroxizi de fier. În formarea structurii solului o importanță deosebită o au:
argila, materia organică, humusul, oxizi și hidroxizii de fier, natura ionilor din complexul adsorbtiv,
microorganismele.
Argila are un rol determin ant în formarea elementelor structurale. Aceste elemente rezultate
în urma fragmentării solului cu textură luto -argiloasă și argiloasă au stabilitatea mecanică mare dar
în contact cu apa se desfac ușor.
Efectul conjugat al amestecului dintre argilă și sub stanța dispersabilă asupra agregării nisipului fin
este mai mare decât cel al argilei și substanțelor organice aplicate separat cu toate că numărul de
agregate structurale formate este mai mic. ( Stallings, 1995 ) Instabilitatea în apă a elementelor
structur ale se datorează hidratării și disocierii ionilor adsorbiți la suprafața particulelor de argilă.
Această teorie explică de ce elementele structurale din soluri alcalizate sunt instabile în apă și
stabile în soluții saline concentrate. Argilele de tip montm orilonit formează elemente structurale
mai stabile decât argilele negonflabile de tip caolinit. Sensibilitatea cea mai scăzută la degradarea
structurii o prezintă solurile al căror conținut procentual de argilă este mai mare de 20%, praful nu
depășește de 1,25 ori conținutul normal de praf, ponderea nisipului grosier (2 -0,2 mm), raportată la
conținutul total de nisip este mai mică de 5%. ( Canarache , 1996)
Acizii humici componenți ai humusului au un rol determinant în formarea agregatelor
structurale stabil e ce contribuie la compensarea parțială a însușirilor fizice deficitare ale solurilor cu
texturi extreme. Humusul fiind o substanță coloid dispersă formează pelicule în jurul particulelor
elementare, favorizează aglutinarea sau cimentarea acestor particule . Acizii humici saturați cu ioni
de Ca+2 au proprietatea de a cimenta particulele și microagregatele structurale în glomerule stabile
de dimensiuni mai mari. Agregatele structurale formate prin intermediul humusului au stabilitate
hidrică mare și rezistă l a acțiunea dispersantă a apei.
Oxizii și hidroxizii de fier și mangan alături de humusul din sol, contribuie la cimentarea și
agregarea particulelor elementare. Agregatele structurale formate au porozitatea foarte mică.
Concentrația plasmei feri -manganice în soluri cu exces temporar de umiditate și precipitarea
hidroxizilor de fier și mangan determină formarea unei „structuri concreționare” care spre deosebire
de alte tipuri genetice are porozitate redusă și duritate mare.
Ionii de calciu și de sodiu. Ionii de calciu favorizează formarea unei structuri stabile a
solului prin saturarea humatului de calciu, coagularea coloizilor și mărirea coeziunii agregatelor de
structură. Ionii de sodiu micșorează stabilitatea agregatelor structurale determinând gonflarea
puternică a argilei și dispersia coloizilor organo -minerali în prezenț a apei.
Microorganismele din sol reprezentate de bacterii, ciuperci, alge, etc. determină formarea
elementelor structurale stabile la acțiunea dispersantă a apei. Administrarea în sol a resturilor
organice ușor degradabile contribuie la creșterea rapidă a numărului de bacterii și la mărirea
stabilității agregatelor. Elementele structurale formate se mențin o perioadă mai mare de timp, chiar
în condițiile diminuării activității bacteriene.
Elementele structurale formate, microagregatele structurale, partic ulele elementare sunt
supuse acțiunii unor procese mecanice precum înghețul -dezghețul, umezirea, uscarea, comprimarea
produsă de organisme vegetale și animale.
Stabilitatea structurii solului
Aerul ocupă spațiile lacunare existente în sol alături de a pă. Cea mai mare cantitate de aer se
găsește în spațiile lacunare cu diametrul mare (porii necapilari), constituind atmosfera solului. În
cantitate mică aerul se găsește dizolvat și în apa solului. Din punct vedere cantitativ, aerul și apa
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
81
ocupă spațiul po ros al solului, sunt antagoniste, creșterea valorii uneia determinând scăderea
celeilalte.
Degradarea structurii solului se poate produce atât din cauza modificărilor chimismului
solului, prin scăderea conținutului de humus, creșterea conținutului de sodi u, debazificarea și
acidifierea solului, etc. cât și acțiunii directe de distrugere a elementelor structurale ca urmare a
lucrării excesive a solului la umiditatea necorespunzătoare, compactării produselor de traficul
exagerat, formării crustei, pășunatulu i nerațional, irigării defectuoase, etc. În urma uscării, stratul
superficial de sol cu structură distrusă, se întărește și împiedică răsărirea plantelor.
7.3. PROPRIETĂȚI FIZICO -MECANICE
Însușirile fizico -mecanice caracterizează relațiile solului sau ale pământului fin cu solicitările
la care este supus. Principalele proprietăți fizico -mecanice ale solului ce prezintă importanță pentru
practica agricolă sunt următoarele: plasticitatea, adeziunea, consistența, gonflarea, contracția și
rezistența la lucr ările solului.
1. Plasticitatea este proprietatea solului ca într -un anumit interval de umiditate, sub acțiunea
unor forțe exterioare să -și schimbe forma fără a se crăpa sau sfărâma, și s -o mențină după
încetarea acțiunii și după uscare. Plasticitatea este fa vorizată de: forma discoidală a
particulelor de argilă care în stare umedă pot aluneca unele peste altele fără frecare mare;
prezența particulelor fin disperse care în stare umedă joacă rol de lubrifiant; existența
particulelor coloidale în jurul particule lor grosiere de sol; acțiune lubrifiantă a particulelor
grosiere de sol.
2. Adeziunea este proprietatea solului umezit la consistența plastică lipicioasă de a adera la
obiectele cu care vine în contact. Adeziunea este dată de forțele de atracție între particulele de
sol și suprafața uneltelor prin intermediul particulelor de apă. Astfel, forțele de atracție între
particule devin mai mici decât cele dintre particule și obiectele cu care vin în contact.
3. Consistența reprezintă modul de comportare în ansamb lu a solului la acțiunea mecanică de
deformare sau rupere a solului aflat la diferite stări de umiditate și tendința acestuia de a
adera la corpuri străine. Consistența reflectă cantitativ dar și calitativ manifestarea globală a
forțelor de coeziune și ade ziune dintre particulele solide de sol la stări de umiditate diferite.
Cantitativ ea se măsoară de obicei prin: rezistența la penetrare la umiditatea corespunzătoare
50% din capacitatea capilară; compactitate sau prin coeziune globală.
4. Contracția și gonfla rea. Contracția este procesul prin care masa solului își micșorează
volumul ca urmare a scăderii umidității. Gonflarea este procesul de mărire a volumului total
al solului odată cu creșterea umidității sale. Ecartul schimbărilor de volum prin umezire și
uscare este determinat de conținutul de umiditate, densitatea aparentă, constituția
mineralogică a argilei, tipul cationilor schimbabili și raportul dintre cationi.
CAPITOLUL 8
FIZICA SOLULUI
1. – SOLUL ȘI AERUL
Aerul ocupă spațiile lacunare existente în sol alături de apă. Cea mai mare cantitate de aer se
găsește în spațiile lacunare – cu diametrul mare (porii necapilari), constituind atmosfera solului. Î n
cantitate mică aerul se găsește dizolvat și în apa solului. Din punct vedere cantitativ, aerul ș i apa
ocupă spațiul poros al solului, sunt antagoniste, creșterea valorii uneia determinând scăderea
celeilalte.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
82
1. Compoziția aerului din sol . Aerul din sol prezintă o compoziție apropriată de cea a aerului
atmos feric în ceea ce privește oxigenul și azotul și este mai bogat în bioxid de carbon, datorită
proceselor chimice și biochimice ce se petrec cu intensi tate mare în masa solului (tabelul 1).
Compoziția aerului diferă de la un sol la altul în funcție de natu ra solului și activitatea
microorganismelor, iar la același sol variază în funcție de covorul vegetal, anotimp și cantitatea de
humus. Solurile bogate în humus și solurile cultivate sunt mai bogate în CO 2 decât cele sărace în
humus și cele necultivate, din cauza transformări i oxigenului în CO 2 de către microorganisme și
rădăcini.
Tabelul 1
Compoziția aerului atmosferic și din sol
Componente Compoziția aerului în % din volum
din atmosferă din sol
Azot 79,09 76-79
Oxigen 20,95 18-20
Bioxid de carbon 0,03 0,15-0,63
Anotimpul influențează, de asemenea, cantitatea de CO 2 din sol. Ea este maximă vara când
activitatea biologică este intensă și scade toamna și iarna.
Variația compoziției aerului din sol este determinată și de intensi tatea activității
microorganismelor. Variațiile cele mai mari se întâlnesc la dioxidul de carbon, care poate să crească
de 5-200 de ori față de cel din aerul atmosferic. Cantitatea de dioxid de carbon este mai mare în
solurile compacte și crește odată cu adâncimea, umiditatea și temperatura solu lui. La o concentrație
mai mare de 1 -2% CO 2, mediul este, în general, puțin favorabil dezvoltării plantelor, iar concentrația de
5% CO 2 reprezintă limita superioară, și 10% oxigen limită inferioară la care se produce o scădere a
crește rii plantelor.
Scăderea sub anumite limite a procentului de oxigen din aerul solu lui, care este însoțită de
creșterea cantității de CO 2, influențează negativ germinația semințelor, creșterea rădăcinilor,
pătrunderea apei și substanțelor nutritive în plant ă, etc. Solubilitatea gazelor și mai ales a dioxidului
de carbon determină acidularea soluției de sol, care își mărește puterea de dizolvare pentru săruri și
accentuează procesul de debazificare a complexului coloidal.
2. Capacitatea și permeabilitatea solului pentru aer . Capacitatea și permeabilitatea solului pentru
aer sunt funcții ale porozității necapilare. Solurile care au porozitatea necapilară mai mare de 10 -15%
din volum prezintă o capacitate și o permeabilitate optimă pentru aer, chiar și atunci când sunt
umezite p ână la capacitatea capilară. Pentru realizarea unor condiții optime de dezvoltare a plantelor
de cultură, solul trebuie să aibă o capacitate pentru aer de 10 -20% din volumul lui.
Conținutul în aer al solului este influențat, mai ales, de textură, structur ă și gradul de afânare.
Textura fină micșorează capacitatea solului pentru aer față de cea grosieră, iar prezența unei structuri
de agregate stabile mărește conținutul solului în aer față de solurile nestructurate. Cele mai reduse
cantități de aer se găses c în solurile bogate în argilă și cu așezare îndesată, precum și în cele cu exces
de umiditate.
Pentru a caracteriza solul sub raportul cantității de aer, s -a ales gra dul de umiditate
corespunzător capacității de câmp pentru apă ca element de referință. V olumul de aer aflat în solul
umezit la capacitatea de câmp repre zintă capacitatea de aerație a solului, iar volumul porilor,
porozitatea de aerație. În medie, capacitatea de aerație este 30 -40% pentru solurile nisi poase, 10 –
25% pentru cele lutoase și 5 -15% pentru cele argiloase.
Permeabilitatea solului pentru aer este proprietatea lui de a per mite circulația aerului și de a
realiza schimbul de gaze dintre aerul din sol și cel atmosferic . Așa cum s -a arătat anterior, datorită
activității microor ganismelo r, a humificării, a respirației rădăcinilor , etc., aerul din sol sărăcește în
oxigen și se îmbogățește în CO 2. Normalizarea compoziției aerului din sol se face prin înlocuirea
continuă a acestuia cu aer din atmosferă.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
83
Factorii care contribuie la primenirea aerului în sol sunt: difuziunea gazelor, temperatura,
umiditatea, presiunea atmosferică și curenții de aer (vânturile).
Difuziunea gazelor. Aceasta joacă rolul cel mai important în pri menirea aerului în sol.
Astfel, d ioxidul de carbon fiind în concentrație mai mare în aerul din sol, prin difuziune va trece în
atmosferă, iar oxigenul din aerul atmosferic va trece în sol. Schimbul de gaze prin difuziune tinde
să mențină în permanență un echilibru între compoziția și conc entrația aeru lui din sol și din
atmosferă.
Temperatura. La temperaturi ridicate aerul din sol își mărește volumul și o parte din el trece
în atmosferă, iar la temperaturi scăzute feno menul se petrece invers, producând primenirea aerului.
Umiditatea. În timpul ploii sau al irigării apa pătrunde în sol în spațiile lacunare și scoate de
acolo aerul. Pe măsură ce apa se pierde prin scurgere gravitațională sau prin evapotranspirație, locul
ei în spațiile lacu nare este luat de aer.
Presiunea atmosferică. Scăderea presiunii atmosferice determină trecerea aerului din sol în
atmosferă, iar creșterea presiunii atmosferice determină un proces invers.
Curenții de aer de la suprafața solului contribuie, de asemenea, la primenirea aerului în sol.
Vânturile intensifi că evaporarea apei din sol și modifică presiunea atmosferică la suprafața solului,
ușurând pătrunderea sau ieșirea aerului din sol.
Schimbul de gaze între sol și atmosferă este foarte important pentru asigurarea de biomasă
vegetativă. Astfel, prin îmbogăți rea aerului din sol în oxigen se creează condiții bune pentru
creșterea rădăcinilor plantelor și pentru activitatea microorganismelor aerobe, iar dioxidul de
carbon, trecut din sol în aerul atmosferic, intensifică procesul de asimilație clorofiliană la pla nte.
Intensitatea primenirii aerului în sol depinde de proprietățile acestuia, îndeosebi de porozitate, care,
la rândul ei, este determinată de textură, structură și gradul de tasare. Solurile cu textură ușoară sau
mijlocie, cu structură glomerulară și afâ nate au o aerație foarte bună, în timp ce solurile argiloase,
nestructurate și compacte au o aerație defectuoasă.
Se consideră că, într-un sol cu proprietăți bune, pe adâncimea de 20 cm, aerul poate fi
primenit în decurs de 24 ore, iar după calculele lui Rommel se asigură condiții bune pentru
creșterea și dezvoltarea plantelor, dacă aerul se primenește în timp de c ca. 8 zile, pe aceeași
adâncime.
Omul, prin activitatea lui productivă, poate influența intensitatea schimbului de aer dintre
sol și atmosferă, c ontribuind la îmbunătățirea regimului aerohidric al solului.
3. Regimul aerului din sol . Totalitatea proceselor de pătrundere, mișcare și ieșire a aerului din sol
alcătuiesc regimul aerului din sol . Întrucât între aerul și apa din sol există relații de strictă
interdependență, se folosește noțiunea de regim aero -hidric al solului, care reprezintă totalitatea
proceselor de pătrundere, mișcare și ieșire a aerului și apei din sol. Un bun regim al aerului
înseamnă și un bun regim al apei în sol. Când regimul aerului este excedentar, regimul apei este
deficitar, și invers.
Regimul aero -hidric are o deosebită importanță în formarea și fertili zarea solului. Astfel, în
condiții bune de regim aero -hidric , microflora solu lui este bogată și activă, a vând loc proces ul de
humificare al resturilor organice . Prin mineralizarea unei părți din humus se pun în libertate
suficiente cantități de substanțe nutritive, are loc fixarea de către micro -organisme a azotului din
atmosferă, germinația semințelor este bună, sistemul r adicular se dez voltă în bune condiții,
procesele de reținere și schimb cationic sunt echili brate , etc.
Un regim de aer excedentar (aerație excesivă) atrage după sin e lipsa umidități i și, ca atare,
o activitate microbiologică redusă, o mineralizare rapid ă a resturilor organice cu acumulare redusă
de humus, o aprovizionare defi citară cu elemente nutritive, o stânjenire în creșterea sistemului
radicular și ca atare o dezvoltare redusă a plantelor , etc.
Un regim de aer deficitar (umiditate excesivă) creează condiții de anaerobioză, care
determină acumularea în sol a compușilor reduși (care sunt toxici), resturile organice se acumulează
în cea mai mare parte în stare nedescompusă (humus brut); activitatea microbiologică și
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
84
mineraliza rea fiind reduse, se eliberează cantități mici de elemente nutritive, au loc pro cese intense
de gleizare și stagnogleizare, toate acestea determinând con diții improprii dezvoltării plantelor.
Un regim aero -hidric favorabil pentru dezvoltarea plantelor se realizează în solurile cu
textură mijlocie, bine structurate, cu agregate stabile, care prezintă un raport optim între porozitatea
capilară (ce conține apă) și porozitatea necapilară (ce conține aer).
Distrugerea structurii solului și ca atare, înrăutățirea porozității prin defrișări de păduri,
irigații excesive prin aspersiune, lucrări agrotehnice în condiții necorespunzătoare , etc., determină
înrăutățirea regimului aero -hidric al solului. Crearea și m enținerea unu i regim de aer și apă favorabil
se poate realiza prin îmbunătățirea structurii solului, prin executarea de lucrări agrotehnice de bună
calitate și prin măsuri hidroameliorative speciale (dese cări, drenaje, irigații).
Plantele se dezvoltă în c ondiții foarte bune când c ca. 50% din volumul solului este ocupat
de spațiul lacunar (porozitatea totală), iar din acesta 15-20% este ocupat de porii necapilari.
4. Importanța aerului din sol . Pe lângă apă și săruri nutritive, aerul din sol prezintă o mar e impor –
tanță pentru creșterea și dezvoltarea plantelor. Aerul favorizează dezvol tarea porilor absorbanți ai
rădăcinilor, îmbunătățind aprovizionarea cu apă și săruri minerale necesare pentru creșterea
plantelor. Prezența aerului influențează regimul term ic al solului; partea de la suprafață, afânată prin
lucrările agricole se răcește și se încălzește mai ușor, constituind un strat izolator pentru orizonturile
din adâncime. Reglarea regimului termic contri buie, în mare măsură, la asigurarea apei necesară
plantelor. Prezența aeru lui în sol duce la întreruperea capilarității și menținerea vaporilor de apă.
Dintre gazele care compun aerul, oxigenul, azotul și dioxidul de car bon au cea mai mare
importanță atât pentru plantele superioare cât și pentru microor ganismele din sol.
Oxigenul din aerul solului este necesar pentru încolțirea semințelor . Rădăcinile au nevoie de
oxigen pentru respirație. Unele cercetări au arătat că pentru fiecare gram de substanță uscată
formată se consumă un miligram de oxigen. Oxigenul din aerul solului este necesar și pentru
activitatea microorganismelor aerobe și mai ales, a bacteriilor nitrific atoare și a celor sim biotice. Î n
lipsa oxigenului se dezvoltă bacteriile anaerobe, care determină procesele de reducere, ce duc la
formarea combinațiilor chimice incomplet oxidate, care au acțiune toxică pentru plante. Lipsa
oxigenului sau prezența lui în cantitate mică, duc e la apariția proceselor chimice care au ca rezultat
apariția compușilor incomplet oxi dați, dăunători plantelor. Acest lucru se petrece mai ales la
soluril e argiloase din regiunile umede sau cele cu apă freatică foarte aproape de suprafață.
Azotul din aer alături de oxigen prezintă o importanță mare pentru dezvoltarea plantelor.
Deși plantele nu folosesc azotul molecular, el constituie sursa de acumulare a azotului nitric și
amoniacal din sol, în urma activității bacteriilor nitrificatoare și simbiotice.
Dioxidul de carbon din sol este foarte important, fiind sursa de aprovizionare a aerului
atmosferic, de unde se consumă în procesul de asimilație clorofiliană. Prezența acestui gaz în aerul
atmosferic duce la creșterea asimilației clorofiliene și la grăbirea înfloririi și maturării plantelor.
II. – SOLUL ȘI APA
Prin cantitatea mare în care se găsește și pro prietățile ei specifice, a pa este una dintre
substanțele cele mai importante de pe glob. În absența a pei, suprafața Pământului ar fi lipsită de
viață. Din suprafața globului de 510 milioane km2, 360 milioane km2 (71%) este ocupată de apă, mai
ales s ub formă lichidă (mări, oceane, râuri, lacuri). Apa joacă un rol foarte important în procesele de
alterare și deza gregare ale mineralelor și rocilor, ca și în formarea profilului de sol. Transportul
diferitelor combinații chimice, minerale sau organice, pe a dâncimea profilului de sol și formarea
orizonturilor de eluviere sau iluviere se realizează prin intermediul apei care circulă în masa solului.
Deci, de existența și modul de manifestare al apei din sol depind procesele de geneză și evoluție a
solului.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
85
Apa are un rol important și în realizarea fertilității solului, fiind unul din componentele
esențiale ale acesteia. Ea determină solubilizarea, transportul și asimilarea substanțelor minerale de
către plante; apa este componenta solului care asigură în mod permanent schimbul de substanțe
nutritive între sol și plantă. De asemenea, ea conferă și alte însușiri solului, legate de modul de lucr u
al acestuia .
1. Forțele care acționează asupra apei din sol . Apa din so l este supusă acțiunii unor forț e de
prove niență și inten sități foarte diferite. Dintre forțele care acționează, importanță mai mare prezintă
forța gravitațională, forța capilară, forța de adsorbție, forța dato rată tensiunii vaporilor de apă din
sol, forța de sucțiune a rădăci nilor plantelor, fo rța hidrostatică.
Forța gravitațională – acționează asupra apei c are apare în porii necapilari ai solului după o
ploaie abundentă sau după o irigare cu cantități mari de apă. Sub acțiunea gravitației apa se
deplasează pe verti cală umezind solul în profunzime, iar surplusul trece în pânza de apă frea tică. Pe
terenurile înclinate, o parte din apă este deplasată din amonte în aval tot sub acțiunea forței
gravitaționale.
Forța capilară – acționează asupra apei ce se află în porii capilari ai solului și este determinată
de deficitul de presiune ce se creează în capila rele solului.
Fig. 1 – Mișcarea apei pe un teren natural, acoperit cu plante, situat într -o zonă cu umiditate ridicată
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
86
Dacă se introduce un tub capilar într -un vas cu apă, se constată o ridicare a coloanei de apă
în tub la o înălțime H (F ig. 1), iar dacă se pun în contact două tuburi cu diametre diferite, apa se va
deplasa încet de la tubul mai larg la cel mai îngust.
Fig. 2 Ridicarea apei într -un tub capilar
Reținerea și mișcarea apei în toate direcțiile, în tuburile capilare, se datorează forței capilare
la baza căruia stă deficitul de presiune (presiunea capilară). Molecu lele de apă din interiorul
lichidului din tub sunt atrase cu aceeași forță în toate direc țiile, deci sunt în echilibru, în timp ce
moleculele de la suprafața lichidului sunt atrase numai spre interior, iar cele de la contactul cu pereții
tubului sunt atra se spre exterior cu forțe mai puternice (udă pereții tubului).
Aceste forțe determină formarea la suprafața coloanei de lichid a unui menisc concav, sub
care presiunea este mai mică, deci apare așa numitul "deficit de presiune" care este dat de relația lui
Laplace :
rp2
în care = tensiunea superficială; r = raza tubului capilar .
Deci, cu cât raza capilarului este mai mică, deficitul de presiune (forța capilară) este mai
mare și apa se va ridica la o înălțime mai m are.
În sol , există o "împletitură" de pori de diametre și lungimi diferite; din această cauză
fenomenele capilare sunt foarte complexe. Apa capilară nu este antrenată de forța gravitațională, ci se
mișcă lent, în toate direcțiile, de la capilarele cu diametrul mai mare spre cele cu diametrul mai mic.
Forța de adsorbție (de sorbție) – determină reținerea apei la supra fața particulelor de sol.
Această forță este de natură electrostatică și se datorează caracterului dipolar al moleculei de apă și
energie i libere de la suprafața particulelor de sol. Prin această forță este reținută apa higroscopică.
Forța determinată de tensiunea vaporilor de apă – acționează asupra apei sub formă de
vapori. În porii solului plini cu aer se găsesc vapori de apă, care sunt supuși unei presiuni mai mari
sau mai mici în funcție de temperatura și umiditatea solului. Astfel, la aceeași umiditate, tensiunea
vaporilor crește cu temperatura, iar la aceeași temperatură, ten siunea crește cu umiditatea. Deci,
vaporii de apă vor circu la întotdeauna de la zonele mai calde și mai umede (tensiunea mai mare)
spre zonele mai r eci și mai uscate (tensiune mai mică).
Forța de su cțiune a rădăcinilor plantelor – plantele iau apa din sol p rin intermediul p orilor
absorbanți. Forța de sucțiune, la majoritatea plantelor, este de 15 -20 atmosfere. Pe măsură ce apa din
aproprierea rădă cinilor este consumată, o altă cantitate de apă, de la distanțe mai mari, îi ia locul,
creându -se un curent spre rădăcinile plantelor. (Fig. 3)
Forța osmotică – se manifest ă numai în solurile sărăturate și depinde de presiunea osmotică.
Cu cât concentrația sărurilor solubile este mai mare și presiunea osmotică este mai mare, apa va fi
reținută cu forțe mai putern ice în sol. Din această cauză, pe solurile sărăturate, chiar câ nd sunt umede,
plantele suferă, apa trecând din celulele plantelor în soluția solului (așa numita secetă fiziologică).
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
87
Forța hidrostatică (de submersie) – se pune în evidență numai când la suprafața solului se
găsește un strat de apă. Sub greutatea stratu lui res pectiv se creează o forță care determină pătrunderea
apei în sol. Situația se întâlnește în orez ării sau pe terenurile cu băltiri .
2. Potențialul apei din sol și sucțiunea solului . Forțele care acționează asupra apei din sol sunt
foarte diferite și ele se modifică continuu în funcție de cantitatea de apă din sol și de proprie tățile
solurilor (textură, porozitate, conținut în săruri). Astfel, pornind de la un sol uscat, pe măsura creșterii
umidității, acționează forța de adsorbție, urmată de forța c apilară și apoi de forța gravitațională. Cu
cât un sol este mai argilos și are pori mai fini, forțele de adsorbție și capilară sunt mai intense, iar la
solurile sărăturate se adaugă forța osmotică.
Fig. 3 – Modul de proiectare a adâncimii nivelului de apă
Reținerea și mișcarea apei în sol este determinată de acțiunea comună a acestor forțe, însă
ele fiind de natură diferită nu pot fi însumate: de aceea s -a recurs la un indice energetic generalizat,
denum it potențialul apei din sol . Acesta exprimă energia pe care o are apa în sol, datorită căreia
exercită o anumită presiune. Deci, forțele sunt traduse în potențiale sau energii care se exprimă în
unități de presiune (atmosfere, centimetri coloană de apă , etc.), ce pot fi însumate.
În funcție de natura forțelor se disting următoarele potențiale: poten țialul gravitațional
(corespunzător forței gravitaționale); potențialul matricial (corespunzător forței de adsorbț ie și capilare);
potențialul hidrostatic și potențialul osmotic. Prin însumare se obține potențialul total.
Solurile normale nu prezintă exces de umiditate și nu conțin săruri solubile în cantitate mare,
prin urmare, la reținerea și mișcarea apei acțio nează numai potențialul matricial (forța de adsorbție
și capilară). Sub acțiunea acestor forț e apa este atrasă de sol, deci este supusă unei presiuni cu semn
negativ, prezentând un potențial negativ.
Forța cu care este atrasă și reținută apa de către sol se numește forță de sucțiune sau, mai
simplu, sucțiune. Ea poate fi pusă în evidență și măsu rată cu ajutorul unor aparate numite tensiometre,
ce vor fi prezentate la lucră rile practice . Sucțiunea solului, exprimând presi unea la care se află apa în
sol, poate fi măsurată în centimetri coloană de apă, milimetri coloană de mercur, atmosfere, bari,
milibari. Măsurată în centimetri coloană de apă, sucțiunea (forța de reținere a apei) variază de la 1
cm (sol saturat cu apă), până la 10.000.000 cm coloană de apă (sol uscat). Deoarece este incomod
de a se lucra cu cifre mari, Schophield a introdus noțiunea de pF (prin analogie cu cea de pH). Deci
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
88
pF-ul reprezintă logaritmul, în baza zece, a centimetrilor coloană de apă corespunzătoare forței de
reținere a apei de către sol.
3. Curba caracteristică a umidității solului . La același sol forța de sucțiune depinde de cantitatea
de apă conți nută și poate crește de la pF = 0, când solul este saturat cu apă, până la pF = 7, când
solul este uscat. La soluri diferite su cțiunea mai depinde și de alte proprietăți și în primul rând, de
textură. Astfel, la aceeași umiditate, sucțiunea crește de la solurile nisipoase spre solurile argiloase.
Curba caracteristică a umidității solului exprimă legătura ce există între sucțiunea și umiditatea
din sol și ea se obține grafic înscriind pe abs cisă umiditatea solului respectiv, iar pe ordonată
sucțiunea corespunză toare. Luând trei soluri de texturi diferite (nisipoasă, lutoasă și argi loasă), se
obțin trei curbe cu p liuri diferit e (Fig.4 ). Acestea scot în evidență faptul că, la același sol, sucțiunea
scade odată cu creșterea umidității, iar la soluri diferite sucțiunea crește de la cele nisi poase la cele
argiloase.
Curbele caracteristice umidității solului demonstrează că, pentru aprecierea stării de umiditate
în legătură cu aprovizionarea plantelor, trebuie să cunoaștem nu numai procentul de umiditate din
sol, ci și forța de sucțiune a acestuia.
Astfel, în timp ce la 6% umiditate, un sol nisipos se găsește la capacitatea de câmp (CC) și
plantele au apă în cantitate optimă, un sol lutos se găsește la coeficientul de higroscopicitate (CH),
iar un sol argilos este practic, uscat, deci pe ambele soluri plantele nu se dezvoltă, deoarece forța de
sucțiune a lor depășește cu mult forța de sugere a rădăcinilor plan telor. Rezultă că aprecierea reală a
stării de umiditate a solului se face numai cu ajutorul curbei caracteristice a umidității solului.
Fig. 4 – Curba caracteristică a umidității solului
4. Stările apei din sol . Principalele surse de aprovizionare a solului cu apă sunt precipita țiile, pânza
freatică prin ascensiune capilară și ap a de irigație. Pătrunsă în sol, apa este supusă unor forțe
complexe de reținere, care îi imprimă anu mite însușiri. Pentru înțelegerea m ecanismelor de reținere și
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
89
mișcare a apei din sol, aceasta se împarte în mai multe categorii sau forme de apă, și anume: apa
legată în combinații chimice, apa legată fizic și apa liberă.
Apa legată chimic – această formă de apă nu ia parte la procesele fizice ce se petrec în sol și
se găsește sub două forme: apă de constituție și apă de cristalizare.
Apa de constituție intră în rețeaua cristalină a mineralelor sub formă ionică (OH-), ca de
exemplu: Fe(OH) 3; Al(OH) 3, etc. Este strâns legată de rețeaua cri stalină, fiind cedată la temperaturi de
peste 400°C, prin descom punerea mineralului.
Apa de cristalizare este legată de rețeaua cristalină a mineralelor sub formă moleculară (H 2O)
și se elimină la temperaturi mult mai joase (200 °C), fără descompunerea sub stanței. Exemple de
minerale cu apă de cristali zare: 2Fe 2O3 . 3H2O; CaS O4 . 2H2O; MgS O4 . H2O; SO 4Na2 .10H 2O etc.
Apa legată fizic – este reținută la sup rafața particulelor de sol dato rită energiei libere de
care dispun acestea și structurii bipolare a molecu lelor de apă. Particulele rezultate prin dezagregarea
și alterarea mineralelor și rocilor prezintă la suprafață ioni cu sarcini libere pozitive sau negative,
putând să atragă molecula de apă cu un pol sau altul. După intensitatea reținerii, distingem două
forme de apă legată fizic: apa higroscopică și apa peliculară.
Apa higroscopică (numită și apa de higroscopicitate) se formează prin condensarea
vaporilor din atmosfera solului în jurul particulelor de sol până la satisfacerea energiei libere de la
suprafața acestora, realizând o peliculă alcătuită din 16 până la 110 rânduri de molecule de apă.
Fig. 5 – Particulă de sol înconjurată de apa higroscopică (Chiriță, 1955)
Odată cu condensarea vaporilor de apă se pune în libertate o anumită cantitate de căldură, numită
căldură de umectare, care variază între 50 -88 calorii pentru fiecare gram de apă condensată. Această
formă de apă este strâns legată de particulele de sol, la con tactu l cu faza solidă fiind reținută cu circa
10000 atmosfere, iar spre partea exterioară a peliculei cu circa 50 atmosfere ( Fig.5). Din cauza pre –
siunii mari cu care este reținută, apa higroscopică are anumite proprietăți specifice, ce o deosebesc
de apa liber ă, și anume: îngheață la -78°C, are densitatea 1,7, nu are capacitate de dizolvare pentru
sărurile solubile din sol și circulă numai sub formă de vapori. Cantitatea maximă de apă higros copică
formează coeficientul maxim de higroscopicitate. Apa higroscopi că nu este folosită de plante,
deoarece acestea au puterea de sucțiune mult mai mică (10 -35 atmosfere); de aceea, se mai numește
apă fiziologic inac tivă (sau "apă moartă").
Higroscopicitatea fiind un fenomen de suprafață, apa higroscopică variază cu gradul de
mărunțire al particulelor de sol. Astfel, solurile argiloase vor reține o cantitate mai mare de apă
higroscopică, fiind urmate de cele lutoase și apoi de cele nisipoase.
Pe curba caracteristică a umidității, apa de higroscopicitate este delimitată de sucțiuni cuprinse
între pF = 7 și pF = 4,7. Ea se pierde din sol la temperatura de 105°C.
Apa peliculară se realizează la suprafața particulelor de sol peste apa higroscopic ă, sub forma
unei peli cule de diferite grosimi, până l a satisfa cerea totală a capac ității de absorbție a solului
(Fig.6).
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
90
Fig. 6 – Forme ale apei capilare în sol (C hiriță, 1 955)
Pelicula este alcătuită din mai multe rânduri de molecule de apă (1,5-2 ori apa
higroscopică), reținute cu o forță cuprinsă între 50 atmosfere la interior și 0,5 atmosfere la exterior.
Fiind reținută cu forțe mai mici decât apa higroscopică, prezintă capac itatea de a dizolva în mică
măsură sărurile solubile, circulă lent de la pelicule mai groase spre cele mai subțiri pe baza
diferențelor de tensiune superficială și poate fi folosită, într -o oare care măsură, de plantele care au o
forță de sucțiune mai mare de 15 atmos fere.
Pe curba caracteristică a umidității apa peliculară corespunde unui pF cuprins între 4,7 și 4,2,
deci limita superioară a apei peliculare reprezintă coeficientul de ofilire. Fiind reținută la suprafața
particulelor texturale, can titatea de apă peliculară crește de la solurile nisipoase la cele argiloase .
Apa liberă (sau apa nelegată) – se realizează în sol după satisface rea completă a apei
legate fizic, adică apa higroscopică și apa peliculară. Este reprezentată prin apa capilară și apa
gravitațională.
Apa capilară reprezintă apa pe care solul o reține în spațiile capilare și care se mișcă în toate
direcțiile sub acțiunea forțelor capilare. Prin creșterea umidității din sol (peste apa peliculară) se
formează mai întâi apa capilară imobil ă, care mai este cunoscută și sub denumirea de "apă de colț",
deoarece se prezintă ca niște picături izolate la contactul ( „colțul” ) dintre particulele de sol. Este
reținută cu forțe mai puternice și este mai greu folosită de plante. În conti nuare, crește rea umidității
determină unirea picăturilor de apă de colț for mând coloane de apă în spațiile capilare, întrerupte
din loc în loc de bule de aer. Acestea reprezintă apa capilară mobilă, numită și "apă peliculară"
(Fig.7).
Fig. 7 – Apa de adsorbție higroscopică și peliculară
Ea se păstrează o perioadă lungă de timp în sol și este complet folosită de plante. Limita ei
superioară reprezintă capacitatea pentru apă în câmp sau capacitatea de câmp pentru apă a solului.
Creșterea umidității din sol până la formarea în spațiile capilare a unei coloane de apă continue,
neîntreruptă de bule de aer, realizează așa – numita apă capilară ușor mobilă.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
91
Aceasta se întâlnește după ploaie, după aplicarea unei udări sau se menține permanent în
profilul solu rilor cu pânza freatică la mică adâncime. Limita ei superioară reprezintă capacitatea
pentru apă capilară a solului. Cantitatea de apă capilară depinde de textură, structură și porozi tate,
crescând de la solurile nisipoase la cele argiloase și de la soluri le nes tructurate la cele structurate.
Apa capilară are capacitatea de a solubiliza substanțele nutritive, formând "soluția solului".
Aceasta reprezintă categoria cea mai importantă de apă din sol, de prezența ei depinzând
buna aprovizionare a plantelor cu apă și săruri nutri tive și, deci, nivelul producțiilor obținute. Pe
curba caracteristică a umidității apa capilară corespunde unui pF cuprins între 4,2 și 2,5, deci, este
reținută cu forțe între 15 atmosfere și 1/3 atmosfere.
În funcție de sursa de umezire a solului, se deosebesc: apa capilară sprijinită și apa capilară
suspendată.
Apa capilară sprijinită se formează deasupra pânzei freatice, prin ridicarea apei în spațiile
capilarelor până la o anumită înălțime. Stratul de so l umezit astfel, mai poartă denumirea de „franjă
capilară” . Când apa freatică se găsește la mică adâncime, franja capilară se ridică până la suprafață și
solul este permanent umezit la capa citatea pentru apă capilară. Î n alte situații, franja capilară
umezește numai partea inferioară a profilului de sol (solurile freatic umezite).
Apa capilară suspendată se realizează în partea superioară a profilului, prin alimentarea
capilarelor cu apa provenită din precipitații, din irigare, inundații , etc.
Fig. 8 – Forme ale apei capilare din sol
Adân cimea zonei umezite depinde de cantitatea de apă căzută pe sol. Ea nicio dată nu vine în
contact cu franja capilară, de aceea i se spune suspendată. Se pune în evidență la solurile cu apă
freatică la adâncime mare. La aceste soluri, între apa freatică suspendată și cea sprijinită se găsește,
în perma nență, un strat de sol uscat (cu umidități în jurul coeficientului de ofilire), denumit de
Rotmistroff și Vâsoțchi „orizontul mort al secetei” (Fig.8 ). Apa capilară suspendată reprezintă rezerva de
apă a solurilor fără aport freatic.
Apa gravitațională se întâlnește în spațiile necapilare ale solului, unde se menține o perioadă
scurtă de timp, după o ploaie abundentă sau o normă de udare prea mare. Se scurge repede în
profunzime sub acțiunea forței gravitaționale, ajungând în pânza freatică . În drumul ei spre
profunzime, apa gravitațională alimentează celelalte forme de apă din sol. Este folosită de plante o
perioadă destul de scurtă de timp, iar prezența ei determină condiții de anaerobioză în sol. De
asemenea, apa gravitațională spală pe profil o parte din elementele nutritive. Pe curba caracteristică
a umidității, corespunde unui pF cuprins între 2,5 și 0 (zero).
Apa freatică. Dacă apa gravitațională întâlnește în calea ei un strat impermeabil, se
înmagazinează deasupra acestuia formând apa freatică. Aceasta prezintă importanță pentru sol numai
dacă franja capilară se ridică până la nivelul profilului, de u nde poate fi folosită de plante. Î n funcție
de adâncimea apei freatice, se pot întâlni 3 cazuri: adâncimea critică (1), subcritică (2) și acritică (3).
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
92
Fig.9 – Monitorizarea apei freatice
Când apa din pânza freatică se ridică, prin capilaritate, până la suprafața solului, creând
condiții de anaerobioză, avem de -a face cu adâncimea critică. În acest caz solurile au exces de
umiditate și sunt supuse înmlăștini rii sau lăcoviștirii. Dacă apa conține și săruri solubile, solurile sunt
supuse și sărăturării.
Tabelul 2
Clasificarea apelor freatice din Câmpia Română după gradul de mineralizare
Denumirea apelor Reziduu (g/l) Caracterizare
Ape dulci Potabile
Folosite industrial sub 0,2
sub 0,5 Potabile, foarte bune
Ape sălcii Slab sălcii
Mijlociu sălcii
Puternic sălcii 0,5-1,0
1.0-2,0
2.0 – 4,5 Potabilitate bună
Potabilitate slabă
Nepotabile pentru om, slab
potabile pentru animale
Ape sărate Slab sărate
Mijlociu sărate
Puternic sărate
Foarte puternic sărate 4,5- 10,0 10,0 –
25,0 25,0 – 45,0
45,0- 100 Nepotabile
Când franja capilară influențează numai partea inferioară a profilului avem de a face cu
adâncimea subcritică (se formează soluri freatic umede), iar când franja capilară nu atinge profilul de
sol adâncimea este acritică, iar plantele nu pot folosi apa din pânza freatică. Când apa freatică
conține și săruri solubile ce pot duce la sărătu rarea solurilor se folosește noțiunea de mineralizare
critică. Concentrația de săruri la mineralizarea critică pen tru condițiile din țara noastră variază între
0,5 și 3 g/l. După conținutul de săruri, Florea clasifică apele freatice în: dulci, sălcii și sărate (tabelul
2).
Conceptul de adâncime și mineralizare critică a apei freatice , în legătură cu sărăturarea
solului este valabil doar pentru teritorii cu condiții naturale (fără amenajări de drenaj sau irigație și
drenaj); de fapt, cauza sără turării solului (ca și a prezenței apei la mică adâncime) este drenajul sub –
teran deficient al stratului acvifer care poate deveni critic ( Florea; Publi cațiile SNRSS, nr. 16, 1977,
Craiova ). În teritoriile amenajate devine esen țial pentru sărăturarea solului debitul ascensiunii capilare
a apei din stratul acvifer, c are s -ar putea evapotranspira. În funcție de climă și de mineralizarea apei
freatice, se acceptă un debit capilar maxim (considerat critic în legătură cu sărăturarea solului) cuprins
între 1(2) și 5 mm/zi (după Hatet și Stanciu , 1973), care se realizează în sol la adâncimi variate, în
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
93
funcție de textura solului. Pe baza acestor adâncimi au fost propuse adâncimile de desecare pentru
diferite condiții naturale și soluri, între 1,1 și 1,8 m (Florea , 1977).
Apa sub formă de vapori. Se întâlnește în aerul din porii solului, unde provine prin
evaporarea altor forme de apă sau prin pătrunderea aeru lui atmosferic încărcat cu vapori de apă. Se
mișcă în sol prin difuziune, de la zonele cu tensiunea vaporilor mai mare (mai calde și mai umede)
către zonele cu tensiunea vaporilor mai mică (mai reci ș i mai uscate).
Deși procentul de apă sub formă de vapori este mic în sol (aproxi mativ 0,001%), importanța
acestuia în unele soluri este foarte mare. Astfel, în solurile cu umiditate scăzută, apa, fiind puternic
reținută de particulele de sol, nu poate circula decât sub formă de vapori, contribuind, într -o oare care
măsură, la redistribuirea umidității. Când tensiunea vaporilor devine maximă (aerul din sol este
saturat cu vapori), începe fenomenul invers, de condensare a vaporilor și trecere a acestora î n stare
lichidă. Procesul poartă denumirea de condensare capilară. Prin condensare capilară se formează
picături de apă ce ocupă colțurile porilor capilari sau pot umple complet capilarele mici, de unde este
folosită de plante. Rouă internă (sau subterană) reprezintă un alt mijloc de aprovizionare a plantelor
cu apă din vapori. Acestea se formează astfel: noaptea orizonturile superioare se răcesc mai repede
decât cele inferioare, deci vaporii de apă vor circula din interiorul solului (tensiunea vaporilor ma i
mare) spre orizonturile superioare, care, fiind mai reci, determină condensarea vaporilor și
transformarea lor în picături de apă. În deș erturi această apă constituie principala sursă de
aprovizionare a vegetației ce se dezvoltă în aceste zone vitrege.
În general, când umiditatea solului este mai mare decât coeficientul maxim de higroscopicitate
(CH), umiditatea relativă a aerului din sol este de 100%, deci aerul este saturat cu vapori de apă.
Practic, sub adâncimea de 10 cm atmosfera solului este saturat ă cu vapori de apă.
O importanță mare au și vaporii de apă din atmosferă, deoarece, pe de o parte, ei pătrund în
sol și contribuie la aprovizionarea acestuia cu apă, iar pe de altă parte, prezența lor în cantitate mare
în aerul atmosferic, ate nuează efect ul secetelor prin protejarea părții aeriene a plantelor.
5. Indicii hidrofizici ai solului . Aceștia reprezintă anumite valori ale umidității din sol, exprimată
în procente sau valori pF, la care se petrec modificări evidente în ce pri vește reținerea, mob ilitatea și
accesibilitatea apei pentru plante. Pe curba caracteristică a umidității au fost stabilite anumite puncte
convenționale, care corespund unor indici hidrofizici . Principalii indici hidrofi zici sunt: coeficientul
de higroscopicitate; coeficientul de ofilire; capacita tea pentru apă în câmp; echivalentul umidității;
capacitatea totală pentru apă a solului.
Coeficientul de higroscopicitate (CH) . Cunoscut și sub numele de coeficient maxim de
higroscopicitate, reprezintă cantitatea maximă de apă pe care o probă de sol, uscată la aer, o poate
reține la suprafața par ticulelor atunci când este așezată într -o atmosferă saturată în vapori. Valoa rea
coeficientului de higroscopicitate depinde de textură, de conținutul de humus, de conținutul în
diferite săruri și de natura cationilor din sol. Astfel, cu cât un sol este mai bogat în argilă, conține mai
mult humus, are săruri și cationi ce se hidratează puternic, valoarea coeficientului de higros copicitate
este mai mare. Î n general, valorile CH -ului (în procente de volum) sunt cuprinse între 1% și 14%, fiind
de circa 1% la solurile nisipoase, de 8% la cele lutoase și 14% la cele argiloase. Se determină în
laborator folo sind o soluție de acid sulfuric 10%, care creează într -un mediu închis o satura re în
vapori de apă 94%. Indiferent de sol, pe curba caracteristică a umidității, coeficientul de
higroscopicitate corespunde la un pF = 4,7. Prezintă importanță, deoa rece servește la aprecierea
texturii și se folosește la calcularea coeficientu lui de ofi lire (CO = CH 1,5) și echivalentului
umidității (EU = CH 2,73).
Coeficientul de ofilire (CO). Reprezintă limita minimă de apă din sol la care plantele se
ofilesc ireversibil. La această valoare minimă se poate ajunge fie prin scăderea umidității solului
datorită evapotranspirației (pierdere prin evaporație + consumul plantelor), fie prin umezirea solului
uscat până la satisfacerea totală a apei de la suprafața particulelor de sol. Valoarea CO depinde de
aceeași factor i ca și CH și este de aproximativ 2% la solurile nisipoase, până la 12% la cele lutoase și
până la 24% la cele argiloase. Umi ditatea la CO caracterizează tipul de sol și este independentă de
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
94
plantă. Această umiditate depinde, ca și la CH, în primul rând de textura solului (textura solului)
(tabelul 3). Cu cât solul are o textură mai fină, CH și CO au valori mai ridicate.
Tabelul 3
Variația CH și CO în funcție de textura solului
Categoria (texturală) CH% CO%
Nisipoasă Sub 2 1-3
Nisipo -lutoasă 2-3 3-6
Luto -nisipoasă 3-5 6-9
Lutoasă 5-8 9- 13
Luto -argiloasă 8-11 13- 15
Argilo -lutoasă 11-14 15- 19
Argiloasă peste 14 19-24
Coeficientul de ofilire se poate determina pe cale biologică, folosind o plantă test, sau prin
calcul, în funcție de CH, cu relația: CO = CH . 1,5. Pe curba caracteristică a umidității, indiferent de
sol, corespunde unui pF = 4,2. Prezintă importanță mare deoarece arată cantitatea minimă de apă pe
care trebuie să o aibă solul pentru ca plantele să nu moară și în același timp se folosește la calcularea
capacității de apă utilă din sol, a normei de irigație, a normelor de udare și a plafonului minim,
parametri indispensabili lucrărilor de irigație.
Capacitatea pentru apă în câmp ( CC) (sau capacitatea de câmp ) reprezintă cantitatea
maximă de apă pe care solul (saturat cu apă) o poate reține în spațiile capilare o perioadă mai lungă de
timp și pe care o poate pune în mod treptat la dispoziția plantelor.
Se determină numai în teren prin metoda ramelor metrice, umezind în exces o parcelă de
1/1 sau 2/2 m și stabilind cantitatea de apă rămasă după ce s -a pierdut gravitațional exce sul (1 -3 zile).
Solul umezit la capacitatea de câmp conține apă reținută la supra fața particulelor de sol (apă
higroscopică și peliculară) și apă reținută în porii capilari. De aceea, valoarea CC depinde de
textură (care determină cantitatea de apă reținută la suprafața particulelor) și de structură (care
determină porozitatea solului). Astfel, la solu rile nisipoase este de circa 6%, la solurile lutoase este
de până la 32%, iar la solurile argiloase de până la 42% (procente din volum). Pe curba caracteristică a
umidității capacitatea de câmp corespunde unui pF = 2,5.
Cunoașterea CC are o mare importanță , deoarece reprezintă limita superioară a apei utile
pentru plante. Solul aliat la capacitatea de câmp se găsește în condiții optime de umiditate, plantele
găsind cele mai bune con diții de dezvoltare. Creșterea umidității, peste capacitatea de câmp creeaz ă
în sol un excedent de apă, iar scăderea acesteia creează un deficit de umi ditate, împreună cu
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
95
coeficientul de ofilire, capacitatea de câmp participă la calcularea normei de irigare, a normei de
udare, a plafonului minim și a capacității de apă utilă a s olului.
Capacitatea de câmp mai poate fi înlocuită prin umiditatea la 1/3 atmosfere, care
reprezintă cantitatea de apă reținută de o probă de sol saturată, după ce a fost supusă unei presiuni de
1/3 atmosfere. Se deter mină tot în laborator, folosind apara tul de presiune cu placă poroasă.
Echivalentul umidității (EU) reprezintă cantitatea maximă de apă pe care o probă de sol
saturată cu apă o poate reține atunci când este supusă unei forțe de centrifugare de 1000 de ori forța
gravitațională. Se determină în laborator prin metoda centrifugării. întrucât determinarea capa cității de
câmp în teren este dificilă, cerând mult timp, în multe cazuri aceasta este înlocuită cu echivalentul
umidității, care se determină, mult mai repede, în laborator. Valoarea echival entului umidității este
aproximativ egală cu a capacității de câmp la solurile lutoase, este mai mică la solurile nisipoase
(deoarece acestea au o capacitate mai mică de reținere pentru apă) și este mai mare la solurile
argiloase (care, având multă argilă rețin o cantitate mai mare de apă).
Capacitatea pentru apă capilară (Ccap) reprezintă cantitatea maximă de apă pe care o
are solul atunci când toți porii capilari sunt plini cu apă. Se realizează numai deasupra pânzei freatice,
în "franjul capilar", unde porii capilari se umplu cu apă prin ascensiune, menținându -se în per manență
plini. Se poate determina în laborator pe probe recoltate din teren în cilindri metalici. Mărimea
capacității capilare depinde, ca și capacitatea de câmp, de textura și structura solului, crescând de la
solurile nisipoase spre cele argiloase și de la cele nestructurate la cele structurate. Pe curba
caracteristică a umidității corespunde la un pF = 2. Prezintă importanță numai atunci când franja
capilară se ridică până în profilul d e sol, de unde apa poate fi folosită de plante.
Capacitatea totală pentru apă (CT) reprezintă cantitatea maximă de apă pe care o
conține solul atunci când toții pori (capilari + necapi lari) sunt plini cu apă și se determină în
laborator pe probe recoltat e din teren, în așezare naturală, cu cilindri metalici. Mărimea capacității
totale depinde de porozitatea totală a solului, în funcție de care se poate calcula:
DAPTCT%
în care: CT – capacitatea totală pentru apă (% g/g)
PT – porozitate totală în procente v/v
DA – densitatea aparentă (g/cm)
Pe curba caracteristică a umidității corespunde la un pF = 0, deci sucțiunea solului la
această umiditate este nulă. Când umiditatea se găsește capacitatea totală, în sol se cree ază condiții de
anaerobioză.
Permeabilitatea solului pentru apă reprezintă însușirea solului de a lăsa să pătrundă și să treacă
prin el apa. Factorii care influențează permeabilitatea sunt: textura, structura, conținutul în humus și
oxizi de fier, natura mineralelor argiloase, procentul de sodiu schimbabil, conținutul în săruri
solubile, etc.
6. Potențialul capilar . Mișcarea apei în spațiile capilare de jos în sus, numită și ascen siune
capilară, prezintă importanță numai atunci când pânza freatică se află la adâncime mică, de unde
poate aproviziona rădăcinile plantelor. Pentru ridicarea apei printr -un capilar se c onsumă:
Lm = 2*π*r*α
în care: r – raza tubului capilar și
a – tensiunea superficială.
Apa se va ridică până în momentul când greutatea coloanei de apă πr2hgd (πr2 este suprafața
coloanei de apă, cm2; h – înălțimea de ridicare, cm; g – accelerația gravitațională, cm/s2 și d –
densitatea apei, g/cm2) va fi egală cu lucrul mecanic ce se cheltuiește pentru ri dicare ( 2πrα).
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
96
Deci: 2πrα = πr2hgd
Făcând reducerile și știind că la apă d = 1 g/cm3, rezultă:
2α = rhg, de unde h = 2α/rg.
Înlocuind pe α = 74 și pe g = 981 cm2/s,
Rezultă :
r rh15.0
981742
Prin urmare, înălțimea de ridicare a apei în capilare este cu atât mai mare cu cât diametrul
capilarelor este mai mic. La soluri , mărimea capila relor depinde de textură; cu cât textura este mai
fină diametrul capilarelor este mai mic și deci, înălțimea de ridicare a apei este mai mare.
Adâncimea maximă de la care se poate ridica apa în soluri este de până la 0,5 -1 m la
solurile nisipoase, de până la 1,5 -2 m la solurile cu textură mijlocie și de până la 3 -3,5 m la solurile
cu textură fină. În legătură cu ap a freatică se disting trei adâncimi: critică, subcritică și acritică .
Fig.10 – Managementul adâncimii nivelului apei pentru o bună dezvoltare a plantelor
Pentru aprovizionarea plantelor cu apă din pânza freatică, intere sează nu numai înălțimea
de ridic are, ci și viteza de ridicare a acesteia. Viteza de ridicare a apei variază în sens invers cu
înălțimea, adică este mai mare la solurile nisipoase și mult mai mică la cele argiloase. Astfel, pe
solurile argiloase, deși apa se poate ridica de la o adâncime mare, datorită vitezei de ridicare reduse
aportul freatic poate fi mai mic decât consumul plantelor și acestea suferă de umiditate.
Ascensiunea capilară a apei din pânza freatică joacă un rol po zitiv numai când aceasta se
găsește la adâncimea subcritică. Când aceasta se găsește la adâncimea critică, ascensiunea capilară
are o influență negativă, determinând formarea solurilor cu fertilitate redusă (hidromorfe, halomorfe,
gleizate, salinizate, alc alizate). Când pânza freatică se găsește la adânci mea acritică, platele nu pot
folosi apa ridicată prin ascensiune capilară.
Ridicarea apei prin capilare prezintă importanță și la solurile care nu sunt sub influența
pânzei freatice. Astfel, după o ploaie puternică o parte din apă pătrunde în sol sub adâncimea de
răspândire a rădăcinilor plantelor și nu mai poate fi folosită. Datorită ascensiunii capilare, însă, ea se
reîntoarce în zona rădăcinilor și este folosită de plante.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
97
În cazul irigării terenurilor cu aport freatic, trebuie să se aibă în vedere ca normele de
udare să fie mai mici, astfel încât apa infiltrată în sol să nu se întâlnească cu cea ridicată din pânza
freatică pentru a nu deter mina înmlăștinirea sau salinizarea solurilor.
7. Mișcările apei în sol . Regimul hidric al solului reprezintă ansamblu fenomenelor de
pătrundere, mișcare, reținere și pierdere a apei din sol . Regimul hidric reprezintă bilanțul de apă al
solului, care se stabilește făcând o însumare algebrică a tuturor cantităților de apă intrate și ieșite din
sol, de regulă pe un an; se are în vedere și variația umidității în cursul anului.
Apa poate să provină în sol, din precipitații (P), aportul freatic (Af), scurgeri de pe
terenurile vecine la suprafață (Ss) și în interiorul so lului (Si), prin condensarea vaporilor de apă (C) și
din irigații (I). Pierderile de apă din sol se fac prin evaporație (E), transpirație (T), scurgeri în pânza
freatică (A ”f), scurgeri spre alte terenuri la suprafață (S's) sau în interior (S'i).
Rode exprimă bilanțul general al apei din sol, pentru o anumită perioadă cu ecuația:
Rf – Ri = (P + Af + Ss + Si + C + I) – (T + E +A'f + S's + S'i),
(intrări) (ieșiri)
în care: Rf este rezerva de apă din sol de la sfârșitul perioadei considerate;
Ri este rezerva de apă din sol de la începutul perioadei considerate.
Toți termenii bilanțului se exprimă în mm coloană de apă.
Când intrările de apă în sol sunt mai mari decât ieșirile, bilanțul este pozitiv, iar solul are un
regim hidric excedentar, putân d asigura apa nece sară dezvoltării plantelor. Când intrările sunt mai
mici ca ieșirile, regimu lui hidric al solului este deficitar și plantele duc lipsă de umiditate în sol. În
principal, regimul hidric al solurilor depinde de: climă, relief, proprietăți le solului, adâncimea apei
freatice, vegetație, activitatea omului.
Fig.11 – Compararea celor trei zone în care apa se mișcă în sol
Clima influențează regimul hidric al solului, în principal, prin precipitații și temperaturi. Cu
cât precipitațiile sunt mai ridicate și temperaturile mai scăzute, clima este mai rece și solurile sunt
mai umede.
Interdependența dintre condițiile climatice și regimul hidric al unui sol se pune în evidență cu
ajutorul indicelui de ariditate De Martonne și cu ajutorul diferențe i dintre precipitații (P) și
evapotranspi rația potențială (EPT). Astfel, cu cât indicele de ariditate este mai mare, solurile au un
regim de umiditate mai ridicat, și invers. Când P > EPT se realizează în sol un plus de umiditate și,
deci, un curent descendent de umi ditate spre pânza freatică.
Relieful influențează redistribuirea apei din precipitații la suprafața solului. Astfel, pe
terenurile plane toată apa din precipitații se infiltrează în sol, în timp ce pe terenurile în pantă o mare
parte din aceasta se scurge la baza versantului. Terenurile depresionare și de la baza versanților
beneficiază, pe lângă precipitații, și de apa scursă de pe terenurile vecine mai ridicate.
Principala proprietate a solului care influențează regimu l hidric este perme abilitatea. Î n solurile
cu permeabilitate bună apa pătrunde și se înmagazinează pe o grosime mare (solurile lutoase), în timp
ce în solurile cu per meabilitate scăzută (solurile argiloase) apa băltește periodic la suprafață, creând
condiții de anaerobioză.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
98
Dacă apa freatică se găsește la adâncimea critică sau subcritică, contribuie la regimul hidric
al solului prin aportul freatic (Af), menținând solul în permanență umed.
Vegetația influențează regimul hidric prin consumul productiv (T). Cu cât acesta este m ai
ridicat, cu atât perco larea solului este mai redusă. Î n același timp, vegetația protejează pătrunderea
apei din precipitații în sol și împiedică pierderea umidității prin evaporație.
Omul are o influență permanentă și variată asupra regimului hidric al solului, modificându -l
pozitiv sau negativ. Astfel, prin defrișarea pădu rilor se ajunge la stepizare în zonele secetoase, sau la
înmlăștinarea solu rilor în zonele umede. Plantarea de perdele de protecție sau de masive pădu roase,
duce la îmbunătățirea mic roclimatului prin mărirea umidității. Exe cutarea lucrărilor
hidroameliorative (desecare, drenaj, irigații) ameliorează regimul hidric al solurilor.
Ținând cont de factorii prezentați anterior și de intensitatea cu care ei acționează într -o zonă
sau alta, l a noi în țară se întâlnesc următoarele tipuri principale de regim hidric:
Regim hidric nepercolativ. Este caracteristic zonelor cu climat secetos (stepă), unde Iar <
26, ETP > P, iar apa freatică se găsește la adân cime mare. Î n aceste condiții umiditatea din precipitații
nu percolează solul până la umiditatea din pânza freatică, între ele rămânând în permanență un strat
uscat (orizontul mort al secetei). Solurile corespunzătoare acestui regim sunt slab levigate
(kastanoziom, cernoziomuri tipice) cu deficit de umiditate, care necesită prioritar irigarea.
Regimul hidric periodic percolativ. Este caracteristic zonelor ceva mai umede (silvostepă),
cu Iar = 26 -35 și P = ETP. în aceste condiții curentul descendent de umiditate (provenit din
precipitații) poate s ă întâl nească, în anumite perioade mai umede sau în anii ploioși, curentul ascen –
dent de umiditate (provenit din pânza freatică), adică, periodic, solul este percolat pe întreaga
grosime, până la pânza freatică relativ adâncă. Î n acest caz solurile prezin tă o levigare mai intensă
(cernoziomuri cambice; cerno ziomuri argice ș.a), au un deficit de umiditate mai puțin pronunțat și
necesită și acestea irigarea.
Regim hidric percolativ. Este caracteristic solurilor din climate umede (zona de pădure), cu
Iar > 35 și P > EPT. Î n aceste condiții se creează un curent descendent de umiditate, care în fiecare an
percolează stratul de sol până la pânza freatică. Solurile specifice acestui regim sunt puternic
levigate, debazificate, acide, diferențiate textural, unele cu permeabilitate redusă și adesea cu exces
de umiditate în partea superioară (luvosoluri, planosoluri etc). Unele soluri pot necesita lucrări de
afânare profundă și de eliminare a apei stagnante.
Regim hidric exudativ. Se întâlnește în zona de stepă și de silvo stepă, acolo unde pânza
freatică se găsește la mică adâncime (microdepresiuni) și de unde apa se poate ridica prin ascensiune
capilară până la supra fața solului, după care se pierde prin evaporare (solul exudează). Prin
evaporarea permanentă a ape i se depun și se acumulează la suprafața solului săruri solubile,
formându -se solonceacurile. Pentru ameliorarea acestora, se recomandă lucrări speciale de coborâre
a nivelului freatic, irigări de spălare și amendare cu fosfogips.
Regim hidric freatic stag nant. Se întâlnește pe terenurile cu pânza freatică la mică adâncime,
dar în zonele umede (de pădure). Î n aceste condiții apa freatică se ridică prin capilaritate până la
suprafața solului, unde, datorită evapotranspirației reduse, nu se pierde ci stagneaz ă, ducând la
formarea gleiosolurilor. Acestea se ameliorează prin lucrări de desecare și drenaj.
Regim hidric stagnant. Se întâlnește în zonele umede, pe terenurile plane sau
microdepresionare și cu permeabilitate scăzută. Î n aceste con diții apa din preci pitații nu se poate
infiltra în profunzime, ci stagnează la suprafață sau în pr ima parte a profilului de sol. Î n aceste
condiții se formează stagnosolurile, care se ameliorează prin lucrări speciale de eliminare a
excesului de apă de la suprafață (drenaj, arături adânci, arături în coame etc .).
Regim hidric de irigație. Este caracteristic zonelor irigate. Când irigarea se face corect
aceasta nu modifică regimul hidric natural al solu rilor, ci contribuie numai la completarea
deficitului de umiditate pentru plante. Când, însă, irigarea nu se face rațional, se poate trece la un
regim hidric nedorit (ex udativ, percolativ , etc). Astfel, dacă pe solurile cu apa freatică la adâncime
nu prea mare se aplică norme de udare mari, se poate ridica nivelul pânzei freatic e la adâncimea
critică, punându -se în pericol înmlăștinirea și sărăturarea secundară a solurilor.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
99
În afară de aceste regimuri, în unele zone se mai pot întâlni și alte tipuri de regim hidric ca:
regim hidric exudativ în profunzime; regim hidric freatic sta gnant în profunzime și regim hidric
amfistagnant
8. Bilanțul apei: evaporația și evapotranspirația
Bilanțul apei în sol
Bilanțul se calculează pe un șir de 20 -25 de ani, cuprinzând perioade anuale de exces de
umiditate (2 -3 luni/an). Calculul constă în e valuarea volumului de apă în exces care trebuie evacuat.
Mărimea excesului de apă și perioadele din an în care el se produce poate fi determinat prin metoda
bilanțului apei, atunci când se dispune de date pe o perioadă de 20 -25 ani.
Forma generală a ecuați ei bilanțului apei este:
te A AP R Vs f i e 10
unde:
Ve – cantitatea de apă în exces ce trebuie evacuată prin sistemul de desecare, în m3/ha;
Ri – rezerva de apă în sol la începutul perioadei considerate, în m3/ha;
P – precipitațiile căzute în perioada considerată, în mm;
Af – alimentarea stratului activ al solului cu apă freatică, în m3/ha;
As – afluxul de ape străine, în m3/ha;
(e+t) – consumul de apă prin evapotranspirație, în m3/ha.
Calculul bilanțului apei se face lunar, pentru fiecare an din peri oada realizată, iar pentru unul
sau doi ani caracteristici se întocmește și decadal pe perioada de vegetație. Pe această bază se
determină pentru fiecare lună din șirul de ani analizați, frecvența apariției excesului de umiditate,
reținând cazurile când în stratul activ al solului se realizează valori ale umidității mai mari decât
capacitatea de câmp pentru apă. De asemenea, se calculează durata intervalelor cu exces de
umiditate și mărimea acestora, precum și valorile de o anumită asigurare (50 %, 10 %, 5 %, 3 % și 1
%).
a) pentru exces de umiditate temporar, cu caracter stagnant, cauzat de precipitații , pe
terenuri cu pante mici și cu microdenivelări locale, ecuația bilanțului are următoarea formă:
maxWiSte P
unde:
P – precipitațiile căzute î n perioada considerată, în mm;
∑(e + t) – consumul prin evapotranspirație, în m3/ha;
S – apa scursă la suprafața terenului, m3/ha;
i – apa infiltrată în profunzime sub zona rădăcinilor plantelor;
Wmax – cantitatea maximă de apă pe care o poate înmagazina s olul în zona rădăcinilor plantelor, fără
a diminua porozitatea de aerație minim necesară pentru respirația normală a rădăcinilor plantelor și
microorganismelor aerobe.
Această formă simplificată a ecuației bilanțului este suficient de completă în ceea ce privește
factorii naturali care determină excesul de umiditate în vederea stabilirii lucrărilor necesare pentru
prevenirea și combaterea acestuia. Situația este specifică pentru majoritatea terenurilor agricole cu
soluri argiloase permeabile din zonele ume de și subumede, cu soluri argiloase greu permeabile
situate pe terase, câmpii înalte, culmi deluroase și podișuri și pentru o bună parte din crovurile din
Câmpia Română. Astfel volumul apei în exces este:
maxWiSte P Ve
b) pentru excesul de umiditate cauzat de apa freatică cu nivel liber , alimentată din
precipitații, scurgeri din zona înaltă, infiltrații din râuri și din lacuri de acumulare etc., relația
bilanțului este:
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
100
maxWiSte IPnf
unde: I nf – infiltrațiile din râuri, lacuri, ba zine piscicole.
În acest caz volumul apei în exces V e corespunde volumului porozității de aerație minim
necesară pentru respirația rădăcinilor plantelor și microorganismelor, PA min, din spațiul delimitat de
nivelurile N z și N.
z e NN AP V min
unde: N – nivelul ridicat al apei freatice;
Nz – nivelul apei freatice corespunzătoare normei de drenaj z.
c) pentru excesul de umiditate cauzat de precipitații și de apa freatică cu nivelul ridicat,
ușor ascensional, alimentată din precipitaț ii, infiltrații, scurgeri subterane și eventual pierderi de
apă de la irigații în condițiile solurilor argiloase slab permeabile. Bilanțul apei pentru perioadele cu
exces de umiditate este dat de relația:
maxWiSte APf
Pierderea de apă din sol p rin evaporare, într -un timp dat, poate varia în proporții considerabile,
în funcție de condițiile exterioare: condiții atmosferice, prezența sau absența vegetației, prezența sau
absența stratului situat în partea limitelor de posibilitate de ascensiune cap ilară.
Astfel, pentru un sol nisipo –noroios, pierderea de apă prin evaporare este de ordinul unui cm pe
zi, dacă există un strat de 80 cm; ea scade cu un mm dacă stratul este redus la 2 metri. Astfel,
evapora ția crește în proporție de la 1 la 10 dacă un strat mai puțin profund este susceptibil să
alimenteze cu eficacitate evaporarea la suprafață.
Ne vom limita la studiul de pierderi de apă suportate de un sol necultivat drenat normal.
a) SOL NECULTIVAT – conform studiilor, pierderile de apă ale unui sol necultivat pe o
perioadă secetoas ă prelungită calcul at pe decade este efectuat cu ajutorul următoarei
formule:
√ (
)
P – precipitații mm;
a – înălțimea apei evaporate în plus prin sol pe seama rezervel or sale; această înălțime de apă
depinde de cantitatea de apă a solului la începutul decadei; ea variază de la 1 la 10; valoarea
maximă 10 este conservată atâta timp cât deficitul în apă al solului în raport cu capacitatea câmpului
este egală sau inferioar ă la 25 mm .
l – puterea de evapora re a aerului √
unde i – radiații luminoase în calorii pe cm² și
pe zi. l = 0 iarna, l = 25 (în luna mai ), l = 30 (în iulie și august ).
Cifrele obținute pe decadă, pentru o perioadă lungă secetoas ă urmând un ei perioade ploioase
sunt următoarele:
Prima decadă: E = 9,5 mm
A doua decadă: E = 9,5 mm
A treia decadă: E = 9,5 mm
A patra decadă: E = 6,3 mm
A cincea și următoarele: 1 mm, în total: E = 35 mm, fie o treime din rezervele de ape
maxime care pot fi evaluate la 100 mm pentru un sol noroios de textură medie (profunzime 1 m).
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
101
Observăm brusca diminuare a evaporării, atunci când acești 35 mm sunt evaporați; aceasta
corespunde cu „rupt ura legăturii capilare”, evaporarea de 1 mm pe zi este redusă la o fra cție de
numai 1 mm; totuși solul continuă să se usuce încet și poate pierde astfel mai mult de 100 mm.
Aceste pierderi pot fi, după caz, diminuate sau din contră pot să crească dacă există vegetație
prin evapotranspirație .
b) REDUCEREA PIERDERILOR PRIN COMPOST ARTIFICIAL . – Este vorba despre
constituirea unui strat sec de compost pe suprafață care frânează foarte repede evaporarea:
ea poate fi provocată de sol, prin „prăși re” care accelerează formarea superficială a stratului
sec protector. Este de aseme nea, posibil să se suprapună pe sol un ecran protector artificial
prin aport de paie sau rumeguș sau orice sfărâmături foarte aerisite. Henin și Monnier (1961)
observă că evaporarea rapidă este redusă la 8 mm în loc de 35 mm în total; dacă dedesubt , la
compost, profilul hidric se stabilizează rapid, conținutu l în apă variază puțin cu
profunzimea. Apa de drenaj crește în măsura în care micile ploi de vară care depășesc 8 mm
dau loc la o infiltrație profundă; ceea ce face să crească rezervele de apă din sol.
c) CREȘTEREA PIERDERILOR PRIN EVAPOTRANSPIRA ȚIE ALE UNUI SOL ACOPERIT
CU VEGETAȚIE . – În cazul în care solul este acoperit de vegetație, evapotranspira ția, în
perioadă caldă, și pe un sol prevăzut bine cu apă depășește valoarea de 35 mm: ea poate
ajunge la 1 ,6 mm pe zi în climat temperat; Pavlov (1962), pentru un climat de stepă
(Ucraina), apreciază c ă ea poate să ajungă la 70 mm din luna iunie până în august. Doering
(1963) indică pentru California, cifra de 3,5 mm pe zi.
Aceste valori corespund maxime lor: ele definesc evapotranspira ția potențială care
caracterizează un sol bogat în apă, și acoperit de o vegetație joasă (de exemplu pajiște); când
rezervele de apă se diminuează, planta își reduce consumul de apă și în același timp își
regularizează transpira ția, creșterea diminuează corelativ. Evapotranspira ția este atunci inferioară
evapotranspir ației potențiale . Evapotranspira ția este prin consecință cea care scade pe măsură ce
rezervele de apă scad.
Evapotranspira ția reală va fi dată de formula :
√
Dacă V = 0, ajungem din nou la formula dată pentru solul necultivat .
Curba anuală a valorilor evapotranspir ației potențiale, comparată cu curba ploilor, permit e
definirea exactă a unei clime. Aceste curbe permit în plus stabilirea unui bilanț anual privind
alimentarea cu apă a plantelor, în mediu drenat pentru o regiune dată.
Este interesant în special să se stabilească regimul hidric anual al unui profil cu ajutorul unui
grafic care exprimă variațiile pF la diferite profunzimi după anotimp, deci în funcție de timp. Există
două moduri de a construi un astfel de grafic: în ambele cazuri timpul (lunile) sunt în abscisă; pe
rând, este posibil să se aducă pF, prin curba unei profunzimi (de exemplu : 0-10, 30 -40 cm, 80 cm -1
m).
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
102
Fig. 12 – Curba de pF la o adâncime de 40 cm, pentru cinci moduri de lucru
Putem să ducem de asemenea și în rând negativ profunzimile și să legăm toate punctele de
egal pF (cronoizopletă); obținem astfel figuri perfect r eprezentative ale diferitelor stări hidrice ale
solului în funcție de anotimpuri.
III. TEMPERATURA SOL ULUI
Temperatura are un rol important în procesul de solificare și de asigur are a condițiilor
normale de viață pentru plante și microorganismele din sol. Ea influențează, în mare măsură,
procesele biochimice, intensitatea proceselor de alterare a materiei minerale și orga nice, germinația
semințelor, creșterea și dezvoltarea plantelor. Solul, pe de o parte, primește căldură din diferite
surse, iar pe d e altă parte, o pierde pe diferite căi.
Sursa principală de căldură o constituie energia solară, care se apreciază prin constanta
solară. Aceasta reprezintă cantitatea medie de energie solară ce cade în decurs de un minut pe
fiecare cm2 de suprafață a Pământului și este egală cu 1,946 calorii. Cantitatea reală de energie
solară primită de planeta noastră este mică, o mare parte din ea fiind pierdută. Astfel, se apreciază
că circa 40% din energia calorică solară rămâne în spațiul cosmic, circa 17% este absorbită de
atmosferă, circa 10% se reflectă de la suprafața solului în atmosferă și numai 33% contribuie la
încălzirea solului.
Alături de soare, ca surse secundare de încălzire a solului pot fi considerate: procesele
biochimice din sol, condensarea vaporilor de apă, pătrunderea apei din precipitații sau cea de
irigare, descompunerea mate riei organice, căldura telurică degajată din interiorul Pământului și cea
radioactivă rezultată în urma dezintegrării pe cale naturală a substanțelor rad ioactive din masa
solului.
Prin descompunerea biochimică a resturilor organice din sol se degajă căldură. Astfel, prin
descompunerea unui kilogram de gunoi de grajd solul primește 2000 -4000 calorii; de aceea, pentru
încălzirea solurilor argiloase ș i compa cte din zonele umede se recomandă folosirea pe scară largă a
îngrășămintelor organice.
Apa din precipitații sau cea folosită pentru irigații poate contribui la încălzirea solului atunci
când temperatura ei este mai ridicată decât a solului. De exemplu, plo ile calde de primăvară duc la
încălzirea solului, care este mai rece în această perioadă.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
103
Condensarea vaporilor de apă duce, de asemenea, la degajarea de căldură, care contribuie la
încălzirea solurilor. Căldura degajată din inte riorul Pământului (căldura telurică) contribuie, în mai
mică măsură, la încăl zirea solurilor. Astfel, cu fiecare 30 m adâncime temperatura Pământului
crește cu aproximativ 1°C.
Pierderea energiei calorice din sol se face prin difuzarea radiațiilor calorice în atmosferă,
prin evapo transpirație, prin topirea gheții și prin propagarea energiei calorice de la suprafață spre
adâncimea solului.
1. Proprietățile termice ale solului . Încălzirea solului depinde de proprietățile termice pe care le
prezintă, dintre care mai importante sunt: capacitatea de absorbție a căldurii; căldura specifică și
conductivitatea termică.
Capacitatea de absorbție a căldurii reprezintă proprietatea solului de a înmagazina și păstra
căldura în masa sa.
O parte din radiați a solară ajunsă la suprafața solului este reflec tată, iar o parte este
absorbită. Procentul de radiație solară reflectată poartă denumirea de albedou, iar capacitatea de
radiație solară absorbită care contri buie la încălzirea solului poartă denumirea de capacitatea de
absorbție a căldurii.
Factorii care influențează încălzirea solului:
culoarea solului – solurile de culoare închisă au capacitatea de absorbție de 85 -90% (deci un
albedou de 10 -15%), iar solurile de culoare deschisă absorb 65 -75% din radiați a solară
(albedoul este de 25 -35%); din această cauză se încălzesc mai puțin decât primele;
natura solului – solurile nisipoase se încălzesc și se răcesc mai ușor decât cele argiloase, iar
solurile bogate în humus au o capacitate mai mare de înmagazinare a căldurii;
gradul de afânare a solului – solurile afânate se încălzesc mai repede și înmagazinează mai multă
căldură decât cele îndesate;
gradul de acoperire cu vegetație – solurile acoperite cu vegetație se încălzesc și se răcesc mai
încet în comparație c u cele descoperite, unde amplitudinile de temperatură sunt mai mari;
gradul de acoperire cu zăpadă – contribuie la menținerea căl durii în sol și la protejarea
împotriva înghețului;
expoziția solului – solurile de pe versanții sudici (în emisfera nor dică) primesc o cantitate mai
mare de căldură; urmează expoziția estică, vestică și nordică;
panta terenului – cu cât razele solare formează cu linia terenului un unghi mai apropiat de 90°C
cantitatea de căldură primită de sol este mai mare;
temperatura ae rului și precipitațiile – soluri situate în zone calde și secetoase primesc mai multă
căldură decât cele situate în zonele mai reci și mai umede.
Încălzirea solurilor mai depinde de latitudine, altitudine, nebulozi tate, curenți de aer, zi –
noapte, anotimpuri , etc.
Căldura specifică a solului reprezintă cantitatea de căldură nece sară p entru a ridica
temperatura cu 1 °C a unui cm de sol în așezare natu rală (căldură specifică volumetrică, cal/cm3), sau a
unui gram de sol (căldură specifică g ravimetrică, cal/g).
Căldura specifică a solului depinde de căldura specifică a componen telor sale (tabelul 4). Cu cât
solul va fi alcătuit din compuși cu căldură specifică redusă, cu atât se va încălzi mai repede și mai
mult. Apa are cea mai mare căldură specifică (1,00) iar aerul cea mai mică (0,00036 cal/cm3); din
această cauză solurile argiloase, care conțin multă apă și puțin aer, se încălzesc mai greu, în timp ce
solurile nisipoase, care conțin puțină apă și mult aer, se încălzesc mult mai ușor. Solu rile care conțin
exces de apă se încălzesc întotdeauna mai greu și mai puțin, din această cauză sunt consi derate
„soluri reci ”.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
104
Tabelul 4
Căldura specifică a unor componente ale solului
Componente Căldura specifică
cal/g cal/cm3
Nisip 0,194 0,517
Carbonat de calciu 0,214 0,582
Argilă 0,233 0,576
Aer 0.239 0,00036
Materie organică 0.477 0,601
Apă 1.00 1,00
Conductivitatea termică a solului reprezintă însușirea solului de a transmite căldura și se
apreciază prin coeficientul de conductivitate termică K, care este dat de cantitatea de căldură ce
străbate în timp de o secundă 1 cm de sol, când între fețele acestuia există o diferență de tem peratură
de 1°C. Conductivitatea termică a solului depinde de conductivitate fiecărui component al acestui a
(tabelul 5) și se exprimă în cal/cm3/s.
Tabelul 5
Conductivitatea termică a unor componenți ai solului
Componenții Conductivitatea calorică (calorii/cm3/s)
Nisip 0,0093
Argilă 0,0022
Apa 0.0013
Materie organică 0.00027
Aer 0,000056
Aerul are conductivitatea termică cea mai sc ăzută (0,000056 cal/ cm3/s), în timp ce apa are o
conductivitate termică mult mai mare (0,0013 cal/cm3/s). Din această cauză solurile nisipoase, care
conțin mult aer, se încălzesc foarte ușor, însă, numai la suprafață, în timp ce , la câțiva centi metri
adâncime sunt răcoroase, având o conductivitate termică redusă. Solu rile argiloase (care conțin mai
multă apă) se încălzesc mai greu, însă pe o adâncime mai mare datorită faptului că apa, pe lângă
căldura specifică, are și o conductivitate termică mult mai bu nă decât aerul. Î n același timp solu rile
argiloase, în comparație cu solurile nisipoase, se răcesc mai încet noap te, datorită conductivității
termice bune, transmit căldura în mod treptat din straturile inferioare spre cele superioare.
2. Regimul termic al solului . Prin regim termic al solului se înțelege totalitatea fenomenelor de
pătrundere, înmagazinare și pierdere a căldurii din sol sub acțiunea dife riților factori . Se exprimă
cantitativ prin bilanțul termic al sol ului, cu relația:
Q = (S' + D) – R – Eef ± P ± LE ± V
în care:
Q – cantitatea de căldură primită sau pierdută de către sol în unitatea de timp;
S' + D – fluxul de radiație solară directă și difuză ajunsă la suprafața solului; R – radiația
reflectată de sol;
Eef – radiația efectivă a solului;
P – căldura migrată în profunzimea solului ziua sau spre suprafața solului noaptea;
LE – consumul de căldură pentru evaporarea apei din sol (L) și căldura de condensa re a
vaporilor de apă din sol (E);
V – schimbul de căldură dintre sol și atmosferă; Semnul "±" indică posibilitatea pătrunderii
căldurii din sol în condiții de zi și noapte.
Bilanțul termic poate fi pozitiv, situație în care Q crește și solul se încălzeșt e, sau negativ,
când Q scade iar solul se răcește.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
105
În funcție de dinamica în timp, la soluri se poate întâlni un regim termic diurn, lunar,
sezonier, anual, multianual, iar după caracteristicile lui poate fi: echilibrat, blând, exagerat de rece,
exagerat d e cald , etc.
Datorită compoziției heterogene a solurilor, relațiile lor cu căldura sunt foarte variate. Astfel,
solurile afânate, nisipoase, care au o căldură spe cifică mai mică și o conductivitate termică redusă se
încălzesc ziua puter nic la suprafață, deoarece nu transmit decât puțină căldură în profunzime . În
cursul nopții ele se răcesc, mult mai repede, deoarece pierd ușor căldura de la suprafață, iar în
straturile inferioare au o rezervă mai mică de căldură. Solurile umede și tasate, având o căldură
specifică și o conducti vitate termică mai mari, se încălzesc mai puțin ziua la suprafață, deoarece o
parte din căldură o transmit straturilor inferioare. În timpul nopții însă, ele se răcesc mai încet,
fiindcă dispun de o rezervă mai mare de căldură în adâncime.
Între dinamica încălzirii solului și a aerului există un decalaj. Astfel, solul se încălzește și se
răcește mai greu decât aerul; de aceea, el este mai rec e seara și mai cald dimineața. Î n timpul unei
zile, solul înregistrează temperatura maximă la ora 15, după care începe să se răcească, realizând
cea mai mică temp eratură la răsăritul soarelui. Î n timpul unui an solul începe să se încălzească în
martie, atingând maximul în iulie (în emisfera nordică). Pe adâncimea solului variațiile zilnice de
temp eratură se transmit până la 1 m, iar variațiile anuale până la 10 m.
Regimul termic al solului exercită o influență impor tantă asupra climatului înconjurător.
Astfel, solurile umede și reci determină scăderea temperaturii aerului înconjurător, în timp ce
solurile uscate și afânate (nisipurile) duc la creșterea temperaturii aerului. Cele mai ridicate
temperaturi ale aerului se înregistrează la suprafața nisipurilor.
În ultimul timp se folosește mult noțiunea de "microclimatul solu lui", care exprimă condiții
specifice de climă pe o suprafață restrânsă de teren și care au o mare influență asupra dezvoltării
plantelor.
Regimul termic al solului are o deosebită importanță pentru dezvolt area plantelor și pentru
practica agricolă. Astfel, ger minația semințelor, creșterea rădăcinilor, dezvoltarea generală a plantelor
sunt strâns legate de anumite temperaturi în sol. Temperaturile minime la care semințele pot
germina și plantele de cultură se pot dezvolta sunt cuprinse între 1 -15°C; temperaturil e optime sunt
cuprinse între 20 -30°C, iar temperaturile maxime ajung până la 40 -50°C.
Stabilirea epocilor de semănat se face ținând cont de regimul termic al solului. Pe solurile care
se încălzesc mai repede (nisipuri) semănatul poate să înceapă primăvara cu mult mai devreme decât pe
solurile reci (argiloase).
Activitatea microbiologică din sol este strâns corelată cu regimul termic. În solurile reci
activitatea microbiologică este scăzută și din această cauză humificarea este redusă, resturile organice
acumulându -se la supra fața solului în stare puțin transformată.
Intensitatea proceselor de solubilizare a sărurilor din sol și gradul de absorbție a l apei și
elementelor nutritive de către rădăcinile plantelor sunt corelate cu temperatura solului, desfășurân du-
se în condiții optime la tem peraturi medii ale acestuia.
O deosebită importanță practică o prezintă fenomenul de îngheț și dezgheț al solului. Apa
din sol nu îngheață la 0°C ci la temperaturi mult mai scăzute (apa din porii fini îngheață la -18°C).
Înghețul solului poate determina degenerarea și pierderea culturilor, iar înghețul determină "des-
călțarea" plantelor. Evitarea acestor fenomene nedorite se poate realiza prin prezența unui strat de
zăpadă, care are rol izolator la suprafața solului; el diminuează efectul temperaturilor scăzute din
timpul iernii, iar primă vara dezghețul solurilor acoperite cu zăpadă începe mai devreme și se pro duce
treptat.
Regimul termic al solului poate fi influențat prin lucrări de afânare, care permit pătrunderea
aerului cald în sol; prin încorporarea resturilor organice, care prin descompunere degajă căldură;
prin acoperirea solului cu diferite materiale (mulcire); prin reținerea zăpezii la suprafața solului; prin
eliminarea excesului de umiditate prin desecare sau drenaj; prin iriga rea solurilor cu apă mai caldă
pentru solurile reci (apa se ține în bazine în bătaia soarelui) sau irigarea cu ape mai reci pentru
combaterea arșiței , etc.
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
106
Realizarea în sol a unui regim termic optim, în corelare cu satisfa cerea și a celorlalți factori
de fertilitate, asigură obținerea unor producții ridicate și de bună calitate.
IV. ALTE PROPRIETĂȚI FIZICE
1. Densitatea solului se definește prin masa unității de volum a părții solide a solului și
reprezintă raportul dintre masa unei probe de sol (M) complet uscate și volumul ocupat de
particulele solide minerale și/sau organice (Vs).
D = M / Vs (g/cm3 sau t/m3)
Valoarea dens ității solului depinde de alcătuirea părții solide, compoziția chimică a
componentelor solului și de structura cristalină a mineralelor din sol. În funcție de raportul dintre
diferite componente ale solului valorile densității variază între 2,5 și 2,8 g/cm . Valorile cele mai
mari ale densității (2,7 – 2,8 g/cm3) se înregistrează la nivelul orizonturilor Bt și Bs. Densitatea
orizonturilor ale unor soluri de pajiști, ale celor din seră fertilizate cu doze mari de îngrășăminte
organice sau ale lăcoviștilor se încadrează în intervalul valorilor densității cuprinse între 2,5 și 2,6
g/cm3. Valorile densității sunt folosite la calcularea porozității totale a solului și la aprecierea
compoziției solului, care depinde de proporția între partea organică și cea mineral ă a solului.
2. Densitatea aparentă este definită de raportul dintre masa solului uscat aflat în așezare
nemodificată și volumul total al solului.
DA = M / Vs + Vp
În care: D A – densitatea aparentă (g/cm3)
M – masa solului (g)
Vt – volumul total al solului (cm3)
Vs – volumul părții solide a solului (cm3)
Vp – volumul porilor (cm3).
Cunoașterea valorilor densității aparente este importantă pentru caracterizarea stării de
așezare (afânată, tasată), porozității totale și de aerație și calculul necesar exprimă rii în procente de
volum și în rezerve pe grosimi cerute pe unitate de suprafață (m3/ha, t/ha, etc.).
Valorile densității aparente cresc pe profil concomitent cu scăderea conținutului de materie
organică dar tind să fie mai mici pe măsură ce crește conțin utul de argilă. La același conținut de
argilă densitatea aparentă se mărește odată cu creșterea conținutului de praf și de nisip grosier.
Încorporarea resturilor vegetale, îngrășămintelor organice, îngrășămintelor verzi în sol determină
îmbunătățirea stări i de afânare și scăderea valorii densității aparente.
3. Porozitatea solului este însușirea fizică care exprimă proporția porilor din sol, ocupați cu
apă și aer. În practică, porozitatea totală (PT – cm3/100cm3) se calculează în funcție de
valorile densității (D – g/cm3) și a densității aparente ( DA – g/cm3) cu următoarea formulă:
PT = ((D – DA)/D) 100
Formula de mai sus ne dă porozitatea totală a pământului fin.
Porozitatea totală corespunzătoare întregului volum de sol, numită și porozitate e dafic eficientă
(pământ fin + schelet), se calculează cu formula:
GENEZA SOLULUI. GENERALITĂȚI
107
PTee = (PTpf (100 -S))/100
Unde: PTee – porozitatea edafic eficientă (% din volum)
PTpf – porozitatea pământului fin (% din volum)
S – conținutul de schelet (% din vo lum).
Fig.13 Metodă de prelevare a unui sol pentru a i se determina porozitatea
Porozitatea edafic eficientă exprimă volumul total al porilor raportat la volumul total al
solului. La soluri fără fragmente de rocă mai mari de 2 mm, noțiunea de porozitate edafic eficientă
se identifică cu porozitatea pământului fin întrucât volumul porilor are valori relativ omoge ne în
cadrul întregului orizont pedogenetic sau stratului de sol analizat (Canarache, 1990).
Fig.14 Diagrama de porozitate a unui sol cultivat
m – substanța solidă, a – conținutul de aer,
o – conținutul de apă
Ponderea macroporilor din sol se micșorează pe măsură ce textura solului este mai fină.
Micșorarea porozității totale ca urmare a procesului de argiloiluviere sau a compactării sub
influență antropică, se manifestă prin scăderea volumului porilor grosieri și mijlocii, însoțită de
creșt erea volumului porilor fini. În soluri fără aport freatic porozitatea drenantă este egală cu
porozitatea de aerație. Limita de aerație evidențiată de umiditatea maximă pe care o poate avea solul
fără ca aerația să fie deficitară este corespunzătoare unui c onținut de aer de 10%.
Aprecierea justă a rolului porilor din sol se poate face numai pe baza cunoașterii continuității
porilor. Continuitatea porilor este greu de determinat. Aprecierea indirectă a continuității porilor se
poate face comparând valorile p orozității cu cele ale unor indici ai permeabilității. (Canarache,
1991).
Copyright Notice
© Licențiada.org respectă drepturile de proprietate intelectuală și așteaptă ca toți utilizatorii să facă același lucru. Dacă consideri că un conținut de pe site încalcă drepturile tale de autor, te rugăm să trimiți o notificare DMCA.
Acest articol: CONCEPȚIE DINAMICĂ A ȘTIINȚEI SOLULUI Pedologia este știința care se ocupă cu studiul solului sub raportul alcătuirii și morfologiei, genezei,… [625237] (ID: 625237)
Dacă considerați că acest conținut vă încalcă drepturile de autor, vă rugăm să depuneți o cerere pe pagina noastră Copyright Takedown.