concepție dinamică a științei solului Pedologia este știința care se ocupă cu studiul solului sub raportul alcătuirii și morfologiei, genezei,… [308336]

CAPITOLUL 1

I – Pedologia:

concepție dinamică a [anonimizat], evoluției, [anonimizat], 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 [anonimizat], etc.

[anonimizat] „pedologie” [anonimizat], [anonimizat], descriere. Denumirea de pedologie a fost utilizată pentru prima dată de către Frederich Fallou în 1862, [anonimizat] a pus bazele sale științifice este considerat savantul rus V. Docuceaev.

[anonimizat], cu o [anonimizat]. [anonimizat], a modului său de formare și evoluție, a [anonimizat] a [anonimizat] a satisface aceste exigențe.

II – GENEZA SOLULUI

Definiții. Climatul solului

Prin climat atmosferic se înțelege starea medie a atmosferei unui teritoriu sau altul ([anonimizat], regiuni, etc.), caracterizată prin parametri medii ai elementelor meteorologici (temperatura, [anonimizat], [anonimizat].).

[anonimizat] o au:

– [anonimizat], precum și procesele biologice. [anonimizat]-[anonimizat]; însă, procesele de solificare nu se opresc pe deplin după perioada de vegetație.

– indicatorii medii anuali (globali) [anonimizat] (toamnă, iarnă).

O importanță deosebită o reprezintă caracterizarea climatului: temperatura și umiditatea. [anonimizat] „[anonimizat]-climatice" sau „[anonimizat]".

[anonimizat], poate fi caracterizată cu ajutorul „coeficientului anual de umezire” (CU) [anonimizat]: pentru zona de pădure de 1,38; pentru silvostepă 1,0; pentru stepa cernoziomului 0,67 și pentru zona de stepă uscată 0,33. [anonimizat], s-au separat următoarele zone (Budâko, 1968):

Tabel 1

[anonimizat] a climatului, [anonimizat]:

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 pedogeneză un rol deosebit îl joacă climatul local, denumit „microclimat", incluzând stratul de aer de lângă sol până la înălțimea de 2 m, care este determinat, în principal, de formele de relief, de expoziția versanților și caracterul învelișului vegetal.

Rolul multilateral al climei ca factor de solificare constă în următoarele:

climatul este factorul indispensabil dezvoltării proceselor biologice 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, acumularea produșilor de pedogeneză, etc.) ca și a resturilor organice din sol;

nu în ultimă instanță, climatul exercită o mare influență asupra proceselor de eroziune a solurilor prin vânt și apă.

II. – tipuri de evoluție ale 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 acesteia 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 alpin al munților înalți:

Etapele colonizării:

Carex firma → Elyna spicata ← Carex curvula (climax).

Soluri:

Rendzină galbenă (pH 7,5) → Rendzină brună → Sol humic (pH 4)

La mare și respectiv în deltă:

Etapele colonizării:

Specii pioniere (Mușchi și Salcii pitice) → 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 rocii 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 moale, 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 stejarului, transformat în stejar 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 mame: solurile climatice analogice 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 solurile degradate pe stejărete – Este foarte greu să definim climaxul stejărișului, 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 climax; 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 degradare 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 analogice; și apoi să opunem solurile cu soluri degradate care ocupă 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 vegetației forestiere și ale solului. Pădurea aproape de climax, este un stejărete 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 aspecte 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 decarbonatat și ușor acid; numai orizontul profund (orizontul B) arată diferențe marcante: 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, aceste 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 unei peluze xerofile, 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 echilibre vegetație-sol, total distincte de echilibrul 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

b. Soluri analogice și soluri degradate ale brădetelor de pe dealuri – Pădurea de pe rocă silico-aluminoasă, este definită perfect; este un brădet amestecat cu foioase: fag la altitudini ridicate și pe versanți reci, gorun la altitudini inferioare și pe versanți calzi. Rocile mamă sunt în număr de trei: granit, gresie vosgian (foarte mare), gresie permian (gresie fină, relativ mai bogată în argilă și în rezerve de cationi schimbători). Pe aceste roci-mamă, proprietățile sunt aproape asemănătoare, solurile analogice 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 oligomorf, cu mull 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 nedepășind stadiul de sol brun podzolic.

c. Solurile analogice și solurile degradate 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 profunde fiind diferite.

Cernoziom pe loess A1 (0-50): Mull calcic gri închis, cu cocoloașe, cu împletire fină de rădăcini de Graminee; C1-C : loess un pic îmbogățit în carbonate la partea superioară.

Rendzină forestieră, pe coluviu calcaros; A1 (0-35): Mull calcic, gri brun, cu cocoloașe, presărat cu pietre calcaroase; C: coluviu calcaros, amestec de pietre și de elemente fine, culoare brun gălbuie.

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, puțin 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 A2 și chiar în B.

Sol brun cu scoarță calcaroasă

Sol uscat pe coluviu acoperit de o crustă hidromorfă

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.

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 A1 și A2.

Bg (50-80): orizont îmbogățit 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 de 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 distrugătoare 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 măsură de evoluția progresivă pornind de la un litosol, care a fost studiat precedent. Ca o regulă generală, ea este cu atât mai rapidă și mai ușoară cu cât degradarea pedologică a solului este mai puțin accentuată.

Astfel, dacă examinăm cazurile pe care le avem în desenele precedente, 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 „preclimax” 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 stejarului. Un teren sterp bătrân, pe un podzol, din contră, nu numai că nu evoluează în general spre pădure, dar în plus este foarte greu să îl folosești la împădurirea artificială. În afară de stejarul roșu american, foarte puține specii foioase pot trăi aici.

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, diferită de a silicaților primari. Aceștia sunt principalii constituenți ai argilei: silicații de aluminiu, mai mult sau mai puțin hidratați, cu formula generală nSiO2Al2O3mH2O. În funcție de cantitate de siliciu raportată la cantitatea de aluminiu raportul molecular R = SiO2/Al2O3 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 microcristalină, 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 textură 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 elementelor 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 teorie explică de ce elementele structurale din soluri alcalizate sunt instabile în apă și stabile în soluții saline concentrate.

Putem distinge patru familii mari de argile, caracterizate de diferite proprietăți:

Caolinitul, 2SiO2Al2O32H2O, mai sărac în siliciu, 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, 4SiO2Al2O32H2O, 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 grup 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 chimice și microcristaline:

a. Structură din 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 [Si4O10(OH)2]-6;

Fig. 6 – Schema suprafeței tetraedrice

– pe o suprafață de octaedru de aluminiu 4Al12+ denumite dioctaedri (2 octaedri pe numai 3 singuri ocupați de un 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 SiO2/Al2O3 = 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 SiO2/Al2O3 = 4.

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, este 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, încărcate 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.

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, rezultă 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 potasiu. 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 tip de alterare produce foarte rar acest mineral.

b) Originea formației 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 cristalină 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 chiar 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 slabă pentru argilele calcice (argila Ca).

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 dispersați, 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 SiO2/Al2O3 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.

Elementele constituente ale solului

Solul conține elemente organice, în general minoritare, și elemente minerale, care constituie majoritatea elementelor din masa sa.

Elementele organice cuprind o fracțiune a structurii mai puțin organizată (fibroasă de exemplu), și o fracțiune a stării foarte fină, (coloidală) fără o structură clară. Aceștia sunt compușii huminici apăruți pe microorganismele din sol, pe diverse resturi vegetale sau datorate unei lente descompuneri.

Elementele organice din sol și de 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:

descompunerea rapidă și completă a resturilor organice, vegetale și animale, până la produși finali de descompunere – C, CO2, H2O, NH3, săruri, etc., care poartă numele de mineralizarea materiei organice;

descompunerea 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 predomină puternic mineralizarea, alteori descompunerile sunt foarte lente, fiind, posibile acumulările de resturi organice puțin transformate. Predominarea unuia sau altuia 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.

Mineralele sunt corpuri naturale și omogene din punct de vedere fizico-chimic, formate în scoarța pământului ca urmare a combinării chimice a diferitelor elemente. În litosferă 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 elementelor chimice cunoscute, reprezentând doar 0,5%. În formarea solurilor, 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 masa întregii scoarțe 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 reprezintă împreună cu sulfații 0,3-0,4% din greutatea litosferei. Cel mai răspândit mineral al acestei clase este bisulfura de fier (FeS2) care apare în scoarța terestră sub formă de pirită și marcasită.

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 – CaF2, silvina – KCl și carnalita – MgCl2KCl.6H2O.

Clasa oxizilor și 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 (SiO2) ce se prezintă sub formă de cuarț cristalizat, calcedonie, opal fin cristalizat și amorf, silexul, oxizii și hidroxizii de fier – magnetitul (Fe2O3), hematitul și limonitul (Fe2O3.nH2O); oxizii și hidroxizii de aluminiu – hidrargilitul sau gipsitul (Al(OH)3), diasporul (Al2O3.nH2O), boehmitul (AlOH) și corindonul, (Al2O3); oxizii și hidroxizii de mangan – piroluzita (MnO2 sau MnO2.nH2O), manganitul (MnOOH), hausmanitul (Mn3O4) și psilomelanul (Mn2O3.nH2O).

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 RO3, RO4 sau SiO4, mineralele din această clasă se împart în trei subclase și anume: săruri oxigenate cu ioni RO3, (carbonați, nitrați și borați), săruri oxigenate cu ioni RO4, (sulfați, fosfați, cromați, molibdați, etc.), săruri oxigenate cu ioni de SiO4 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 solurilor, a însușirilor lor fizice și fizico-mecanice, a regimului de aer, de căldură 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 desfășoară 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 solificarea se desfășoară 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 rocilor compacte profilul este mai redus. Pe rocile compacte, acide se formează soluri debazificate cu textură grosieră, cu o permeabilitate ridicata, sărace în humus și în elemente nutritive.

Solurile formate pe roci bazice sunt soluri rezistente la debazificare 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, granite-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 diferite, 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 anumitor roci de solificare: rendzinele se formează pe calcare, vertisolurile pe argile gonflante, etc.

Roca parentală are un rol important și în formarea structurii învelișului de soluri. Astfel, la un material parental uniform se constată o mare uniformitate a învelișului de soluri; 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:

rocile ultrabazice (calcare, dolomit, gips), indiferent de zona în care se întâlnesc, duc la formarea Rendzinelor.

roci care determină caracteristici particulare în cazul marnelor (Faeozim marnic), sau calcarelor bogate în oxizi de fier (Eutricambosol rodic).

roci care nu au un rol hotărâtor în geneza solurilor, dar toate caracteristicile 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 – Psamosolurile – prezintă o fertilitate redusă datorită proprietăților materialului parental pe seama cărora s-au format.

Distribuția rocilor determină și uniformitatea învelișului de soluri, de aceea, cu cât acestea sunt mai uniforme cu atât solurile prezintă o uniformitate mai ridicată.

Clima, în procesul de pedogeneză, acționează prin intermediul vegetației atât direct cât și indirect iar dezvoltarea și distribuția acesteia este influențată de parametrii climatici (temperatura și precipitațiile). Spre exemplu, cu o intensitate mult mai mare se manifestă descompunerea resturilor vegetale în zona de stepă, comparativ cu zonele mai reci, unde descompunerea este mult mai lentă, resturile organice fiind nedescompuse sau parțial descompuse.

Temperatura 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 mediu mai cald comparativ cu ciupercile, care contribuie la descompunerea resturilor vegetale în zone mai reci.

Atât clima cât și temperatura sunt în strânsă legătură cu precipitațiile, care acționează prin percolare, stagnare și scurgere, producând diferite procese care influențează pedogeneza solurilor: de exemplu, conținutul de argilă 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 precipitațiile, carbonatul este levigat pe profilul de sol, astfel că 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 eoliană și hidrică 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 stepă, 50 în zona de pădure și peste 80 în zona montană.

Vegetația influențează formarea solului prin furnizarea de materie organică 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 vegetația. Astfel, în zonele de stepă, pe seama descompunerii resturilor vegetale provenite de la vegetația ierboasă bogată în elemente bazice, cantitatea de humus rezultată este mai mare, acesta fiind alcătuit din acizi huminici care imprimă solurilor o culoare închisă. Solurile formate sunt bogate în humus și elemente bazice care determină un grad înalt de fertilitate – Cernoziomurile. Solurile formate în zonele de pădure sunt caracterizate printr-o mare aciditate, conținut scăzut în elemente nutritive, materia organică este slab humificată (se formează humus brut) iar activitatea biologică este redus – Districambosolurile. Foarte importanta este și proveniența resturilor vegetale, deoarece sub vegetația provenită din podurile de foioase, acestea 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 stabili 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 consideră că, anual trec prin tubul digestiv al râmelor o cantitate de sol cuprinsă între 50 și 600 t/ha.

2.4 ROLUL RELIEFULUI ÎN PEDOGENEZA

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 relațiilor 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 tectonice, 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, zone 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 atracție 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 externi.

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 structurii învelișului de soluri, a contrastului 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: macrorelief; 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 și 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 structura învelișului de soluri în limitele concrete ale landchaftului și caracterul mezocombinării solurilor.

Microrelieful. Este dat de forme mici de relief care ocupă suprafețe neînsemnate, cu oscilații relative ale înălțimii de circa 1 m: movilițe, depresiuni, crovuri. Ele apar pe suprafețe plane de relief din cauza fenomenelor de tasare, deformațiilor provocate de îngheț sau din alte cauze. Microrelieful influențează complexitatea învelișului de soluri și determină caracterul microcombinărilor, respectiv a microcomplexității 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, oxido-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 inegală a temperaturii și umidității, mai ales pe terenuri cu pantă și expoziție, determină dezvoltarea unei vegetații diferite, cu deosebiri esențiale în sinteza și descompunerea substanței organice, transformarea mineralelor din sol și în ultimă instanță, toate acestea duc la formarea 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 specifice: de stepă, de silvostepă, de pădure și de pajiști alpine.

Influențând distribuirea diferită a umidității, în funcție de elementele 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 (levigare mai redusă, profile mai scurte, orizonturi mai slab diferențiate); pe suprafețe depresionare se 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 categorii 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 meandrare 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, avalanșe 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 înălțimilor, 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 factor 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 glaciațiile 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 prin 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 acționează 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 exemplu, 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.

Regiunile caracterizate printr-o morfologie 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 strâns 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 elemente 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, caracterizată 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 FREATICA SI STAGNANTA

Formarea solurilor, în general, decurge în condiții normale de umiditate ce caracterizează o anumită 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 apă, care poate fi de natură pluvială și este întâlnit la terenurile aflate în arii depresionare sau de natură freatică atunci când apa freatică se află la adâncimea de unde poate influența profilul de sol. Datorită excesului de umiditate, pe profilul de sol apar culori specifice datorită aerației slabe, în care au loc procese de reducere a hidroxizilor de fier și mangan determinând apariția culorilor albăstrui, verzui, cenușii.

Aceste proprietăți se numesc proprietăți reductomorfe iar orizontul format se notează cu Gr (gleic de reducere). Atunci când alternează condițiile de reducere cu cele de oxidare, cum sunt de exemplu zona franjei capilare și orizonturile de suprafață 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 freatică sunt mai bogate în materie organică, 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 freatică conține sulfați, cloruri sau carbonați de sodiu determina îmbogățirea solului în săruri solubile datorită proceselor de salinizare, solurile formate se numesc solonceacuri. Procesele de alcalizare sunt datorate acumulării de ioni de sodiu schimbabil în sol (Solonețuri).

Proprietățile stagnice ale solurilor sunt legate de saturația determinată de apa stagnantă temporar la suprafața solului sau în partea superioară a profilului de sol. Orizontul format prezintă culori vineții, albăstrui, verzui când apa stagnează o perioadă mai lungă de timp iar orizontul se numește stagnogleic (W) iar solurile poartă denumirea de stagnosoluri. Atunci când apa stagnează o perioadă scurtă de timp pe profilul de sol determină apariția culorilor gălbui, roșcate datorate oxidării compușilor de fier și mangan, proprietățile se numesc hipostagnice, iar orizontul stagnogleizat rezultat se notează cu W.

FACTORUL ANTROPIC ÎN PROCESUL DE PEDOGENEZA

Activitatea antropica nu este considerata un factor natural pedogenetic, dar datorita acțiunii sale omul poate influența direct sau indirect evoluția solurilor. Odată cu intensificarea tehnologiilor agricole de către om prin modificarea ecosistemului, solurile au suferit modificări atât în sens pozitiv cât și negativ.

În urma fertilizării cu îngrășăminte organice și minerale a solurilor agricole se reface consumul de nutrienți în sol care au fost îndepărtați odată cu ridicarea recoltei. Introducerea sistemelor de irigații compensează deficitul de apă din punct de vedere climatic dar totodată pot produce creșteri ale umidității în sol și sărăturarea acestuia ca urmare a utilizării apei necorespunzătoare.

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 pronunțată 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 că, solul este considerat un sistem depoluator, care acționează ca un filtru biologic capacitatea sa de depoluare este limitată. 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 acțiunea 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, accesibile 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”.

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 disponibilitatea lor pentru plante variază în mare măsură. Vom da mai jos o clasificarea a elementelor pe ordine de disponibilitate descrescătoare în sol:

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).

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). Cationii sunt reținuți de argilă și de humus, și eliberați progresiv, din cauza fenomenului de schimbare de ioni, în soluția de sol.

elemente absorbante sub formă neschimbabilă sau fixă – câțiva cationi (Fe+++) sunt absorbiți de argilă sub formă mult sau puțin schimbată, absorbția lor de către plante nefiind 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 indisponibili pentru plante.

elemente componente în combinații 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, minerale 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.

I. FENOMENUL DE SCHIMB CATIONIC ÎN SOLURI

Puterea de absorbție. Coloizii încărcați negativ din sol cum ar fi compușii humici, argilele, rețin 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: NH4+, Mn++, Cu++, Zn++;  Al+++ dar și abandonați în solurile acide. Toți ionii 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 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 echilibrul 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.

Sol H+ + Ca(OH)2 Sol Ca + 2H2O

Sol Al2 + 3Ca(OH)2 Sol Ca3 + 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 cationi 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+, NH4+) pot în câteva cazuri să-și piardă proprietățile lor de schimbabilitate și să devină insolubili, deci să retrogradeze.

Legea schimbului de cationi. Stratul de apă 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 ion, 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 în „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 ușor de schimbat, lucru care poate prezenta o mare importanță pentru nutriția cu minerale 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 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:

1° Variația concentrației soluției de sol – diluare (perioada de ploaie) și concentrare (perioada de secetă). Diluarea crește 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. ProceseLE DE FORMARE A PĂRȚII 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.

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 temperaturii, 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 temperatură se succed mai des, cu atât dezagregarea este mai intensă;

culoarea rocilor – rocile de culoare închisă absorb mai multă căldură, deci se dilată mai puternic și determină forțe antagoniste mai accentuate între suprafață și interior în comparație cu rocile de culoare deschisă;

heterogenitatea rocilor – favorizează dezagregarea prin comportarea diferită a mineralelor componente. Astfel, căldura specifică, conductivitatea 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 dezagrega 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 denumirea 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 cu 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 distincte: erodare (coroziunea eoliană), transport (deflația sau denudația eoliană) și sedimentare sau depunere a materialului transportat.

Procesul de roadere (coroziune) produce modelarea sau șlefuirea rocilor. Intensitatea eroziunii depinde de: frecvența vântului, viteza lui, gradul de încărcare al vântului cu grăunți de nisip și heterogenitatea rocilor. 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 excavațiuni, căpătând forme foarte diferite (de exemplu „Babele” din Bucegi)

Procesul de transport constă în îndepărtarea particulelor rezultate prin coroziune sau dezagregare termodinamică. Vântul transportă particulele în toate direcțiile prin rostogolire sau aerian, deci și în sens contrar gravitației. 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 acoperire al terenului cu vegetație. Mărunțirea materialului sub acțiunea vântului are loc în timpul transportului prin rostogolire la suprafața pământului, prin lovire de diferite obstacole și prin frecarea particulelor transportate între ele.

Procesul de sedimentare începe atunci când puterea de transport a vântului a scăzut, iar materialul depus dă naștere la depozite eoliene sub forme de dune și interdune (în zone nisipoase) sau alte forme.

2. Dezagregarea prin intermediul hidrosferei. Hidrosfera acționează în procesul de dezagregare prin intermediul apei din fisuri și pori, a apei de șiroire și torenților, 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 dizolvare, 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 depunere. 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 rostogolire. În bazinul mijlociu predomină procesul de transport al materialului erodat fie sub formă de suspensie (material fin), fie prin târâre sau rostogolire (material grosier), când se continuă mărunțirea. În bazinul inferior predomină procesul de depunere a materialului sub formă de aluviuni.

Acțiunea zăpezilor și ghețarilor. Zăpezile realizează desprinderea 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, frecare și rostogolire.

Ghețarii acționează în procesul de dezagregare prin eroziune, transport și depunere ca și apele curgătoare. Datorită greutății masei de gheață, cantitatea de material antrenat de ghețar este foarte mare, eroziunea se manifestă cu aceeași 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 material 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. Rădăcinile au și o acțiune chimică de dizolvare, slăbind, astfel, coeziunea dintre particule.

Acțiunea organismelor animale se realizează prin galeriile, canalele 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, producând mărunțirea pământului. În 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 abrupturilor se desprind blocuri de stâncă; 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 mărunțesc.

3.2.2. Alterarea

Alterarea este procesul chimic de transformare a mineralelor și rocilor, rezultând produși cu proprietăți noi, deosebite de ale vechilor minerale. Deci, spre deosebire de dezagregare, care realizează o simplă mărunțire, 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 suprafața 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 dezagregarea, se petrece sub acțiunea factorilor atmosferei, hidrosferei și biosferei (factorilor biotici).

Acțiunea atmosferei în procesul de alterare

Atmosfera acționează în procesul de alterare prin componentele aerului. Aerul atmosferic conține aproximativ 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

a. Oxidarea este un proces de combinare a unei substanțe cu oxigenul: (2SO2+O2 = 2SO3), 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 redusă, 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 conform reacțiilor:

2FeO + O = Fe2O3

4FeO + O2 +3 H2O = 2Fe2O3 . 3H2O

În cazul în care rocile sunt bogate în siderit, procesul de oxidare se petrece astfel:

2FeCO3+ O = Fe2O3 + 2CO2

4FeCO3 + O2 + 6H2O = 4Fe(OH)3 + 4CO2

Sulfurile, prin oxidare, sunt transformate în sulfat feros:

FeS2 + 6O = FeSO4 + SO2

FeS2 + 3O + H2O = FeSO4 + SH2

Sulfatul feros, prin oxidare în prezența apei, dă limonitul și acidul sulfuric care, în contact cu carbonatul de calciu, formează sulfatul de calciu hidratat:

4FeSO4 + 2O + 7 H2O = 2Fe2O3 . 3H2O + 4H2SO4

H2SO4 + CaCO3 + 2H2O = CaSO4 . 2H2O + H2CO3

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: CO2, H2O și diverse substanțe minerale, ce pot servi pentru nutriția plantelor. De exemplu, azotul 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 + H2 = 2FeO + H2O

Reducerea poate avea loc alternativ cu procesul de oxidare, mediul aerob favorizând oxidarea, iar mediul anaerob favorizând reducerea. Procesele de reducere în sol sunt determinate fie de apa stagnantă de la suprafața solurilor argiloase, fie de apa freatică 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 cenușie 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 stagnogleizare. 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 CO2 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 + CO2 + H2O = K2CO3 + 2H2O

Ca(OH)2 + CO2 + H2O = CaCO3 + 2H2O

Carbonații de Na și K sunt solubili și se spală în profunzime. Carbonații 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 CO2 se găsește în cantitate mai mare în sol, carbonații trec în bicarbonați. Procesul este reversibil:

K2CO3 + CO2 + H2O = 2KHCO3

CaCO3 + CO2 + H2O = Ca(HCO3)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 adâncime sub formă de bicarbonați solubili și se depun în masa solului prin trecerea sub formă de carbonați greu solubili, ca urmare a pierderii de CCa.

Datorită depunerii carbonaților, se formează în adâncime un orizont caracteristic notat cu Cca (orizont C carbonato-acumulativ).

În regiunile secetoase, unde sunt 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 CO2, 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 mineralele 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 particulelor minerale datorită, pe de o parte, energiei libere de la suprafața acestora, 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)

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 concentrația 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, puterea 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 cristalină 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 (CaSO4), prin hidratare chimică, trece în gips (CaSO4. 2H2O), iar hematitul (Fe2O3) poate să treacă în limonit (Fe2O3. nH2O) sau în hidroxid de fier (Fe(OH)3).

Mineralele pot să sufere și procesul de deshidratare, adică de pierdere de apă. Apa reținută prin hidratare fizică se pierde mai ușor, 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 acoperirii 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 mineralului 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 minerale insolubile; de aceea, hidroliza lor se face pe etape. Principalele etape sunt: debazificarea, desilicifierea și argilizarea.

Debazificarea se petrece astfel: 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 CO2, 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:

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 formate soluția devine alcalină.

Bazele, rezultate în urma debazificării silicaților primari reacționează cu apa acidulată cu dioxid de carbon formând carbonați și apă:

2 KOH + H2O+ CO2 = K2CO3 + 2 H2O.

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 (SiO2) sub formă de silice secundară hidratată: silicații primari, supuși alterării, sunt constituiți în mare parte din SiO2, iar acesta, în prezența soluțiilor puternic alcaline, este parțial solubilizat. 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 suferă 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 argilei din sol reprezintă, deci, transformarea nucleelor alumino-silicice, prin diferite procese de hidratare și afânare, 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 soluției 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 determină o desilicifiere slabă a silicaților, datorită lipsei reacției bazice. În 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 H2O + CO2 = 2 SiO2. Al2O3 . 2 H2O + 4 SiO2 + K2CO3

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 continuare se formează illitul, montmorillonitul, beidellitul, etc., minerale argiloase bogate în elemente bazice. Procesul se numește sericitizare și se petrece astfel:

3 Si3O8AlK + H2O + CO2 = (Si3Al)O10 (OH)2Al2K + 6 SiO2 + K2CO3

Ortoză Sericit Muscovit

– în condiții de umiditate și temperatură ridicate (la ecuator), hidroliza este foarte intensă, silicații primari fiind desfăcuți până la componentele de bază. Se eliberează o mare cantitate de baze care, imprimând soluției 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 Si3O8AlK + 15 H2O + CO2 = 6 Si(OH)4 2 Al (OH)3 + K2CO3
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 nutriției plantelor și diferiți oxizi și hidroxizi de fier, aluminiu 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 componenților minerali și organici. Acest proces de alterare este determinat, 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 mușchii se stabilesc direct pe rocă de unde își extrag elementele nutritive (lichenii extrag elementele bazice, iar mușchii preferă mediul acid); unele microorganisme atacă feldspații, apatitul etc., de unde solubilizează potasiul. În urma acestor activități, mineralele și rocile se alterează. O importanță mult mai mare în procesul de alterare o are contribuția indirectă a organismelor vegetale. Astfel, prin acțiunea microorganismelor 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 intermediul rădăcinilor, prin care secretă o serie de acizi organici, cu ajutorul cărora dizolvă partea minerală din jur și extrag elemente nutritive. O contribuție importantă 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 ajutorul cărora descompun materia minerală și organică, schimbându-i compoziția chimică. Astfel, materialul coprogen trecut prin corpul râmelor are o altă compoziție chimică în comparație cu materialul mineral sau organic anterior.

3.3. ALCĂTUIREA PĂRȚII MINERALE A SOLULUI

(produsele dezagregării și alterării)

Produsele ce rezultă din dezagregarea și alterarea mineralelor și rocilor 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 dezagregare sunt reprezentate 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 solubile, 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 (clorurile 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 solubile, aceste săruri sunt 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 solubile 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 tricalcic – Ca3(PO4)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 silicaților.

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 sescvioxizi, cei mai răspândiți fiind: limonitul (2Fe2O3-3H2O), goethitul (Fe2O3 . H2O), hematitul (Fe2O3) 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 câteva ore, se transformă în sescvioxizi de aluminiu (AlO3 . nH2O). Cei mai răspândiți sunt: hidrargilitul (AlO3 . 3H2O) și diasporul (AlO3 . H2O). Gelul de hidroxid de aluminiu poate precipita cu silicea 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 concrețiuni cunoscute sub numele de bobovine. Migrează în masa solului în mod asemănător cu cei de fier și aluminiu.

Silicea coloidală sau silicea hidratată (SiO2 . 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 acumulează în orizontul E, iar o altă parte acoperă agregatele structurale din orizontul de la suprafață, imprimând 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 argiloase din masa solului.

Mineralele argiloase cuprind o serie de silicați secundari rezultați prin alterarea silicaților primari. Se numesc minerale argiloase deoarece sunt componentele principale ale argilei. După structura internă, mineralele 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 strat 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 tetraedri.

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, mineralele nu prezintă proprietatea 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 2SiO2 . Al2O3 . 2H2O, iar halloysitul 2 SiO2 . 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).

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 proprietatea de a reține și molecule de apă, deci, prezintă adesea un accentuat proces de gonflare. Caracteristic pentru mineralele argiloase cu foițe tristratificate 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 compensate prin adsorbție de cationi între foițele elementare și pe suprafața de 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 glauconitul.

Montmorillonitul apare cel mai frecvent în solurile din țara noastră și are formula generală 4SiO2 . 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/100 g de material argilos).

Beidelitul este mai bogat în aluminiu decât montmorillonitul și are formula generală: 3 SiO2 . 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 SiO2 . Fe2O3 . nH2O(Ca,Mg)O.

Micele hidratate sunt asemănătoare micelor și au foițe tristratificate ca silicații argiloși din grupa smectit. Compoziția chimică a micelor hidratate este foarte diferită, în funcție de cationii care leagă foițele elementare. La aceste minerale este prezentă substituirea aluminiului din gruparea octaedrică cu ionii de magneziu și chiar cu cei de fier. Micele hidratate se formează în cea mai mare parte prin alterarea micelor. Astfel, muscovitul 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 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 menține 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 reduse de reținere pentru apă și substanțe nutritive.

Pietricele, pietrele și bolovanii. Sunt produse de dezagregare formate din fragmente de minerale sau roci cu următoarele diametre: 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 organice 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 (fitocenozelor) 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 litierei 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 temperate, 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 moarte. 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 posibilă de substanțe humice din acestea (după Rodin și Bazilievici)

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 conținut mai mare de elemente nutritive minerale.

Tabelul 2

Compoziția diferitelor părți de plante (% din substanța uscată)

după C.D. Chiriță, 1974

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 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:

descompunerea rapidă și completă a resturilor organice, vegetale și animale, până la produși finali de descompunere – C, CO2, H2O, NH3, săruri, etc., care poartă numele de mineralizarea materiei organice;

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 puternic 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 acid). 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 introduc 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 proces de digestie. În acest fel, resturile organice amestecate cu materia minerală, sunt tot mai puternic atacate, atât de factorii fizici și chimici 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: modificări 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 țesuturi, 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 solului 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 substanțele humice.

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 desfășoară în trei etape și anume: hidroliza, reacții de oxido-reducere și mineralizarea totală.

Hidroliza (sau degradarea hidrolitică) este procesul de descompunere a substanțelor 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 carbon prin hidroliză, formează hexoze, pentoze, aminozaharide, acizi 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:

produsele rezultate prin hidroliza substanțelor proteice duc la formarea de acizi organici, acizi grași, alcooli, hidrați de carbon, amoniac, bioxid de carbon, apă, metan, hidrogen sulfurat, etc.,

din produsele de hidroliză ale hidraților de carbon rezultă prin oxido-reducere oxiacizi, acizi organici volatili, aldehide, alcool, bioxid de carbon, apă, metan, etc.,

prin oxido-reducerea produșilor 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 organici 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 HNO2, HNO3, H3PO4, H2SO4 iar din combinarea acestora cu bazele din sol, rezultă sărurile corespunzătoare de Ca, Mg, K, Na, NH3, etc. În mediu anaerob, prin mineralizarea totală rezultă CH4, H2, N2, H2S, H3PO4 și H3P. Alți compuși ca: NH3, CO2, H2O, rezultă atât în mediu aerob cât și anaerob (C. Teșu,1983).

Descompunerea resturilor organice din sol și de la suprafața solului se desfășoară 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 descompune 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 rășinile 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 bazelor 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 descompunere, 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 descompusă.

II. Alcătuirea humusului

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 materiei organice și de resinteză ulterioară de substanțe organice. Humificarea este, în esență, un proces microbiologic complex, rezultatul final al acestuia – humusul – fiind un produs organic stabil alcătuit din substanțe specifice de neoformare prin sinteze microbiene care sunt acizii humici dar având și componente nespecifice, de origine reziduală ca hidrații de carbon, pectine, lignine, fenoli, aminoacizi, etc.

Substanțele humice propriu zise, componenții specifici ai humusului, se formează prin procese de descompunere resinteză – polimerizare și reprezintă între 80-90% din masa totală a 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 alcaline 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 huminele, substanțe insolubile în soluții alcaline care sunt de fapt acizi huminici strâns legați cu argila.

Acizii humici, componenții specifici esențiali ai humusului, se formează pe seama produșilor intermediari de descompunere a materiei organice, ca urmare a oxidării biochimice lente. Reacțiile de oxidare care au loc în prezența oxigenului atmosferic și a oxidazelor microorganismelor, sunt catalizate de componenții minerali ai solului și însoțite de reacții de condensare și polimerizare reciprocă a produșilor macromoleculari rezultați prin descompunere (C. Teșu, 1983).

În formarea acizilor humici, participă în principal compuși aromatici de tipul polifenolilor, rezultați din degradarea ligninelor, substanțelor tanante și a celulozei și aminoacizii rezultați 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 hidrogenul de la aminoacizi determinând formarea de condensate și reducerea altei molecule de pirocatehină:

Chinonă Aminoacid Condensat Pirocatehină

În stadiile inițiale, componenții aromatici ai humusului provin din descompunerea substanțelor tanante iar în stadiile mai avansate din degradarea ligninei sau din descompunerea microbiană a celulozei. Aminoacizii, provin atât din descompunerea proteinelor vegetale cât și din cea a proteinelor microbiene.

Condensatele rezultate sunt supuse în continuare unui proces de policondensare de pe urma căruia rezultă substanțe 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. Alcătuire și proprietăți. După cum s-a arătat, acizii humici sunt alcătuiți din două categorii diferite de acizi și anume, acizii fulvici și acizii huminici.

Acizii fulvici iau naștere în procesul humificării resturilor organice provenite în general din vegetația lemnoasă, cu un conținut redus de substanțe proteice și elemente bazice și bogată în lignină și celuloză, sub acțiunea ciupercilor, 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 intermediari de descompunere. Au greutate moleculară mică (2000 – 9000), culoare brun gălbuie, cu un conținut de carbon de 42-52% și sunt solubili la soluții alcaline 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 completare. O parte din acizii fulvici este legată de acizii huminici iar altă parte nelegată, mai mobilă și cu însușiri foarte acide. Se formează 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 dispuși în rețea tridimensională. Ei pot rezulta 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 între 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 huminici învechiți, intim legați cu argila și din diferite substanțe organice apropiate de materia organică proaspătă.

În alcătuirea humusului intră în mod obișnuit ambele grupe de acizi, raportul dintre ele fiind variabil în funcție de condițiile de descompunere și de natura resturilor organice. În solurile de stepă și silvostepă, raportul dintre acizii huminici 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 solurile brune acide montane.

Sub raportul compoziției chimice elementare, acizii humici prezintă în structura 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 și 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 variază 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 organice grupa carboxil (COOH), hidroxid fenolică (OH), chinonică (C=O) și metoxil (-O-CH3).

Aceste grupări funcționale, permit acizilor humici să reacționeze cu partea minerală a solului formând diverși compuși organo-minerali. Azotul, apare în molecula de acid huminic fie sub formă armonică în catenele laterale 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 acizilor 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 schimbați cu cationi de H sau alți cationi. Ca orice acizi, și acizii humici care conțin hidrogeni, se pot neutraliza prin saturarea cu baze, trecând sub formă de săruri humate. Cationii bazici apar ca adsorbiți la periferia moleculelor și 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 urmare a proceselor de schimb, pot fi utilizați de către plante.

Împreună cu argila, acizii 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 microorganisme, 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 precum și de condițiile care determină intensitatea mineralizării și humificării. Tiurin a exprimat acest lucru prin relația:

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 procesul de mineralizare a materiei organice. Prin schimbarea compoziției și structurii fitocenozelor, se 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 constituie un puternic factor pedogenetic prin acizii fulvici nesaturați ca și prin alți compuși organici solubili 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, compușii complecși solubili și alte 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 minerale 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 solurile în care formarea de acizi humici bruni și cenușii este predominantă, puternic și foarte puternic polimerizați și saturați, substanțele humice sunt mai puțin agresive și mai stabile, formând cu argila complexe argilo-humice rezistente la acțiunea de descompunere 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 constituent de importanță ecologică fundamentală. Prin procesul de mineralizare a materiei organice 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 biologice ale solului care determină specificul său ecologic și potențialul productiv. Astfel, prin culoarea sa închisă, humusul favorizează absorbția căldurii și încălzirea solului, contribuie la structurarea acestuia, la reținerea apei, reprezintă un rezervor de elemente nutritive 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 biologice; conține substanțe fiziologic active (stimulatori sau inhibitori) pentru creșterea 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 humus (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 humus:

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 transformate biochimic, cu excreții de mezofaună și cu substanțe humice de culoare închisă;

Oh – stratul de humus, uneori intim amestecat cu materia minerală, produsul proaspăt al humificării, humusul forestier propriu zis.

În cele mai bune condiții de humificare, orizontul Oh lipsește sau este temporar prezent în strat foarte subțire (1-5 mm) iar la humusul brut, orizontul O1 și Of 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 forestier, 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 acid, 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 favorabile 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 O1, Of, Oh cu tranziție netă între Oh și orizontul A humifer. Raportul H:F din substanțele humice ale moderului este subunitar, predomină compușii puțin polimerizați, iar raportul C:N este cuprins 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 calcare 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 structură, 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 are 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 humusului, 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 solubili și dispersați coloidal în apă, care favorizează, alterarea intensă a silicaților primari și migrarea produșilor rezultați. Apare pe solurile din molidișuri cu Vaccinum și alte Ericacee.

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 de 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, stratificate, străbătute de micelii de ciuperci și cu 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; humusul 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 următoarele 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, conține l0-20% cenușă, este neutră sau 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 acidă (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 raport 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 cantități 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 asupra 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 temporare 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 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 solurile 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 complexelor geologice ale 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 largi, 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 erupțiile actuale, precum și secțiunile proaspete 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. Vârsta solurilor erodate 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 învelișul 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 determinării vârstei solului după raportul izotopilor 14C și 12C în humusul din sol. Metoda carbonului radioactiv s-a folosit și pentru determinarea vârstei carbonaților din sol. Astfel, Smith a determinat vârsta cutelor carbonatice dintr-un sol calcaros de pustiu al statului New Mexico la circa 28 mii de ani; Rozanov (1961) a calculat vârsta crasnoziomurilor (soluri roșii tropicale) Platoului Birmaniei după acumularea relativă reziduală a K2CO3 și reziduu nesolubil a căror pedogeneză 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 absolută, deosebim la acestea și o vârstă relativă, adică un anume grad de dezvoltare a învelișului de sol. Vârsta relativă caracterizează viteza procesului de pedogeneză, rapiditatea schimbării 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 relativa tinerețe sau vechime a solurilor se pot face aprecieri 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 combinații în raport cu rocile de formare, sau după gradul de acumulare ai unor componenți sau ai altora, etc.

5.1.1. IV. Procesul de formare a solurilor. Schema 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, distingem 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 solonizare, urmat de o podzolizare; formând laterite podzolice. În sfârșit, unele soluri podzolice cu glei rezultă dintr-o podzolire de suprafață și dintr-o gleizare în profunzime.

Uscarea.

Alterarea constă din pierdere medie sau slabă de silicați formarea illiților.

Complex absorbant reprezintă un echilibru între ionii H+ și ionii Ca++.

Migrarea face uscarea mai mult sau mai puțin intensă a argilei și a fierului; nu este o migrare a materiei organice.

Podzolirea.

Alterarea constă în eliberarea mare de silicați, prin distrugerea părții minerale a complexului absorbant în orizontul A, eliberarea unei anumite cantități de sexvioxizi.

Complex absorbant reprezintă în mare parte saturația de ioni H+ (aciditate mare).

Migrarea face uscarea profundă a coloidelor (compuși humici sexvioxizi).

Feruginarea.

Alterarea constă din pierderea medie de silice, eliberarea oxizilor de fier, nu de aluminiu, și deseori, deshidratarea oxizilor de fier.

Complex absorbant reprezintă saturarea în ioni de calciu.

Migrarea este uscarea totală a carbonaților orizontului A; variabil în ceea ce privește oxizii de fier.

Calcifierea.

Alterarea constă din pierderea slabă de silice, care dau argile cu raportul SiO2/Al2O3 ridicat și cu o putere de absorbție foarte mare. Legătură strânsă este între argilă – humus.

Complex absorbant reprezintă capacitate de schimb cationic ridicat și saturat în calciu și magneziu.

Migrarea este uscarea parțială a alcalinelor-pământoase, cu o acumulare a carbonatului în orizontul inferior; nul sau slab al coloizilor.

Fig. 1 – Fenomene de migrare în principalele tipuri de soluri.

Lateritizarea (feralitizare).

Alterarea constă din pierdere maximă de silice, eliberați total în cursul alterării; eliberare de sexvioxizi, Fe2O3 și de asemenea Al2O3.

Complex absorbant reprezintă capacitatea slabă de schimb cationic (caolinit), nesaturat.

Migrarea este uscarea silicei, a Ca și Mg; acumularea de sexvioxizi mai mult sau mai puțin deshidratați, la suprafață.

Salinizarea.

Alterarea constă din aceleași caracteristici cu ale „calcifierii”.

Complex absorbant reprezintă capacitatea de saturare în calciu (ioni Na+ mai puțin de 15 %).

Migrarea este ascendentă sărurilor alcaline (NaCl) și alcalino-pământoase, provenind dintr-un strat sărat.

Solonizarea.

Alterarea constă în distrugerea complexului absorbant în orizontul A, prin pierderea de silice (ajungând la maximul său prin soloneț).

Complex absorbant reprezintă ionii de Na+ majoritatea în orizontul B.

Migrarea este uscarea argilelor, în mediu foarte alcalin (Na2CO3).

Gleificarea (marmorizarea).

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 uscarea locală a fierului, în unele cazuri (pseudoglei), sau din contră, în săruri feroase, în anotimp uscat, în partea medie a profilului, unde precipită spre starea ferică (glei).

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 integral de sine stătător, 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 faze 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 provenienței.

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

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 volumul 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 proveniență minerală și organică. Totodată, materia constitutivă a solului este divers grupată în elemente structurale de diferite mărimi și forme, aranjate într-o anumită dispoziție spațială, formând un sistem poros. Exceptând elementele grosiere nealterate, care alcătuiesc scheletul solului, restul componentelor solide sunt alcătuite din particule primare de dimensiuni variate care împreună alcătuiesc microstructura solului, iar prin agregare dau elemente structurale diferite ca formă și mărime, care alcătuiesc 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 culoare, consistență, umiditate, înrădăcinare, sunt diferențiate pe verticală, conferind 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 temperatură. Încărcată cu substanțe minerale și organice solubilizate sau coloidal dispersate, 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).

Apa reprezintă totodată vectorul prin intermediul căruia se asigură influența dintre componentele solului. Componenta organică vie din sol este alcătuită din bacterii, actinomicete și ciuperci la care se adaugă populațiile de protozoare, nematode, enchitreide, râme, artropode și vertebrate. Într-un gram de sol se găsesc cca. 2109 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 din 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 descompunători iar organismele animale, cu excepția protozoarelor, rolul de consumatori (fitofage, micetofage, saprofage și zoofage).

Cea de a doua componentă structural funcțională a solului ca sistem integrat se referă la interdependența și interacțiunile dintre elementele sale componente 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 sale componente ca sistem integrat și conexiuni externe dintre componentele solului și clima în cadrul stațiunii ca sistem integrat și dintre acestea și biocenoză, în cadrul pădurii ca ecosistem. Conexiunile interne, caracterizează deci solul ca sistem integrat, iar cele externe sunt determinate de integrarea sa în cadrul 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 treia 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, stările sale sunt exprimate prin alcătuirea și proprietățile sale fizice și fizico-mecanice (textura, structura, porozitatea, permeabilitatea, densitatea, umiditatea, consistența, etc.) și chimice (conținut în humus, natura și indicii complexului 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 și 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 încorporate în sol sub formă de humus și energie radiantă sub formă de căldură și lumină, care contribuie la desfășurarea principalelor procese de solificare elementare 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 pedogenetici 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 parental. 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 foarte 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 îndelungată 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 neîntreruptă.

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. Chiriță, 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 pădurii 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 biocenozei. 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, fosfor, 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 factori ecologici edafici sau factori pedo-ecologici. Dintre componentele solului, unele elemente, ca macroelementele și microelementele, substanțele organice fiziologie 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 orizonturile sale. ALCĂTUIRE

Solul ia naștere la suprafața scoarței terestre pe seama rocilor sau materialului 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 al interacțiunii îndelungate dintre componentele minerale și organice, sub influența elementelor climei și a energiei radiante, la suprafața litosferei se formează cu timpul, un înveliș nou (solul), care împreună cu atmosfera 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 vie 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 morfologice, fizice, chimice și biologice care se numesc orizonturi de sol. 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 anumite unități de clasificare.

Succesiunea de orizonturi genetice de la suprafață până la rocă sau materialul parental, alcătuiesc profilul solului. Profilul de sol este alcătuit deci dintr-o anumită combinație și succesiune de orizonturi pe adâncimea de formare 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 natura 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 influența 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. Însușirile unui anumit orizont de sol prin care acesta se individualizează de straturile adiacente superioare 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 generează 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 constituie, în general, o parte neînsemnată, mai puțin de 50% din masa totală. El se formează în partea superioară a solurilor minerale din pădure dar poate fi întâlnit și la o anumită adâncime dacă acesta este acoperit cu material mineral provenit din eroziune.

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 materiei organice și a materialului mineral 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 formează 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 materialele 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 sunt incluse 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, 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 acesteia 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 pădurii ca ecosistem, în cercetarea solurilor s-a făcut apel la metoda sistemică precum și la metode matematice pentru caracterizarea cantitativă a solurilor.

Observația, ca metodă de cercetare, se folosește pentru descrierea și caracterizarea morfologică a solului pe teren. Aceasta se completează cu elementele obținute prin analize de laborator în vederea stabilirii principalelor proprietăți fizice, chimice și biologice.

STRUCTURA SISTEMULUI ROMÂN DE TAXONOMIE A SOLURILOR (S.R.T.S.) ȘI NOMENCLATURA

Entitatea de bază în S.R.T.S. (Florea, Munteanu, 2003) este tipul genetic 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 să fie divizate în subunități denumite subtipuri de sol. Ansamblul acestor 3 taxoni (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 îndeosebi în studiile de sinteză sau în studii la scări mici și mijlocii.

Subtipul de sol se împarte în continuare în 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 substratului sau generate de pedogeneza anterioară ori de folosirea solului în procesul activității umane. Următorii taxoni sunt folosiți în acest scop: varietatea de sol, specia texturală 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 sistematizarea solurilor (taxoni), ierarhizate, alcătuind un sistem taxonomic unitar. Structura lui este redată alăturat: se disting seria de cei 3 taxoni corespunzători sistematizării la nivel superior și seria de 4 taxoni corespunzători sistematizării la nivel inferior.

Tabelul 1.

*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 dacă nu se precizează varietatea, subtipul sau ambele.

Clasa de sol reprezintă totalitatea (mulțimea) solurilor caracterizate printr-un anumit stadiu sau mod de diferențiere a profilului de sol dat de prezența unui anumit orizont pedogenetic sau proprietate 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 manifestare a uneia sau mai multor dintre următoarele elemente diagnostice: orizontul diagnostic specific clasei și asocierea lui cu alte orizonturi, trecerea de la sau la orizontul diagnostic specific clasei, proprietățile acvice, salsodice. Toate aceste trăsături principale specifice tipului genetic de sol reflectă de fapt acțiunea proceselor pedogenetice determinate de complexul condițiilor generale climatice, biologice, litologice, hidrologice și antropice în care a avut loc și are încă loc formarea și evoluția solului.

Fiecare clasă de soluri prezintă între l și 5 tipuri genetice de sol redate în tabelul următor:

Subtipul de sol reprezintă o subdiviziune în cadrul tipului genetic de sol care grupează solurile caracterizate printr-un anumit grad de manifestare (exprimare) a caracteristicilor specifice tipului, fie o anumită succesiune 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 cadrul subtipului de sol determinată de unele caractere genetice neluate în considerare la nivel superior sau de unele caractere particulare ale solului, de regulă definite calitativ, precum și de graduările cantitative ale unor atribute ale subtipului (sau tipului) de sol. Aceste graduări cantitative sunt după cum urmează: 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 solului până la roca consolidată-compactă (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 parte moștenite de la materialul parental, dar pot să fie în bună măsură modificate prin pedogeneză.

Familia de sol este o grupare litologică ce reunește solurile de același fel dezvoltate din același material parental, 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 parentale 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 utilizarea lui în producție, fie de o eventuală poluare a solului.

Tabelul 2.

Taxonomia solurilor la nivel superior

(FLOREA și MUNTEANU, 2003)

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 combinații 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:

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).

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). Cationii sunt reținuți de argilă și de humus, și eliberați progresiv, din cauza fenomenului de schimbare de ioni, în soluția de sol.

elemente absorbante sub formă neschimbabilă sau fixă – câțiva cationi (Fe+++) sunt absorbiți de argilă sub formă mult sau puțin schimbată, absorbția lor de către plante nefiind 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 indisponibili pentru plante.

elemente componente în combinații 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, minerale 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 lichidă din sol care în urma contactului permanent cu partea minerală a solului se îmbogățește cu ioni minerali, acizi, baze, substanțe organice ușor solubile aflate în stare de dispersie ionică, moleculară și coloidală, din care plantele preiau ionii necesari nutriției.

Concentrația ionilor în soluția solului (Lixandru, 1990)

Tabelul 6.1

Compoziția chimica a soluției solului depinde de cantitatea si calitatea precipitațiilor atmosferice, de alcatuirea parții 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 substanțe:

a) componenta minerală alcătuită din cationi de H+, K+, Na+, Ca2+, Mg2+, NH4+, Fe2+ și Al3+ și anioni OH-, Cl-, NO32-, HCO-, SO42-, HPO4- , HPO42-, hidroxizi de fier și aluminiu, silice coloidală.

b) componenta organică alcătuită din zaharuri solubile, dispersii coloidale de acizi humici, produse rezultate în urma metabolizării microorganismelor, produși rezultați în urma humificării substanțelor organice și secreții ale sistemului radicular al plantelor.

c) gazele existente în soluția solului sunt reprezentate de oxigen și CO2 care au rol important în procesele de alterare și solubilizare.

Compoziția soluției solului este influențata de temperatura și umiditatea din sol, de intensitatea activității microflorei și microfaunei, de metabolismul plantelor superioare, de procesele de descompunere a resturilor organice din sol, ceea ce determină o dinamică a concentrației soluției solului atât zilnică cât și sezonieră.

La solurile din țara noastră se constată o creștere a concentrației soluției solului în orizonturile superioare, de la primăvară spre vară, datorită concentrării umidității solului prin evaporare, și a proceselor de descompunere a resturilor organice în partea superioară a profilului de sol.

Concentrația soluției solului poate să crească și în perioada primavară-vară timpurie, când are loc creșterea masivă a plantelor, iar în soluție pătrund diverse secreții ale rădăcinilor plantelor și diferiți produși de descompunere ai resturilor organice. În perioadele cu precipitații abundente din toamnă-iarnă are loc o diluare a soluției solului, și o dizolvare a diferitelor săruri care au pătruns în perioada de vară din soluție în faza solidă a solului.

Soluția solului este considerată sursa directă de hrană pentru plante. Aceasta poate fi adusă la valori optime prin aplicarea celor mai bune măsuri agrochimice, agrotehnice și hidroameliorative, în raport cu cerințele dezvoltării plantelor de cultură. Pentru utilizarea elementelor nutritive din soluția solului de către plante, este foarte importantă cunoașterea presiunii osmotice a soluției solului. În cazul solurilor saline presiunea osmotică a soluției solului poate atinge valori de 150-260 Mpa, care depășește sucțiunea de reținere a apei de către rădăcinile plantelor de cultura (100-120 MPa). În aceste condiții preluarea apei de către plante încetează instalându-se seceta fiziologică.

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 în diferite stadii de dispersie. Prin coloizii solului se înțelege partea componentă minerală și organică a solului 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 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 însușirilor coloizilor, 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:

coloizii 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-minerali, 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-stabile 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 coloidală a solului a fost denumită complexul coloidal al solului.

Micela coloidală după cum se cunoaște, este alcătuită din:

nucleu, înconjurat de ioni diferiți, dispuși sub formă de strate. Nucleul este format fie dintr-o moleculă sau dintr-un agregat de molecule strâns legate între ele, fie dintr-un fragment al rețelei cristaline a mineralelor argiloase;

stratul intern determinant de potențial sau stratul de ioni de la suprafața nucleului este alcătuit din ioni pozitivi și coloid electropozitiv, sau ioni negativi și coloid electronegativ;

stratul extern este alcătuit din ioni compensatori, dispuși în două strate diferite ca densitate și mobilitate: stratul dens cu ioni puternic legați, practic imobili și stratul difuz, cu ioni slab legați și mobili, numit și strat adsorbit.

Stratul de ioni determinant de potențial și stratul de ioni compensatori, alcătuiesc împreună dublul strat electric. Nucleul plus stratul intern de ioni determinant de potențial, alcătuiesc granula coloidală. Granula coloidală plus ionii din stratul dens, formează particula coloidală iar aceasta împreună 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 de OH- în rețeaua cristalină, 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 argilelor coloidale și din substituția în rețeaua cristalină a unor ioni trivalenți cu ioni bivalenți (Al3+ cu Mg2+).

Fig. 3 – Micelă coloidală de acid humic

Micelele de acizi humici (fig.3) sunt alcătuite dintr-un nucleu format din molecule de acizi humici înconjurat de un strat intern determinant de potențial de ioni negativi, rezultați prin disocierea hidrogenului 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 de 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-, PO4-,etc).

Silicea coloidală are nucleul alcătuit dintr-un agregat de molecule de SiO2 (fig.4). Moleculele de SiO2 de la suprafața nucleului, dispersează în apă și formează acid silicic (H2SiO3) care disociază în SiO32- și 2H+. Ionii de SiO32- se rețin la suprafața nucleului și formează 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 SiO2

Coloizii din sol se asociază și formează complexe coloidale. Astfel, hidroxizii de fier care sunt electropozitivi, se asociază cu argila, 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 cationilor 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 coloidale a diferiților ioni, se numește adsorbție ionică. După cum s-a arătat, argila are o capacitate de adsorbție de cca. 25-150 m.e./l00 g sol, iar acizii humici de 300-600 m.e./l00 g sol. Coloizii care adsorb atât cationi cât și anioni în funcție de reacția mediului, 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+, NH4+, H+, Al3+, Fe2+,

anioni: HCO-3, CO2-3, NO2-, Cl-, SO42-, H2PO4, HPO42-.

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 organici 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: aceste complexe sunt prima dată insolubile și moleculele organice forate polimerizat (complexe argilohumice), și a doua dată disperse sau solubile.

Complexul argilo-humic. Acizii humici, fiind de același semn cu argilele formează între ele un complex: moleculele 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, are 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.

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 sau oxizilor de fier cu compușii organici solubili: acești compuși joacă un rol esențial, foarte important în fenomenele de antrenare.

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 Fe2O3) și menține soluția într-un mediu puțin acid. Complexul poate fi floculat de calciu Ca și toți coloizii electronegativi.

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 microcristalină.

6.3. CAPACITATEA DE ADSORBȚIE A SOLULUI

Datorită 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 echivalenței – cantitatea de cationii proveniți din sol în soluția solului este echivalentă 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 desfășoară în proporții echivalente.

2. Legea reversibilității – ionii din sol adsorbiți sunt schimbați 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 levigare 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 administrării îngrășămintelor 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 adsorbție – adsorbția diferiților cationi variază în funcție de valența și gradul lor de hidratare. Energia de reținere crește odată cu creșterea masei atomice a numărului atomic în următoarea succesiune:

– ionii monovalenți: 7Li < 23Na < 18NH4 < 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 H3O+ (hidroniu) și dezi este monovalent este cel mai puternic adsorbit din soluție, dar trece foarte greu din complexul coloidal în soluția solului, deoarece acesta este slab hidratat.

6.3.1. Capacitatea de adsorbție moleculară

Coloizii încărcați negativ din sol cum ar fi compușii humici, argilele, rețin 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: NH4+, Mn++, Cu++, Zn++;  Al+++ dar și abandonați în solurile acide. Toți ionii 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 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 echilibrul 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.

Sol H+ + Ca(OH)2 Sol Ca + 2H2O

Sol Al2 + 3Ca(OH)2 Sol Ca3 + 2Al(OH)3

Când mineralele complexe se alterează, eliberează cationi metalici, care sunt fixați pe un complex absorbant și constituie sursa elementelor minerale asimilate de plante: acești cationi 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+, NH4+) pot în câteva cazuri să-și piardă proprietățile lor de schimbabilitate și să devină insolubili, deci să retrogradeze.

6.3.2. Capacitatea de adsorbție cationică

Stratul de apă formal din jurul moleculelor absorbante (mai mult sau mai puțin hidratate) rămâne lipit de moleculele coloidale: el constituie 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 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 în „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 ușor de schimbat, lucru care poate prezenta o mare importanță pentru nutriția cu minerale 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 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:

1° Variația concentrației soluției de sol – diluare (perioada de ploaie) și concentrare (perioada de secetă). Diluarea crește 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) capacitatea de schimb cationic (T) – reprezintă capacitatea totală a cationilor adsorbiți de complexul coloidal și se exprima m.e./100 g sol. Valorile capacitații de schimb cationic depind de natura complexului adsorbtiv al solului și de reacția solului. În general, partea organică a complexului adsorbtiv reprezentată prin acizii humici, posedă o capacitate mai ridicată de reținere a cationilor decât partea minerală. Reținerea mai puternică a cationilor se produce și în cazul creșterii pH-ului solurilor, deoarece crește ionizarea grupelor funcționale 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 Ca2+, Mg2+, K+, Na+ existenți în complexul coloidal. Acești cationi adsorbiți 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 funcție 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 solurile din zona de stepă.

c) capacitatea de schimb pentru hidrogen (SH) – există situații când în complexul adsorbtiv al solului se întâlnesc și ioni de hidrogen. Proporția ionilor de hidrogen în complexul adsorbtiv creste odată cu intensificarea proceselor de debazificare a solurilor ajungând ca la solurile din zona montană, formate pe roci acide să întâlnim maxim 5% ioni bazici și restul ioni de hidrogen.

d) gradul de saturație în baze (V%) – reprezintă proporția în care complexul

adsorbtiv al solului este saturat cu baze.

Solurile care au complexul coloidal saturat cu baze (Kastanoziomul, Rendzina) prezintă gradul de saturație în baze de 100 %, acesta ajungând ca la solurile din zona montana să aibă valori de 5-10 %. Capacitatea totală de schimb cationic este de dată de suma cationilor bazici (SB) și a cationilor de hidrogen (SH).

T=SB+SH

Capacitatea de schimb cationic variază la solurile din zona temperată 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 hidroxizii de fier si aluminiu ale căror grupări bazice accepta protonul, dând naștere ionului de hidroniu (H3O+), care reține anionul. În aceste condiții, capacitatea de schimb anionic este mai ridicată cu cât va crește aciditatea solului (Lăcătușu, 2000).

A doua formă de reținere a anionilor are loc în urma schimbului cu gruparea OH- apăruta pe suprafața de ruptură a mineralelor argiloase, ca urmare a substituțiilor izomorfe.

Reținerea anionilor are loc în următoarea ordine descrescătoare OH- > NO3- > Cl- > HPO4- >SO42-.

Anionii HPO4- și SO42- sunt slab reținuți, sub formă de compuși insolubili, prin precipitarea la suprafața particulelor coloidale, iar anionii Cl- și NO3- nu sunt reținuți prin adsorbție în solurile slab acide, neutre și alcaline, ei circulând împreună cu apa în sol.

Alte categorii de anioni (H2PO4-, HPO42-, PO43-) se rețin puternic prin formarea de compuși insolubili, în urma interacțiunii sărurilor solubilizate. Reținerea anionilor fosforici prin adsorbție la suprafața particulelor coloidale de fier și aluminiu în solurile cu reacție acidă are loc astfel:

Fixarea anionilor fosfatici de mineralele argiloase depinde de natura mineralelor și de condițiile de reacție:

O importanță deosebită pentru regimul fosforului din sol o reprezintă trecerea lui sub formă 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 ridicată în soluri sunt fosfații de calciu care pot fi întâlniți ca fosfați monocalcici Ca (H2PO4)2 și dicalcici Ca(HPO4) care sunt solubili, și sub formă de fosfat tricalcic Ca3(PO4)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 CaCO3, iar în solurile cu reacție acidă sunt reținuți fosfații de aluminiu (AlPO4) și fier (FePO4) care sunt insolubili.

În cazul solurilor acide nu sunt recomandate îngrășămintele fosfatice ușor solubile (fosfat monocalcic și dicalcic) deoarece sunt blocate în sol sub forma de fosfați de fier și aluminiu insolubili. În urma aplicării îngrășămintelor greu solubile (fosfatul tricalcic), acestea pot trece în fosfați solubili (monocalcic și dicalcic) care sunt ușor preluați de plante, iar cationul de Ca2+ eliberat 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 determinată 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, dacă predomină în soluție ioni de OH- reacția este alcalină. Reacția solului apare ca rezultat al însușirii substanțelor dizolvate în soluția solului, de a disocia electrolitic în ioni corespunzători.

Principalii factori care influențează aciditatea sau alcalinitatea solurilor sunt: compoziția chimică și mineralogică a părții minerale a solului, concentrația sărurilor solubile, conținutul și natura substanțelor organice care se găsesc în sol, 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 biologică. Dacă 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 influențată 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.

În funcție de locul unde se întâlnesc ionii de hidrogen se disting doua forme de acidități: aciditatea actuala sau disociata si aciditatea potențiala sau adsorbita.

Aciditatea actuala este determinata de ionii de hidrogen disociați în apa sau în soluții saline la contactul acestora cu faza solidă. 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. Dacă valoarea pH este egală cu 7 reacția este neutră, mai mică de 7 acidă și alcalină la pH mai mare de 7. În cazul solurilor din România domeniul de variație al pH-ului se încadrează între 3,5 la solurile acide din zona montană (Podzol) unde sărurile ușor solubile și cele greu solubile (CaCO3) 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 favorabil ionilor de hidrogen și 9,5 la solurile alcalice (Soloneț) unde predomină sărurile cu hidroliză alcalină (carbonații).

În cazul solurilor alcalice reacția este cu atât mai mare cu cât carbonatul este mai solubil.

6.4.2. Aciditatea potențială

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 ajutorul 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 acetat 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 reacție a solului (dupa metodologia ICPA, 1987)

pH în suspensie apoasa la un raport sol:soluție 1:2,5

Tabelul 6.2

Interval de pH Aprecierea reacției

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. Importanța reacției 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 condițiile de reacție acida (pHH2O=4-6) sunt: ovazul, 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 formă 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 compusilor 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 II 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 nutritive, 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 conduca 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 complex de masuri agropedoameliorative pentru îmbunatațirea proprietaților fizice, chimice si biologice ale solului.

Cercetările efectuate de Nițu și colab. (1988), au arătat că efectul amendării asupra producției agricole, se manifestă din primul an, atingând un maxim în anul V de la amendare, după care scade treptat ceea ce impune o nouă amendare.

6.5. Capacitatea de tamponare a solului

Capacitatea de tamponare a solului reprezintă însușirea acestuia de a se opune tendinței de modificare a reacției si a concentrației ionilor de H+, OH-, H2PO-, K+; NH4+, Ca2+ și Mg2+ 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 carbonic si a bicarbonatului de calciu, tendința de acidifiere este redusă datorită 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+H2SO4țCaSO4+2H2O+2CO2

Ca (HCO3)2 +Ca (OH)2ț2CaCO3+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+, -NH2, -CH3 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 redusă 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 (H2SO4) iar pe solurile alcaline carbonatul de sodiu (Na2CO3).

– nu se utilizează îngrășăminte cu reacție acida pe soluri cu capacitate redusa de tamponare pentru acizi, si nu se aplica îngrășăminte 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 și fizico-Mecanice 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 adoptat 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 separație 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 din 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 argilă. Fiecare fracțiune granulometrică se caracterizează prin anumite diametre limită stabilite pe baza unor criterii judicios alese și au anumite proprietăți.

S-a stabilit limita de 2 mm între nisip și scheletul solului, deoarece la această dimensiune materialul 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 metodologiei 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 texturale, 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)

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 context 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 deget 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 în 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 granulometrică. 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 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 diametrul 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 prăfoase 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 umezesc 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-lutoasă, 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 organoleptic 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 granulometrică 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 particulelor elementare de sol în formații complexe denumite agregate structurale (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 agregarea 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.

Elementul 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 fragmentarea 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.

Principalele tipuri de structură întâlnite în orizonturile pedogenetice ale solurilor 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 orizonturilor 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 glomerulară 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, umezire-uscare, etc.

Solul cu structură glomerulară, prezintă porozitatea capilară și necapilară permițând pătrunderea apei și rădăcinilor 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 printr-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 poliedrică angulară sunt slab până la puternic tasate.

Structura poliedrică subangulară se deosebește de structură poliedrică 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 afânată până la foarte îndesată. După Teșu (1993) structura prismatică este caracteristică orizonturilor mijlocii ale solurilor argiloase hidromorfe și halomorfe și stratului hardpanic. Structura prismatică din orizonturile părții superioare a profilului de sol se modifică în timp devenind poliedrică sau chiar granulară. Formarea elementelor structurale prismatice în orizontul „A” al lăcoviștilor și solurilor salinizate are loc în urma apariției rețelei de crăpături și fisuri, după legea diametrelor constante, care se continuă în profunzime. 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.

Tabelul 1

Clasificarea structurii solului după forma elementelor structurale

(I.C.P.A., 1987)

Structura columnară este asemănătoare cu cea prismatică, dar, în acest caz partea superioară a elementelor structurale este rotunjită. Ea se întâlnește în orizontul "Btna" cu așezarea foarte îndesată a elementelor structurale.

Structura columnoidă-prismatică se deosebește de structură prismatică prin muchiile rotunjite ale elementelor structurale și fețele curbe ale acestora.

Structura foioasă sau plată este caracterizată prin elemente structurale 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 orizonturile 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 crăpăturilor la solurile vertice, reprezintă o stare structurală a solului cu un conținut 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 solurile vertice și la subtipurile 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 sol nefragmentabilă 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), puternic cimentat (masa solului se poate sfărâma ușor cu ciocanul) 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 elementelor structurale și gradul de dezvoltare a structurii.

Tabelul 2

Mărimea agregatelor structurale (I.C.P.A, 1987)

Mărimea elementelor structurale. Clasificarea structurii după mărimea 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 tasare 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 structurare și gradul de individualizare a elementelor structurale. Aprecierea și exprimarea gradului de structură se face conform tabelului de mai jos. Solul nestructurat este constituit din material necoeziv (structură monogranulară) sau 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)

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 forma elementului 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 comparabile 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.

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 cationilor schimbabili cu caracter acid sau bazic (Canarache, 1990). Particulele coloidale din sol sunt reprezentate de argilă, humus, 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 determinant 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 substanța 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 structurale 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 montmorilonit 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 stabile 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 la 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 prezența 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, particulele 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 apă. 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 ocupă spațiul poros 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 sodiu, 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, pășunatului 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 lucrările solului.

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 favorizată 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 particulelor grosiere de sol; acțiune lubrifiantă a particulelor grosiere de sol.

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.

Consistența reprezintă modul de comportare în ansamblu 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 adeziune 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.

Contracția și gonflarea. 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. În cantitate mică aerul se găsește dizolvat și în apa solului. Din punct vedere cantitativ, aerul și apa ocupă spațiul poros al solului, sunt antagoniste, creșterea valorii uneia determinând scăderea celeilalte.

1. Compoziția aerului din sol. Aerul din sol prezintă o compoziție apropriată de cea a aerului atmosferic în ceea ce privește oxigenul și azotul și este mai bogat în bioxid de carbon, datorită proceselor chimice și biochimice ce se petrec cu intensitate mare în masa solului (tabelul 1).

Compoziția aerului diferă de la un sol la altul în funcție de natura 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 CO2 decât cele sărace în humus și cele necultivate, din cauza transformării oxigenului în CO2 de către microorganisme și rădăcini.

Tabelul 1

Compoziția aerului atmosferic și din sol

Anotimpul influențează, de asemenea, cantitatea de CO2 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 intensitatea 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 solului. La o concentrație mai mare de 1-2% CO2, mediul este, în general, puțin favorabil dezvoltării plantelor, iar concentrația de 5% CO2 reprezintă limita superioară, și 10% oxigen limită inferioară la care se produce o scădere a creșterii plantelor.

Scăderea sub anumite limite a procentului de oxigen din aerul solului, care este însoțită de creșterea cantității de CO2, influențează negativ germinația semințelor, creșterea rădăcinilor, pătrunderea apei și substanțelor nutritive în plantă, 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 până 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, structură 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 găsesc 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 gradul de umiditate corespunzător capacității de câmp pentru apă ca element de referință. Volumul de aer aflat în solul umezit la capacitatea de câmp reprezintă capacitatea de aerație a solului, iar volumul porilor, porozitatea de aerație. În medie, capacitatea de aerație este 30-40% pentru solurile nisipoase, 10-25% pentru cele lutoase și 5-15% pentru cele argiloase.

Permeabilitatea solului pentru aer este proprietatea lui de a permite circulația aerului și de a realiza schimbul de gaze dintre aerul din sol și cel atmosferic. Așa cum s-a arătat anterior, datorită activității microorganismelor, a humificării, a respirației rădăcinilor, etc., aerul din sol sărăcește în oxigen și se îmbogățește în CO2. Normalizarea compoziției aerului din sol se face prin înlocuirea continuă a acestuia cu aer din atmosferă.

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 primenirea aerului în sol. Astfel, dioxidul 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 concentrația aerului 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 fenomenul 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 lacunare 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 intensifică 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 îmbogățirea 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 plante. 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 afânate 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 cca. 8 zile, pe aceeași adâncime.

Omul, prin activitatea lui productivă, poate influența intensitatea schimbului de aer dintre sol și atmosferă, contribuind 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 fertilizarea solului. Astfel, în condiții bune de regim aero-hidric, microflora solului este bogată și activă, având loc procesul 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 radicular se dezvoltă în bune condiții, procesele de reținere și schimb cationic sunt echilibrate, etc.

Un regim de aer excedentar (aerație excesivă) atrage după sine lipsa umidității și, ca atare, o activitate microbiologică redusă, o mineralizare rapidă a resturilor organice cu acumulare redusă de humus, o aprovizionare deficitară 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 mineralizarea fiind reduse, se eliberează cantități mici de elemente nutritive, au loc procese intense de gleizare și stagnogleizare, toate acestea determinând condiții 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 menținerea unui 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 (desecări, drenaje, irigații).

Plantele se dezvoltă în condiții foarte bune când cca. 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 mare importanță pentru creșterea și dezvoltarea plantelor. Aerul favorizează dezvoltarea porilor absorbanți ai rădăcinilor, îmbunătățind aprovizionarea cu apă și săruri minerale necesare pentru creșterea plantelor. Prezența aerului influențează regimul termic 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 contribuie, în mare măsură, la asigurarea apei necesară plantelor. Prezența aerului în sol duce la întreruperea capilarității și menținerea vaporilor de apă.

Dintre gazele care compun aerul, oxigenul, azotul și dioxidul de carbon au cea mai mare importanță atât pentru plantele superioare cât și pentru microorganismele 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 nitrificatoare și a celor simbiotice. În 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, duce la apariția proceselor chimice care au ca rezultat apariția compușilor incomplet oxidați, dăunători plantelor. Acest lucru se petrece mai ales la solurile 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 proprietățile ei specifice, apa este una dintre substanțele cele mai importante de pe glob. În absența apei, suprafața Pământului ar fi lipsită de viață. Din suprafața globului de 510 milioane km2, 360 milioane km2 (71%) este ocupată de apă, mai ales sub formă lichidă (mări, oceane, râuri, lacuri). Apa joacă un rol foarte important în procesele de alterare și dezagregare ale mineralelor și rocilor, ca și în formarea profilului de sol. Transportul diferitelor combinații chimice, minerale sau organice, pe adâncimea 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.

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 lucru al acestuia.

1. Forțele care acționează asupra apei din sol. Apa din sol este supusă acțiunii unor forțe de proveniență și intensități foarte diferite. Dintre forțele care acționează, importanță mai mare prezintă forța gravitațională, forța capilară, forța de adsorbție, forța datorată tensiunii vaporilor de apă din sol, forța de sucțiune a rădăcinilor plantelor, forța hidrostatică.

Forța gravitațională – acționează asupra apei care 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 verticală umezind solul în profunzime, iar surplusul trece în pânza de apă freatică. 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 capilarele solului.

Fig. 1 – Mișcarea apei pe un teren natural, acoperit cu plante, situat într-o zonă cu umiditate ridicată

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 (Fig. 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). Moleculele de apă din interiorul lichidului din tub sunt atrase cu aceeași forță în toate direcțiile, 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 atrase 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:

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 mare.

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 suprafața particulelor de sol. Această forță este de natură electrostatică și se datorează caracterului dipolar al moleculei de apă și energiei 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, tensiunea crește cu umiditatea. Deci, vaporii de apă vor circula întotdeauna de la zonele mai calde și mai umede (tensiunea mai mare) spre zonele mai reci și mai uscate (tensiune mai mică).

Forța de sucțiune a rădăcinilor plantelor – plantele iau apa din sol prin intermediul porilor absorbanți. Forța de sucțiune, la majoritatea plantelor, este de 15-20 atmosfere. Pe măsură ce apa din aproprierea rădăcinilor 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 manifestă 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 puternice în sol. Din această cauză, pe solurile sărăturate, chiar când sunt umede, plantele suferă, apa trecând din celulele plantelor în soluția solului (așa numita secetă fiziologică).

Forța hidrostatică (de submersie) – se pune în evidență numai când la suprafața solului se găsește un strat de apă. Sub greutatea stratului respectiv se creează o forță care determină pătrunderea apei în sol. Situația se întâlnește în orezării 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 proprietățile solurilor (textură, porozitate, conținut în săruri). Astfel, pornind de la un sol uscat, pe măsura creșterii umidității, acționează forța de adsorbție, urmată de forța capilară 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, denumit 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: potențialul gravitațional (corespunzător forței gravitaționale); potențialul matricial (corespunzător forței de adsorbție 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 acționează numai potențialul matricial (forța de adsorbție și capilară). Sub acțiunea acestor forțe 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 măsurată cu ajutorul unor aparate numite tensiometre, ce vor fi prezentate la lucrările practice. Sucțiunea solului, exprimând presiunea 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 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 conținută și poate crește de la pF = 0, când solul este saturat cu apă, până la pF = 7, când solul este uscat. La soluri diferite sucțiunea 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 abscisă umiditatea solului respectiv, iar pe ordonată sucțiunea corespunzătoare. Luând trei soluri de texturi diferite (nisipoasă, lutoasă și argiloasă), se obțin trei curbe cu pliuri diferite (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 nisipoase 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 plantelor. 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 precipitațiile, pânza freatică prin ascensiune capilară și apa de irigație. Pătrunsă în sol, apa este supusă unor forțe complexe de reținere, care îi imprimă anumite însușiri. Pentru înțelegerea mecanismelor de reținere și 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 cristalină, fiind cedată la temperaturi de peste 400°C, prin descompunerea mineralului.

Apa de cristalizare este legată de rețeaua cristalină a mineralelor sub formă moleculară (H2O) și se elimină la temperaturi mult mai joase (200°C), fără descompunerea substanței. Exemple de minerale cu apă de cristalizare: 2Fe2O3 . 3H2O; CaSO4 . 2H2O; MgSO4 . H2O; SO4Na2 .10H2O etc.

Apa legată fizic – este reținută la suprafața particulelor de sol datorită energiei libere de care dispun acestea și structurii bipolare a moleculelor 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 contactul cu faza solidă fiind reținută cu circa 10000 atmosfere, iar spre partea exterioară a peliculei cu circa 50 atmosfere (Fig.5). Din cauza presiunii mari cu care este reținută, apa higroscopică are anumite proprietăți specifice, ce o deosebesc de apa liberă, 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 higroscopică formează coeficientul maxim de higroscopicitate. Apa higroscopică nu este folosită de plante, deoarece acestea au puterea de sucțiune mult mai mică (10-35 atmosfere); de aceea, se mai numește apă fiziologic inactivă (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 higroscopică, sub forma unei pelicule de diferite grosimi, până la satisfacerea totală a capacității de absorbție a solului (Fig.6).

Fig. 6 – Forme ale apei capilare în sol (Chiriță, 1955)

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 capacitatea 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 oarecare măsură, de plantele care au o forță de sucțiune mai mare de 15 atmosfere.

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, cantitatea de apă peliculară crește de la solurile nisipoase la cele argiloase.

Apa liberă (sau apa nelegată) – se realizează în sol după satisfacerea 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 imobilă, 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 continuare, creșterea umidității determină unirea picăturilor de apă de colț formând 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.

Aceasta se întâlnește după ploaie, după aplicarea unei udări sau se menține permanent în profilul solurilor 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 porozitate, crescând de la solurile nisipoase la cele argiloase și de la solurile nestructurate 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 nutritive 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 sol 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 capacitatea pentru apă capilară. În 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

Adâncimea zonei umezite depinde de cantitatea de apă căzută pe sol. Ea niciodată 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 permanență, 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 unde poate fi folosită de plante. În funcție de adâncimea apei freatice, se pot întâlni 3 cazuri: adâncimea critică (1), subcritică (2) și acritică (3).

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 înmlăștinirii 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

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 sărăturarea solurilor se folosește noțiunea de mineralizare critică. Concentrația de săruri la mineralizarea critică pentru 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 sărăturării solului (ca și a prezenței apei la mică adâncime) este drenajul subteran deficient al stratului acvifer care poate deveni critic (Florea; Publicațiile SNRSS, nr. 16, 1977, Craiova). În teritoriile amenajate devine esențial pentru sărăturarea solului debitul ascensiunii capilare a apei din stratul acvifer, care 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 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 aerului 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 și mai uscate).

Deși procentul de apă sub formă de vapori este mic în sol (aproximativ 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 oarecare 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 în 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 mai mare) spre orizonturile superioare, care, fiind mai reci, determină condensarea vaporilor și transformarea lor în picături de apă. În deșerturi 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 saturată 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, atenuează efectul 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 privește reținerea, mobilitatea și accesibilitatea apei pentru plante. Pe curba caracteristică a umidității au fost stabilite anumite puncte convenționale, care corespund unor indici hidrofizici. Principalii indici hidrofizici sunt: coeficientul de higroscopicitate; coeficientul de ofilire; capacitatea 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 particulelor atunci când este așezată într-o atmosferă saturată în vapori. Valoarea 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 higroscopicitate este mai mare. În 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 folosind o soluție de acid sulfuric 10%, care creează într-un mediu închis o saturare în vapori de apă 94%. Indiferent de sol, pe curba caracteristică a umidității, coeficientul de higroscopicitate corespunde la un pF = 4,7. Prezintă importanță, deoarece servește la aprecierea texturii și se folosește la calcularea coeficientului de ofilire (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 factori ca și CH și este de aproximativ 2% la solurile nisipoase, până la 12% la cele lutoase și până la 24% la cele argiloase. Umiditatea la CO caracterizează tipul de sol și este independentă de 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

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 excesul (1-3 zile). Solul umezit la capacitatea de câmp conține apă reținută la suprafața 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 solurile 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 condiții de dezvoltare. Creșterea umidității, peste capacitatea de câmp creează în sol un excedent de apă, iar scăderea acesteia creează un deficit de umiditate, împreună cu 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 solului.

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 determină tot în laborator, folosind aparatul 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 capacității 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 echivalentului 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 permanență 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 de 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 + necapilari) sunt plini cu apă și se determină în laborator pe probe recoltate din teren, în așezare naturală, cu cilindri metalici. Mărimea capacității totale depinde de porozitatea totală a solului, în funcție de care se poate calcula:

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 creează 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 ascensiune 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 consumă:

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 ridicare (2πrα).

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:

Prin urmare, înălțimea de ridicare a apei în capilare este cu atât mai mare cu cât diametrul capilarelor este mai mic. La soluri, mărimea capilarelor 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 apa 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, interesează nu numai înălțimea de ridicare, 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 pozitiv 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, alcalizate). Când pânza freatică se găsește la adâncimea 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.

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 determina 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 solului (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, putând asigura apa necesară dezvoltării plantelor. Când intrările sunt mai mici ca ieșirile, regimului hidric al solului este deficitar și plantele duc lipsă de umiditate în sol. În principal, regimul hidric al solurilor depinde de: climă, relief, proprietățile 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 diferenței dintre precipitații (P) și evapotranspirația 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 umiditate 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 regimul hidric este permeabilitatea. În solurile cu permeabilitate bună apa pătrunde și se înmagazinează pe o grosime mare (solurile lutoase), în timp ce în solurile cu permeabilitate scăzută (solurile argiloase) apa băltește periodic la suprafață, creând condiții de anaerobioză.

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 mai ridicat, cu atât percolarea solului este mai redusă. În 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 pădurilor se ajunge la stepizare în zonele secetoase, sau la înmlăștinarea solurilor în zonele umede. Plantarea de perdele de protecție sau de masive păduroase, duce la îmbunătățirea microclimatului prin mărirea umidității. Executarea 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, la 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 adâncime mare. În 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 să întâlnească, în anumite perioade mai umede sau în anii ploioși, curentul ascendent de umiditate (provenit din pânza freatică), adică, periodic, solul este percolat pe întreaga grosime, până la pânza freatică relativ adâncă. În acest caz solurile prezintă o levigare mai intensă (cernoziomuri cambice; cernoziomuri 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. În 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 silvostepă, acolo unde pânza freatică se găsește la mică adâncime (microdepresiuni) și de unde apa se poate ridica prin ascensiune capilară până la suprafața solului, după care se pierde prin evaporare (solul exudează). Prin evaporarea permanentă a apei 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 stagnant. Se întâlnește pe terenurile cu pânza freatică la mică adâncime, dar în zonele umede (de pădure). În aceste condiții apa freatică se ridică prin capilaritate până la suprafața solului, unde, datorită evapotranspirației reduse, nu se pierde ci stagnează, 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. În aceste condiții apa din precipitații nu se poate infiltra în profunzime, ci stagnează la suprafață sau în prima parte a profilului de sol. În 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 solurilor, 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 (exudativ, 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 freatice la adâncimea critică, punându-se în pericol înmlăștinirea și sărăturarea secundară a solurilor.

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 stagnant 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 evaluarea 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 ecuației bilanțului apei este:

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 perioada 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:

unde:

P – precipitațiile căzute în 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 solul 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 umede 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:

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:

unde: Inf – infiltrațiile din râuri, lacuri, bazine piscicole.

În acest caz volumul apei în exces Ve corespunde volumului porozității de aerație minim necesară pentru respirația rădăcinilor plantelor și microorganismelor, PAmin, din spațiul delimitat de nivelurile Nz și N.

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 precipitații, 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:

Pierderea de apă din sol prin 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 capilară.

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, evaporația 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.

SOL NECULTIVAT – conform studiilor, pierderile de apă ale unui sol necultivat pe o perioadă secetoasă prelungită calculat pe decade este efectuat cu ajutorul următoarei formule:

P – precipitații mm;

a – înălțimea apei evaporate în plus prin sol pe seama rezervelor 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 inferioară la 25 mm.

l – puterea de evaporare 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 secetoasă urmând unei 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).

Observăm brusca diminuare a evaporării, atunci când acești 35 mm sunt evaporați; aceasta corespunde cu „ruptura legăturii capilare”, evaporarea de 1 mm pe zi este redusă la o fracție 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.

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 „prășire” care accelerează formarea superficială a stratului sec protector. Este de asemenea, 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, conținutul 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.

CREȘTEREA PIERDERILOR PRIN EVAPOTRANSPIRAȚIE ALE UNUI SOL ACOPERIT CU VEGETAȚIE. – În cazul în care solul este acoperit de vegetație, evapotranspirația, 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 că 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 maximelor: ele definesc evapotranspirația 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 transpirația, creșterea diminuează corelativ. Evapotranspirația este atunci inferioară evapotranspirației potențiale. Evapotranspirația este prin consecință cea care scade pe măsură ce rezervele de apă scad.

Evapotranspirația reală va fi dată de formula :

Dacă V = 0, ajungem din nou la formula dată pentru solul necultivat.

Curba anuală a valorilor evapotranspirației potențiale, comparată cu curba ploilor, permite 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).

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 reprezentative ale diferitelor stări hidrice ale solului în funcție de anotimpuri.

III. Temperatura solului

Temperatura are un rol important în procesul de solificare și de asigurare 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 organice, germinația semințelor, creșterea și dezvoltarea plantelor. Solul, pe de o parte, primește căldură din diferite surse, iar pe de 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 materiei organice, căldura telurică degajată din interiorul Pământului și cea radioactivă rezultată în urma dezintegrării pe cale naturală a substanțelor radioactive 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 și compacte 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, ploile calde de primăvară duc la încălzirea solului, care este mai rece în această perioadă.

Condensarea vaporilor de apă duce, de asemenea, la degajarea de căldură, care contribuie la încălzirea solurilor. Căldura degajată din interiorul Pământului (căldura telurică) contribuie, în mai mică măsură, la încălzirea 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 evapotranspirație, 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 radiația solară ajunsă la suprafața solului este reflectată, iar o parte este absorbită. Procentul de radiație solară reflectată poartă denumirea de albedou, iar capacitatea de radiație solară absorbită care contribuie 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 radiația 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 cu cele descoperite, unde amplitudinile de temperatură sunt mai mari;

gradul de acoperire cu zăpadă – contribuie la menținerea căldurii în sol și la protejarea împotriva înghețului;

expoziția solului – solurile de pe versanții sudici (în emisfera nordică) 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 aerului 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, nebulozitate, curenți de aer, zi – noapte, anotimpuri, etc.

Căldura specifică a solului reprezintă cantitatea de căldură necesară pentru a ridica temperatura cu 1°C a unui cm de sol în așezare naturală (căldură specifică volumetrică, cal/cm3), sau a unui gram de sol (căldură specifică gravimetrică, cal/g).

Căldura specifică a solului depinde de căldura specifică a componentelor 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. Solurile care conțin exces de apă se încălzesc întotdeauna mai greu și mai puțin, din această cauză sunt considerate „soluri reci”.

Tabelul 4

Căldura specifică a unor componente ale solului

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 temperatură de 1°C. Conductivitatea termică a solului depinde de conductivitate fiecărui component al acestuia (tabelul 5) și se exprimă în cal/cm3/s.

Tabelul 5

Conductivitatea termică a unor componenți ai solului

Aerul are conductivitatea termică cea mai scăzută (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 centimetri adâncime sunt răcoroase, având o conductivitate termică redusă. Solurile 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 bună decât aerul. În același timp solurile argiloase, în comparație cu solurile nisipoase, se răcesc mai încet noapte, 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 diferiților factori. Se exprimă cantitativ prin bilanțul termic al solului, 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 condensare 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 încălzește, sau negativ, când Q scade iar solul se răcește.

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 de cald, etc.

Datorită compoziției heterogene a solurilor, relațiile lor cu căldura sunt foarte variate. Astfel, solurile afânate, nisipoase, care au o căldură specifică mai mică și o conductivitate termică redusă se încălzesc ziua puternic 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 conductivitate 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 rece seara și mai cald dimineața. În timpul unei zile, solul înregistrează temperatura maximă la ora 15, după care începe să se răcească, realizând cea mai mică temperatură la răsăritul soarelui. În timpul unui an solul începe să se încălzească în martie, atingând maximul în iulie (în emisfera nordică). Pe adâncimea solului variațiile zilnice de temperatură se transmit până la 1 m, iar variațiile anuale până la 10 m.

Regimul termic al solului exercită o influență importantă 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 solului", 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 dezvoltarea plantelor și pentru practica agricolă. Astfel, germinația 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; temperaturile 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 suprafața solului în stare puțin transformată.

Intensitatea proceselor de solubilizare a sărurilor din sol și gradul de absorbție al apei și elementelor nutritive de către rădăcinile plantelor sunt corelate cu temperatura solului, desfășurându-se în condiții optime la temperaturi 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 "descălțarea" 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 primăvara dezghețul solurilor acoperite cu zăpadă începe mai devreme și se produce 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 irigarea 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.

Realizarea în sol a unui regim termic optim, în corelare cu satisfacerea și a celorlalți factori de fertilitate, asigură obținerea unor producții ridicate și de bună calitate.

IV. Alte proprietăți fizice

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 densității 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 minerală a solului.

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: DA – 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 exprimării 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 conținutul 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 stării de afânare și scăderea valorii densității aparente.

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 edafic eficientă (pământ fin + schelet), se calculează cu formula:

PTee = (PTpf (100-S))/100

Unde: PTee – porozitatea edafic eficientă (% din volum)

PTpf – porozitatea pământului fin (% din volum)

S – conținutul de schelet (% din volum).

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 omogene 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 creșterea 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 conținut 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 porozității cu cele ale unor indici ai permeabilității. (Canarache, 1991).