UNIVERSITATEA VALAHIA DIN TÂRGOVIŞTE

DEPARTAMENTUL PENTRU ÎNVĂŢĂMÂNT LA DISTANŢĂ ŞI FORMARE CONTINUĂ

Conf. dr. ŞTEFAN ISPAS

P E D O L O G I E

CURS PENTRU STUDENŢII DE LA FACULTATEA DE INGINERIA MEDIULUI

ŞI BIOTEHNOLOGII SPECIALIZAREA MONTANOLOGIE

ANUL II

T Â R G O V I Ş T E - 2 0 0 7 -

1

C U P R I N S

1. NOŢIUNI INTRODUCTIVE ………………………………………………4

1.1. Obiectul de studiu ………….……………………………………….4 1.2. Însuşirile solului ca mijloc de producţie în agricultură . ……………6 1.3. Scurt istoric al dezvoltării pedologiei………..….…………………..6 1.4. Importanţa pedologiei ………………………………………………7 1.5. Evoluţia fondului funciar al Romaniei ……….……………………..8 2. FORMAREA ŞI ALCĂTUIREA PĂRŢII MINERALE A SOLULUI ...10

2.1. Originea părţii minerale ………………….…………………………10 2.2. Procesele de formare a părţii minerale……………………………..21 2.3. Alcătuirea părţii minerale ……………………………………….....26 3. FORMAREA ŞI ALCĂTUIREA PĂRŢII ORGANICE A SOLULUI ..29

3.1. Sursele de materie organică ………………………………………..29 3.2. Microorganismele şi rolullor în transformarea resturilor organice ...29

3.3. Descompunerea resturilor organice şi formarea humusului…….…..30 3.4. Tipurile de humus …….……...…………………………………….32 3.5. Importanţa humusului în sol………………..………………………32

4. APA DIN SOL ……………………………………………….……………34 4.1. Sursele de apă din sol ……………………………………..……….34 4.2. Forţele care acţionează asupra apei din sol ……………..…….…...34

4.3. Formele de apă din sol …….………………….…………….………35 4.4. Pierderea apei din sol …….….……………………………………..37 4.5. Bilanţul apei în sol şi regimul hidric al solului …….……………….38

5. AERUL DIN SOL …………………….……………………………………41 5.1. Conţinutul de aer al solului …………..……………………………41 5.2. Compoziţia aerului din sol …………..…………………………….41 5.3. Aeraţia solului ……………………..………………………………42 5.4. Regimul aerului din sol …………..…………..……………………43

6. FACTORII DE SOLIFICARE ……………….………………………….44 6.1. Rolul organismelor vegetale şi animale………..…………………..44 6.2. Rolul climei…………………..………….…………………………44 6.3. Rolul rocii …………………………………………………………..45 6.4. Rolul reliefului …….…………………..……………………………46 6.5. Rolul apelor freatice şi stagnante……………..……………………47 6.6. Rolul timpului ……….………………………….…………………..47 6.7. Rolul omului ………….…………………………………………….48

7. FORMAREA ŞI ALCĂTUIREA PROFILULUI DE SOL................…50 7.1. Procesele de formare a profilului de sol…………………………...50 7.2. Alcătuirea profilului de sol…………….……………….….………54

8. PROPRIETĂŢILE FIZICE ALE SOLULUI …………………….……63 8.1. Culoarea solului……..……….……...…………………………….63 8.2. Textura solului …….........………………………………………….66 8.3. Structura solului …………..………………………………………..70

2

9. PROPRIETĂŢILE CHIMICE ALE SOLULUI ………………………73 9.1. Soluţia solului………………………………….………………….73 9.2. Coloizii solului şi principalele lor proprietăţi……….…………….74 9.3. Capacitatea de adsorbţie a solului…………..….………………….75 9.4. Reacţia soluţiei solului……………..…………….………………..77 9.5. Rolul reacţiei solului …………….…………….………………….78

10. CLASIFICAREA GENERALĂ A SOLURILOR ……………………80

11. CARACTERIZAREA SOLURILOR DIN ROMÂNIA …………………….82 11.1. Clasa cernisoluri ………………………………………………….82

11.2. Clasa luvisoluri ……………..……………………………………85 11.3. Clasa cambisoluri ………………………………………………..88

11.4. Clasa spodisoluri ……...…………………………………………90 11.5. Clasa umbrisoluri ………………………………………………..92 11.6. Clasa andisoluri .…….…………………………………………...93

11.7. Clasa hidrisoluri ……...………………………………………….94 11.8. Clasa salsodisoluri …..…………………………………………..96 11.9. Clasa pelisoluri ………….………………………………………98 11.10. Clasa protisoluri …………….………………………………….100 11.11. Clasa antrisoluri ………….…………………………………….103 11.12. Clasa histisoluri ……………..………………………………….104

12. CRITERII DE ÎNCADRARE A TERENURILOR AGRICOLE ÎN CLASE DE CALITATE ………………………………………106

12.1. Bonitarea terenurilor agricole ………….………………………..106 12.2. Încadrarea terenurilor agricole în clase de calitate………………109

Bibliografie selectivă …………………………………………………..113

3

1. NOŢIUNI INTRODUCTIVE

1.2. OBIECTUL DE STUDIU

Pedologia este ştiinţa care se ocupă cu studiul solului sub toate aspectele sale: geneză, evoluţie, proprietăţi fizico-chimice, clasificare şi răspândire geografică, punând un accent deosebit pe utilizarea solului ca mijloc de producţie în agricultură. Denumirea de pedologie provine de la cuvintele greceşti pedon care înseamnă sol sau ogor şi logos care are sensul de studiu.

Pedogeografia (Geografia solurilor) studiază solul, în primul rând, sub aspectul de component al mediului geografic şi al relaţiilor sale cu ceilalţi factori de mediu (relieful, vegetaţia, apele freatice etc.), fără a neglija problemele legate de geneză, evoluţie, proprietăţi fizico-chimice, clasificare, răspândire, folosinţă şi protecţie.

Între cele două ştiinţe nu există o limită tranşantă, fiecare având contribuţii valoroase la cunoaşterea şi interpretarea învelişului de sol.

Pedologia are caracterul unei ştiinţe interdisciplinare, fiind situată la graniţa dintre ştiinţele naturii (bilogie, geografie, geologie) sau ştiiţele fizico-chimice (fizică, chimie, biochimie), pe de o parte, şi ştiinţele aplicative agrosilvice (agricultura, agrochimia, silvicultura) sau inginereşti (ingineria mediului, îmbunătăţiri funciare, inginerie geologică), pe de altă parte.

Pedogeografia face legătura între pedologie şi geografie.

Fig.1.1 - Pedologia, ştiinţă interdisciplinară Solul, ca obiect de studiu al celor două ştiinţe, este stratul afânat de la

suprafaţa scoarţei terestre, având compoziţie şi însuşiri proprii, care poate asigura creşterea vegetaţiei. Pe baza cercetărilor din ultimele decenii (Munteanu I., 1984), conceptul de sol a fost extins şi în domeniul subacvatic prin neconsiderarea ca soluri, sub denumirea de limnisoluri, şi a formaţiunilor lacustre submerse în a căror geneză un rol important îl are materia organică provenită prin descompunerea resturilor vegetaţiei plutitoare şi subacvatice.

Solul este un corp natural, care se formează prin transformarea rocilor şi a resturilor organice sub acţiunea continuă şi interdependentă a factorilor de mediu. Întregul înveliş de sol al Pământului formează pedosfera care, ca grosime şi volum, este foarte mică comparativ cu celelalte geosfere (de la 5 - 10 cm în zonele montane, până la 2 - 3 m în zonele ecuatoriale). Pedosfera are însă o importanţă

4

deosebită, deoarece în cadrul acesteia au loc unele procese fizice, chimice şi biologice deosebit de complexe, în urma cărora substanţele minerale se transformă în substanţe organo-minerale, care stau la baza existenţei vieţii pe Pământ.

Pedosfera funcţionează ca o zonă de interferenţă la contactul dintre litosferă, atmosferă, hidrosferă şi biosferă.

Fig.1.2 – Pedosfera (P), zonă de întrepătrundere a geosferelor; A – Atmosfera; L – Litosfera;

H – Hidrosfera; B – Biosfera

În alcătuirea solului se deosebesc trei componente, cunoscute şi sub

numele de faze, caracteristice celor trei stări de agregare ale materiei. Acestea sunt: faza solidă, faza lichidă şi faza gazoasă. În situaţia unui sol bine echilibrat, faza solidă reprezintă aproximativ 50%, în timp ce faza lichidă şi faza gazoasă reprezintă câte 25% fiecare. Faza solidă este reprezentată din constituenţi minerali (aproximativ 40-45%) proveniţi din transformarea rocilor şi mineralelor şi constituenţi organici (aproximativ 5-10%) proveniţi din transformarea resturilor organice încorporate în sol. Faza lichidă (25%) este reprezentată de apa reţinută la suprafaţa particulelor şi în porii solului. Aceasta conţine diferite substanţe minerale şi organice, formând ceea ce se cunoaşte sub denumirea de soluţia solului. Faza gazoasă (25%) este reprezentată de aerul din sol, care ocupă spaţiul liber de apă din porii solului. Spre deosebire de aerul atmosferic, aerul din sol este mai bogat în dioxid de carbon şi mai sărac în oxigen. Aceste componente împreună cu organismele vii formează o unitate funcţională cu organizare proprie, ce are caracter de sistem biogeodinamic deosebit de complex, sistem care prezintă permanente schimburi de substanţă şi energie cu mediul înconjurător. Microorganismele din sol transformă resturile organice în humus, care asigură însuşirea de bază a solului, cunoscută sub numele de fertilitate. Căpătând această însuşire solul se deosebeşte fundamental de roca din care a provenit.

Fig.1.3 – Alcătuirea generală a solului

5

Prin fertilitate se înţelege capacitatea solului de a pune la dispoziţia plantelor substanţele nutritive, apa şi aerul de care acestea au nevoie pentru creşterea şi dezvoltarea lor. Fertilitatea solului în condiţii naturale sau nemodificate de om poartă denumirea de fertilitate naturală. Fertilitatea pe care o capătă solul în urma intervenţiei omului (lucrări agrotehnice, agrochimice, ameliorative etc.) poartă denumirea de fertilitate artificială, culturală sau tehnogenă. Prin urmare, fertilitatea este o însuşire naturală a solului strâns legată de factorii de mediu, precum şi de acţiunea omului, de gradul de dezvoltare al ştiinţei şi tehnicii. Uneori, în legătură cu potenţialul productiv al solului, în afară de noţiunea de fertilitate, se mai foloseşte şi noţiunea de productivitate. Aceasta nu trebuie confundată cu fertilitatea, deoarece se referă la întregul ansamblu de factori care iau parte la obţinerea recoltelor: solul, condiţiile de mediu, tehnologiile de cultură, potenţialul biologic al plantelor (soiuri, hibrizi), organizarea activităţii de producţie etc. În această situaţie, soluri cu aceeaşi fertilitate pot avea productivităţi diferite, în funcţie de influenţa celorlalţi factori. 1.2. ÎNSUŞIRILE SOLULUI CA MIJLOC DE PRODUCŢIE

ÎN AGRICULTURĂ În agricultură, solul este considerat principalul mijloc de producţie şi obiect al muncii. Prezintă însă unele particularităţi care îl deosebesc esenţial faţă de alte mijloace de producţie. Astfel, solul este un mijloc de producţie natural, care se formează şi evoluează la suprafaţa uscatului, sub influenţa condiţiilor de mediu (climă, vegetaţie, rocă, ape freatice şi stagnante etc.) Spre deosebire de alte mijloace de producţie, care pot fi multiplicate, învelişul de sol al unei regiuni sau ţări este limitat de spaţiul geografic respectiv. Prin urmare, obţinerea de producţii mai mari (cerute de o populaţie în continuă creştere) nu se poate face numai prin creşterea suprafeţei cultivate (agricultură extensivă) ci, cu precădere, prin creşterea producţiei la hectar (agricultură intensivă). Dacă unele ţări, ca Rusia, SUA, Canada, Argentina, Australia etc., suprafaţa de teren cultivată se poate extinde până la 50% şi chiar mai mult, în România această creştere poate fi de numai 2 - 3%. De asemenea, spre deosebire de alte mijloace de producţie, care prin folosire se uzează, solul, dacă este utilizat raţional îşi măreşte capacitatea de producţie. Prin efectuarea lucrărilor agricole la timp şi de calitate, prin folosirea îngrăşămintelor, amendamentelor şi pesticidelor, prin efectuarea lucrărilor de îmbunătăţiri funciare (irigaţii, desecări şi combaterea eroziunii solului), prin perfecţionarea tehnologiilor de cultură etc., productivitatea solului creşte asigurând recolte tot mai mari.

1.3. SCURT ISTORIC AL DEZVOLTĂRII PEDOLOGIEI Întemeietorul pedologiei ca ştiinţă este considerat V.V.Docuceaev (1848 -1903) care în lucrarea „Cernoziomul rusesc” a introdus concepţia de ,,corp natural” asupra solului. Docuceaev, îtemeietorul şcolii naturaliste, este autorul primei clasificări ştiinţifice a solurilor, reuşind să schiţeze legile repartiţiei lor geografice şi să introducă noţiunile de zonalitate latitudinală şi etajare pe verticală în distribuţia solurilor.

6

Cercetatea solurilor în ţara noastră are o veche tradiţie, primele observaţii despre sol datând încă din secolele trecute. De exemplu, Dimitrie Cantemir în lucrarea ,,Descriptio Moldavie” (1716) scria că ,,solurile Moldovei sunt negre şi pline de silitră.” Bazele cercetării sistematice a solurilor s-au pus însă în anul 1906, când s-a înfiinţat Institutul Geologic al României, în cadrul căruia a funcţionat şi o secţie de cercetate a solului. Gheorghe Muntenu Murgoci (1872 - 1925), conducătorul acestei secţii, în lucrarea sa ,,Zonele naturale de soluri din România”, considerată o adevărată piatră de temelie a pedologiei româneşti, arată distribuţia solurilor în benzi paralele arcului carpatic, consecinţă a etajării reliefului, climei şi vegetaţiei de la nivelul câmpiilor periferice spre culmile montane. Această lucrare este însoţită şi de prima hartă generală a solurilor din ţara noastră, realizată la scara 1:2 500 000 şi publicată în anul 1911. În cadrul Institutului de Cercetări Agronomice al României, înfiinţat în anul 1928, Gheorghe Ionescu Siseşti a organizat cercetarea sistematică a stării de fertilitate a principalelor soluri din România. În anul 1933 s-a înfiinţat Institutul de Cercetări Forestiere, în cadrul căruia C. D. Chiriţă a iniţiat cercetarea solurilor forestiere din ţara noastră. După cel de-al II-lea război mondial, cercetarea solului s-a dezvoltat tot mai mult, fiind impulsionată şi de înfiiţarea Societăţii Naţionale Române de Ştiinţa Solului (1961), care a organizat numeroase conferinţe de specialitate, precum şi cel de-al VIII-lea Congres Internaţional de Ştiinţa Solului, care a avut loc la Bucureşti în anul 1964. Cercetările pedologice au luat un avânt deosebit după anul 1970, când s-a înfiimţat Institutrul de Cercetări pentru Pedologie şi Agrochimie din Bucureşti (ICPA). Ca urmare a progreselor înregistrate, în anul 1980 a apărut ,,Sistemul român de clasificare a solurilor”, în viziunea căruia s-au efectuat numeroase studii pedologice şi s-au editat alte hărţi de soluri ale României la scările 1:1 000 000, 1:500 000 şi 1:200 000 (compusă din 50 de foi). De asemenea, au apărut unele hărţi cu tematică specială, ca de exemplu: Harta eroziunii solurilor, Harta terenurilor cu exces de umiditate etc. În anul 2003 a apărut ‚,Sistemul Român de Taxonomie a Solurilor”, care reprezintă o sinteză reuşită a progreselor înregistrate pe plan intern şi internaţional în domeniul ştiinţei solului.

1.4. IMPORTANŢA PEDOLOGIEI Ocupându-se cu studiul solului, care face posibilă obţinerea de recolte, fără de care omul nu poate exista, pedologia are un rol deosebit de important în dezvoltarea producţiei agricole. O agricultură raţională, intensivă, nu poate fi concepută fără sprijinul pedologiei care contribuie la rezolvarea unor probleme majore, aşa cum sunt:

• ţinerea evidenţei fondului funciar unic al ţării şi împărţirea acestuia în fond funciar agricol, silvic, al apelor şi bălţilor, al construcţiilor şi al drumurilor;

• repartiţia fondului funciar agricol pe categorii de folosinţe (arabil, păşuni şi fâneţe, pomi şi viţă-de-vie);

• aplicarea diferenţiată a tehnologiilor de cultură, a măsurilor agrofititehnice, agrochimice şi ameliorative;

• prevenirea şi combaterea degradării solurilor datorită eroziunii, salinizării, înmlăştinirii etc.;

7

• creşterea suprafeţei agricole prin introducerea în circuitul producţiei vegetale a unor terenuri degradate sau poluate sub diverse forme. Solul prezintă o importanţă deosebită nu numai pentru agricultură, acesta constituind, în general, una din condiţiile materiale necesare existenţei şi activităţii productive a omenirii (loc de aşezare, bază spaţială de acţiune, sursă de diferite materii şi materiale etc.) Cunoaşterea amănunţită a învelişului de sol are un rol important şi în combaterea poluării mediului înconjurător, solul având rolul de filtru al substanţelor poluante existente în atmosferă, ape de suprafaţă sau freatice. După cum se constată, pedologia este o ştiinţă implicată în numeroase probleme, de rezolvarea cărora depinde prosperitatea şi chiar existenţa societăţii umane.

1.5. SITUAŢIA FONDULUI FUNCIAR AL ROMÂNIEI Prin fond funciar se înţelege totalitatea categoriilor de terenuri de care dispune o regiune sau o ţară. Fondul funciar al României este de circa 23,8 mil. ha, repartizat după cum urmează:

• fondul funciar agricol…………………….14,8 mil. ha..62% • fondul funciar forestier…………………….6,7 ,, ,, ...28% • fondul funciar al apelor………… ..………..0,9 ,, ,, ..4% • fondul funciar al construcţiilor......................0,6 ,, ,, ...3% • fondul funciar al drumurilor………………..0,5 ,, ,, …2% • fondul funciar al terenurilor neproductive.....0,4 ,, ,, ..1%

Total general………………………………. .… 23,8 mil.ha..100%

Fig. 1.4 - Repartiţia fondului funciar al României

Fondul funciar agricol, cel care prezintă o importanţă deosebită pentru activitatea agricolă, cuprinde următoarele categorii de folosinţă:

• terenuri arabile…………….9,4 mil. ha. • păşuni şi fâneţe.....................4,8 ,, ,, • livezi.....................................0,3 ,, ,, • vii..........................................0,3 ,, ,,

Total...........................................14,8 mil. ha.

Raportând aceste suprafeţe la numărul de locuitori, rezultă că în România revin 0,65 ha teren agricol şi 0,41 ha teren arabil pe cap de locuitor, adică foarte aproape de media pe glob (0,40 ha/loc), dar mult sub aceea din Rusia (0,97 ha/loc), SUA şi Canada (0,93 ha/loc) etc.

8

Având în vedere că posibilităţile de creştere a suprafeţei arabile sunt foarte reduse (de numai 2 - 3%), înseamnă că principala cale de creştere a producţiei agricole în România este creşterea producţiei la hectar, ceea ce presupune ameliorarea şi folosirea intensivă a fondului funciar agricol. Întrebări recapitulative

1. Ce este pedologia? 2. Aţi reţinut relaţiile pedologiei cu alte ştiinţe? 3. Care este alcătuirea generală a solului? 4. Ce se înţelege prin fertilitate? 5. Care sunt însuşirile solului ca mijloc de producţie în agricultură? 6. Cunoaşteţi situaţia generală a fondului funciar al României?

9

2. FORMAREA ŞI ALCĂTUIREA PĂRŢII MINERALE

A SOLULUI

2.1. ORIGINEA PĂRŢII MINERALE A SOLULUI Solul s-a format şi se formează pe seama rocilor de la suprafaţa scoarţei

terestre. Rocile sunt alcătuite din minerale, iar acestea din elementele existente în scoarţa terestră.

2.1.1. ALCĂTUIREA MINERALOGICĂ A SCOARŢEI TERESTRE

Mineralele sunt substanţe omogene din punct de vedere fizico – chimic, în general solide, formate în scoarţa Pământului prin combinarea chimică a elementelor. Mineralele native,formate dintr-un singur element chimic, sunt în număr mai redus (ex. aurul, argintul, platina, diamantul etc.).

Principalele elemente componente ale mineralelor, rocilor şi, deci, ale litosferei sunt prezentate în tabelul de mai jos.

Tabelul 2.1 - Compoziţia chimică a litosferei până la adâncimea de 18 km (procente din greutate)

Nr. crt. Elementele Clarke şi

Washington A.E.

Fersman B.B.

Polînov A.P.

Vinogradov

1 Oxigen 49,52 49,13 49,30 47,20

2 Siliciu 25,75 26,00 25,67 27,60

3 Aluminiu 7,51 7,45 7,50 8,80

4 Fier 4,70 4,20 4,70 5,10

5 Calciu 3,39 3,25 3,39 3,60

6 Natriu 2,64 2,40 2,63 2,64

7 Potasiu 2,40 2,35 2,40 2,60

8 Magneziu 1,94 2,35 1,93 2,10

9 Hidrogen 0,88 1,00 0,87 0,15

10 Fosfor 0,12 0,12 0,10 0,08

11 Sulf 0,04 0,10 0,26 0,05

12 Mangan 0,08 0,10 0,10 0,09

13 Titan 0,58 0,61 0,55 0,60

14 Carbon 0,08 0,35 0,09 0,10

După compoziţia chimică, mineralele au fost împărţite în următoarele

clase: sulfuri, săruri haloide, oxizi şi hidroxizi şi săruri oxigenate.

10

a) Clasa sulfurilor Cuprinde sulfurile simple (combinaţiile sulfului cu un metal) şi sulfo-

sărurile (combinaţiile unor săruri cu sulful). Din această clasă se pot menţiona: - pirita (FeS2), cea mai răspândită sulfură din scoarţa terestră, culoarea

galben deschis, luciu metalic, duritatea 6,0 – 6,5, greutate specifică 5, cristale cubice, agregate grăunţoase;

- calcopirita (CuFeS2), reprezintă una din principalele surse de obţinere a cuprului, are culoarea galben închis, luciu metalic, duritatea 3 – 4, greutate specifică 4, cristalizează în sistemul tetragonal;

- galena (PbS), reprezintă principala sursă de obţinere a plumbului, are culoarea cenuşie „de plumb”, luciu metalic, duritatea 2 – 3, greutatea specifică 7,5, cristale cubice;

- blenda (ZnS), constituie principalul mineral din care se obţine zincul, are culoare brun închis şi luciu metalic;

b) Clasa sărurilor haloide Este reprezentată prin mineralele compuse din sărurile halogenilor (fluor,

clor, brom, iod) cu sodiu, potasiu, magneziu, calciu, aur, cupru. Dintre acestea mai răspândite sunt:

- sarea gemă (NaCl), cunoscută şi sub numele de halit, este utilizată în alimentaţie şi industria chimică, de obicei este incoloră, cu luciu sticlos, duritatea 2,0 – 2,5 , greutatea specifică 2,0 şi cristale cubice; se recunoaşte uşor după gustul sărat; sub formă fin cristalizată se întâlneşte şi în unele soluri (sărături);

- silvina (KCl), importantă sursă pentru obţinerea îngrăşămintelor chimice pe bază de potasiu, este incoloră, alb lăptoas sau chiar roz, prezintă luciu sticlos, duritatea 1,5 – 2,0 greutatea specifică 1,9 şi cristale cubice; este asemănătoare cu sarea gemă, de care se deosebeşte printr-un gust ceva mai amar;

- fluorina (CaF2), este o halogenură mai puţin răspândită, având culori diferite (galben, verde, albastru, violet), luciu sticlos, duritatea 4, greutatea specifică 3 şi cristale cubice fluorescente, de unde provine însăşi denumirea mineralului.

c) Clasa oxizilor şi hidroxizilor Mineralele din această clasă participă la alcătuirea litosferei cu circa 17%

din greutatea acesteia. Oxizii şi hidroxizii reprezintă combinaţiile simple ale diferitelor metale şi

metaloide cu oxigenul şi gruparea oxidril (OH). Din această clasă fac parte şi prezintă importanţă pedogenetică:

- dioxidul de siliciu (SiO2), care poate fi cristalizat – cuarţul şi necristalizat (stare amorfă) – opalul şi calcedonia; cuarţul este cel mai răspândit mineral în scoarţa terestră, incolor sau divers colorat, nu clivează, prezintă spărtură concoidală sau neregulată, luciu sticlos, în roci apare sub formă de mase grăunţoase, duritatea 7 (zgârie sticla), greutatea specifică 2,6 – 2,7; din categoria dioxidului de siliciu necristalizat se poate menţiona şi silicea secundară, amorfă, care se formează în soluri sub influenţa proceselor de podzolire, prezentându-se sub formă de pudră albicioasă.

- oxizii şi hidroxizii de fier cuprind: magnetitul (Fe3O4), hematitul (Fe2O3) şi limonitul (Fe2O3 . nH2O); magnetitul reprezintă principala sursă de obţinere a fierului, este de culoare neagră, are luciu semimetalic, prezintă puternice proprietăţi magnetice, duritatea 5,5-6,0, greutatea specifică 5, cristalizează în sistemul cubic; hematitul şi limonitul reprezintă alte surse de obţinere a fierului, care se găsesc şi în sol, căruia îi imprimă culoarea roşcată sau gălbuie; uneori,

11

oxizii şi hidroxizii de fier împreună cu oxizii şi hidroxizii de mangan contribuie la formarea de concreţiuni ferimanganice în sol;

- oxizii şi hidroxizii de mangan au ca mineral mai important piroluzita (MnO2); este cel mai important oxid de mangan, are culoarea neagră, luciu semimetalic, clivaj perfect, duritatea 5-6, greutatea specifică 5, cristalizează în sistemul tetragonal; se găsesc în cantităţi mai reduse în soluri, cărora le imprimă culori închise, negricioase.

- oxizii şi hidroxizii de aluminiu sunt reprezentaţi prin hidrargilit [Al(OH)3], diasporul (Al2O3·H2O) şi corindonul (Al2O3); hidrargilitul participă la formarea bauxitei, materia primă de bază pentru obţinerea aluminiului, este monoclinic şi are culoarea albă.

d) Clasa sărurilor oxigenate Cuprinde două treimi din totalul mineralelor ce se întâlnesc în scoarţa

terestră. Din punct de vedere chimic, în această clasă sunt cuprinse sărurile naturale ale diferiţilor acizi oxigenaţi.

Nitraţii sunt săruri ale acidului azotic (HNO3). Din cadrul lor prezintă importanţă salpetru de sodiu sau de Chile (NaNO3) şi salpetru de potasiu sau de India (KNO3), care se folosesc ca îngrăşăminte naturale în agricultură. Aceste minerale se formează, în general, în regiunile calde şi uscate, prin descompunerea biochimică a unor substanţe cu conţinut mare de azot (escremante de păsări şi animale).

Carbonaţii sunt săruri ale acidului carbonic (H2CO3) şi au o răspândire considerabilă în scoarţa terestră. Dintre carbonaţi, amintim: carbonatul de calciu (CaCO3), prezent în natură sub formă de calcit şi aragonit; magnezitul (MgCO3); dolomitul CaMg(CO3)2; sideritul (FeCO3), rodocrozitul (MnCO3) şi soda (Na2CO3) etc.

Calcitul este foarte răspândit în natură (al doilea ca frecvenţă după cuarţ), întâlnindu-se frecvent sub forme concreţionare (stalactite, stalagmite etc), incolor sau divers colorat (alb lăptos, galben, roşcat, cenuşiu), luciu sticlos, duritatea 3, greutatea specifică 2,6 – 2,8; face efervescenţă puternică cu acidul clorhidric, la rece.

Carbonatul de calciu şi în special calcitul este un component important al solurilor în cadrul cărora se găseşte dispersat sau sub formă de neoformaţii (eflorescenţe, concreţiuni). În agricultură se foloseşte ca amendament pentru corectarea reacţiei acide a solurilor.

Sulfaţii constituie săruri ale acidului sulfuric (H2SO4). Cea mai mare răspândire o au sulfaţii de calciu, reprezentaţi prin anhidrit (CaSO4) şi gips (CaSO4·2H2O). Se întrebuinţează în agricultură ca materiale ameliorative pentru corectarea reacţiei alcaline a solurilor halomorfe.

Gipsul este colorat în alb, gălbui, roz sau cenuşiu, are luciu sticlos sau sidefos, duritatea 2, greutatea specifică 2,3; agregate lamelare, fibroase, compacte, se zgârie cu unghia; intră în alcătuirea rocilor sedimentare şi uneori se întâlneşte şi în soluri.

Fosfaţii reprezintă săruri ale acidului fosforic (H3PO4). Deşi grupează un număr mare de minerale, cantitatea lor, raportată la greutatea litosferei, este redusă. Dintre aceste minerale, mai răspândite sunt apatitul [Ca5(PO4)3(F, Cl, OH)], care intră, de obicei în alcătuirea fosforitelor; vivianitul [Fe3(PO4)2·8H2O], răspândit în unele roci, dar şi în solurile formate în condiţii de exces de umiditate.

Fosfaţii, prin alterare, eliberează fosforul, constituind sursa primară a fosforului din sedimente. Apatitul şi fosforitele se întrebuinţează la prepararea îngrăşămintelor minerale cu fosfor.

12

Apatitul este un mineral foarte răspândit în roci magmatice, prezintă agregate concreţionare, fin cristalizate sau amorfe, cu structură radiară şi luciu mat.

Vivianitul prezintă culoare albă (care în contact cu aerul devine albăstruie), se găseşte în solurile cu exces de apă imprimând culori cenuşii-albăstrui, cenuşiu-verzui, albăstrui - închis sau negru - albăstrui (împreună cu compuşii reduşi de fier).

Silicaţii cuprind cel mai mare număr de minerale, cu o participare dominantă în scoarţa terestră (aproximativ 90%). Silicaţii au o mare importanţă în formarea solului, deoarece produşii rezultaţi din alterarea lor (săruri, oxizi şi hidroxizi, minerale argiloase, etc.) formează principalii componenţi ai solului.

Silicaţii sunt săruri ale acidului silicic (H4SiO4), fiind compuşi complecşi cu structură cristalină, care au la bază reţele ionice. În jurul fiecărui ion de Si4+ se găsesc 4 ioni de O2+, care sunt dispuşi, astfel încât unind centrele ionilor respectivi, rezultă un tetraedru, motiv pentru care această grupare a fost denumită tetraedru de siliciu.

Ionii din spaţiul central al grupărilor pot fi înlocuiţi cu alţi ioni de acelaşi volum sau cu volum apropiat. Aşa, de exemplu, ionii de siliciu din gruparea tetraedrică pot fi înlocuiţi cu ioni de aluminiu, formându-se aluminosilicaţi.

• Ioni de siliciu

Ioni de oxigen

Fig. 2.1 - Schema tetraedrului de siliciu După dispunerea tetraedrilor de siliciu se deosebesc mai multe categorii de

silicaţi: Silicaţi cu tetraedrii independenţi (zirconiul, olivina, topazul, epidotul,

granaţii, etc.). Olivina [(MgFe) SiO4] este cel mai răspândit mineral al acestei grupe, are

culoarea verde-măsliniu de unde îşi trage şi numele, duritatea 6,5 - 7,0; greutatea specifică 3,5; cristalizează în sistemul rombic.

Silicaţi cu grupe finite de tetraedrii (turmalina şi beriliu). Turmalina prezintă culoare variată în funcţie de conţinutul chimic,

duritatea 7,0 - 7,5, greutatea specifică 3, cristalizează în sistemul trigonal. Dintre piroxeni, cel mai răspândit este augitul, care prezintă culoare

închisă (gri-negru sau brun), luciu semimetalic, duritatea 5 - 6, greutatea specifică 3,2 - 3,5; în masa rocilor are aspect împăienjenit.

Amfibolul cel mai răspândit este hornblenda; are culoare închisă (neagră sau neagră-verzuie), luciu semimetalic, duritate 5,5 - 6,0; greutatea specifică peste 3, în masa rocilor apare sub formă de cristale prismatice.

Silicaţi cu strate infinite de tetraedrii (mică, talc, clorit, caolinit etc). Micele sunt minerale foarte răspândite în natură şi intră în alcătuirea unui

mare număr de roci. Mai cunoscute sunt mica albă (muscovitul) şi mica neagră (biotitul). Muscovitul se prezintă sub forme de mase foioase, solzoase, în foi subţiri, este incolor, cu luciu sticlos sau sidefos. Biotitul prezintă proprietăţi asemănătoare cu ale muscovitului, însă datorită conţinutului de fier are culoarea neagră.

13

Talcul are culoare albicioasă - verzuie - cenuşie, luciu sidefos, aspect unsuros, duritatea 1, greutatea specifică 2,8; în roci apare sub formă de mase foioase şi solzoase.

Silicaţi cu reţele tridimensionale (feldspaţi şi feldspatoizi). Feldspaţii sunt aluminosilicaţi alcalini sau alcalino – pământoşi, care se

subâmpart în ortoclazi (potasici) şi plagioclazi (calcosodici). Mai răspândită este ortoza, care aparţine feldspaţilor ortoclazi, are culoarea roz deschis, luciu sticlos sau sidefos, clivaj în unghi de 90º (trepte).

Feldspatoizii sunt aluminosilicaţi cu un conţinut mai mic de siliciu decât al feldspaţilor, reprezentaţi în principal prin sodalit şi nefelin. Sodalitul se întâlneşte sub formă de cristale sau mase granulare, este incolor cu nuanţe albăstrui, duritatea 5,5 - 6, greutatea specifică 2,2 - 2,6; sistem de cristalizare cubic.

2.1.2. ALCĂTUIREA PETROGRAFICĂ A SCOARŢEI TERESTRE În general, mineralele se găsesc asociate sub formă de roci. După modul

de formare şi proprietăţi, rocile au fost împărţite în trei mari grupe: roci magmatice, roci sedimentare şi roci metamorfice.

a) Rocile magmatice Rocile magmatice (denumite şi roci primare, în care se includ şi rocile vulcanice) au luat naştere prin consolidarea magmelor topite de silicaţi. Există mai multe criterii de clasificare a acestor roci. După locul de consolidare a magmei, se deosebesc: - roci magmatice intruzive (granite, granodiorite, sienite, diorite şi gabrouri) care s-au răcit în interiorul scoarţei terestre şi sunt total cristalizate; - roci magmatice efuzive (riolite, dacite, trahite, andezite şi bazalte) care s-au răcit aproape de suprafaţă şi sunt parţial cristalizate. După compoziţia mineralogică şi însuşirile chimice, se deosebesc: - grupa granitelor, reprezentată de granite şi riolite, în alcătuirea cărora domină cuarţul şi feldspaţii potasici (ortoză); au culoare deschisă (pestriţă) şi sunt roci acide din care iau naştere sedimente cu un conţinut mare de nisip cuarţos şi de argilă, care duc la formarea de soluri bogate în potasiu, dar sărace în calciu; sunt foarte frecvente în Munţii Dobrogei, Carpaţii Meridionali şi Occidentali. - grupa granodioritelor, formată din granodiorite şi dacite, tot roci acide, de culoare cenuşie, cu diferite nuanţe; influenţează procesul pedogenetic în mod asemănător cu rocile din familia granitelor; o varietate de granodiorite, foarte răspândite în munţii din vestul ţării, poartă numele de banatite. - grupa sienitelor, din care fac parte sienitele şi trahitele, sunt roci care conţin mai puţin cuarţ şi nu mai sunt acide, ci neutre; au culoare cenuşie deschisă cu slabe nuanţe verzui; pe seama lor se formează sedimente sărace în nisip, bogate în argilă, potasiu şi fier; - grupa dioritelor, reprezentată de diorite şi andezite, de asemenea roci neutre, de culoare cenuşie – verzuie, care conţin feldspaţi calcosodici pe seama cărora se formează sedimente bogate în calciu şi fier; andezitele se întâlnesc în Munţii Apuseni şi în munţii vulcanici din Carpaţii Orientali. - grupa gabrourilor, constituită din gabrouri şi bazalte, în alcătuirea cărora nu se mai găseşte cuarţ, ci feldspaţi plagioclazi, amfiboli şi biotit, ceea ce face ca aceste roci să aibă caracter bazic; culoarea este cenuşie închisă sau verzuie-negricioasă sau chiar neagră; prin alterare dau naştere la sedimente grele

14

(argiloase), bogate în fier şi calciu; se găsesc în Dobrogea, Munţii Parângului şi Munţii Lotrului.

b) Rocile sedimentare Aceste roci s-au format prin descompunerea mecanică şi chimică a rocilor

preexistente (magmatice, metamorfice şi chiar sedimentare) şi acumularea materialelor rezultate în diferite locuri şi medii (aerian, subaerian).

După modul de formare se disting următoarele categorii de roci sedimentare: roci detritice, roci de precipitare chimică şi roci organogene.

Rocile detritice, rezultate prin dezagregarea altor roci, de obicei dure, pot fi mobile sau consolidate (prin cimentare cu liant calcaros, argilos sau silicios), fiind reprezentate de:

- grohotişuri (fragmente colţuroase de rocă, prin cimentarea cărora se formează breciile);

- pietrişuri (fragmente rotunjite, de obicei transportate de râuri, care prin cimentare formează conglomeratele);

- nisipuri (fragmente cu diametrul cuprins între 0,02 - 2,0 mm, prin cimentarea cărora se formează gresiile);

- praf (material format din particule cu diametrul cuprins între 0,02 – 0,002 mm, prin cimentarea cărora cu carbonat de calciu rezultă loessul);

- argile (particule cu diametrul mai mic de 0,002 mm; când sunt bogate în carbonat de calciu, acestea poartă numele de marne).

Rocile de precipitare chimică s-au format prin evaporare în golfurile, lagunele şi lacurile din regiunile aride. Din această categorie fac parte:

- sarea gemă (NaCl); - gips (CaSO4 × 2H2O) şi anhidrit (CaSO4); - travertinul (format din calcit, foarte poros şi uşor); - calcare comune (depozit de CaCO3, numit şi piatră de var); - calcare oolitice (cu sfere mici, formate în jurul grăunţilor de nisip); - dolomitul CaMg(CO3)2 Prin dizolvarea rocilor calcaroase rezultă un depozit argilos, bogat în oxizi

de fier şi de aluminiu, de culoare roşiatică, numit terra rossa. Când un astfel de depozit este mai bogat în oxizi de aluminiu, poartă numele de bauxită.

Rocile organogene au rezultat prin acumularea de resturi ale unor organisme vegetale sau animale, aşa cum sunt:

- calcarele organogene (de ex. calcare cochilifere); - diatomeele (rezultă prin acumulări de alge din fitoplancton); - fosforitele (concreţiuni de apatit cu numeroase incluziuni de cuarţ,

glauconit şi calcit; în general, se folosesc la fabricarea îngrăşămintelor cu fosfor); - turbele (se formează prin acumulări de resturi organice într-un mediu

saturat cu apă) etc.

c) Rocile metamorfice Rocile metamorfice s-au format prin transformarea rocilor magmatice şi

sedimentare (se produce recristalizarea acestor roci, concomitent cu schimbări de structură, textură, compoziţie mineralogică şi uneori chimică), în condiţiile unor temperaturi şi presiuni ridicate existente în scoarţa terestră. În cea mai mare parte, rocile metamorfice sunt şistoase, fapt pentru care au fost denumite în mod generic şisturi cristaline. Din această categorie fac parte:

- gnaisele (roci alcătuite din feldspaţi şi cuarţ, provenite, în general, din metamorfozarea granitelor; prezintă şistuozitate slabă);

15

- micaşisturile (roci constituite din mică - 90% - şi cuarţ; când sunt bogate în mică albă dau naştere la sedimente mai grosiere, cu un conţinut ridicat de potasiu, dar mic de calciu; când sunt bogate în mică neagră formează sedimente mai fine, bogate în fier; prezintă şistuozitate ridicată);

- filitele (sunt alcătuite din cuarţ şi mică şi se formează prin transformarea rocilor argiloase; când în alcătuirea lor pondere mare au sericitul, cloritul, grafitul sau talcul, se prezintă sub formă de şisturi sericitice, cloritice, grafitoase, talcoase; permit formarea de depozite fine, argiloase, bogate în substanţe nutritive; prezintă şistuozitate ridicată);

- amfibolitele (conţin, în principal, amfiboli şi cuarţ, sunt compacte şi duc la formarea de sedimente fine, bogate în fier).

O altă categorie de roci metamorfice, dar în proporţie mult mai redusă, o reprezintă rocile masive, fără şistuozitate. Din această categorie mai importante sunt:

- cuarţitele (sunt alcătuite, predominant, din grăunţi de cuarţ şi au un aspect compact, fiind foarte dure; duc la formarea de sedimente nisipoase cuarţifere, care nu sunt favorabile procesului de solificare);

- calcarele cristaline (sunt cunoscute şi sub numele de marmure). Rocile magmatice, deci primele roci apărute, sunt alcătuite în cea mai

mare parte din silicaţi, care constituie peste 90% din masa acestor roci. Silicaţii sunt mineralele de bază şi ai majorităţii rocilor sedimentare şi metamorfice, precum şi ai solurilor. Prin urmare, partea minerală a solului îşi are originea, în cea mai mare parte, în silicaţi.

2.1.3. SCOARŢA DE ALTERARE Rocile de la suprafaţa scoarţei terestre sunt supuse în permanenţă

proceselor de dezagregare şi alterare, în urma cărora rezultă o serie de produse care formează depozite sedimentare. Aceste depozite, cunoscute şi sub denumirea de scoarţă de alterare, afânate şi permeabile, constituie materialele pe seama cărora se formează şi evoluează solurile.

Scoarţa de alterare, alcătuită din produse rămase pe loc, rezultate prin transformarea directă a rocilor compacte, este considerată reziduală, autohtonă sau primară.

Scoarţa de alterare, alcătuită din produse care au fost transportate de diferiţi agenţi şi apoi sedimentate, reprezintă scoarţa de alterare acumulativă, alohtonă sau secundară. Acest tip de scoarţă de alterare contribuie la apariţia unor forme de relief specifice, ca de exemplu: piemonturi, câmpii, terase, lunci etc.

a) Scoarţa de alterare reziduală Este specifică arealului muntos al ţării şi cuprinde mai multe tipuri, a căror

repartiţie teritorială este strâns legată de rocile din care provin.

Tipul litogen, caracterizat prin predominarea fragmentelor de rocă şi a mineralelor primare, individualizează etajul alpin al Carpaţilor, apărând pe roci consolidate, compacte. Apare şi în restul regiunii montane pe roci diferite, în areale cu pante accentuate şi cu procese intense de eroziune.

Tipul carbonato-litogen pe calcar a fost individualizat deoarece forma tipică a scoarţei de alterare carbonato-litogen nu există în România, dar calcarele

16

şi gresiile calcaroase generează prin alterare, în primele stadii, o scoarţă litogenă care conţine şi carbonat de calciu, provenit însă din roca iniţială.

Alterarea se produce atât în condiţii climatice umede, cât şi de uscăciune, arealul ocupat de acest tip de scoarţă de alterare atestând aceste condiţii: Munţii Apuseni, sudul Carpaţilor Meridionali, Carpaţii Orientali şi Dobrogea.

Tipul siallitic se caracterizează prin formarea şi acumularea de minerale argiloase, alături de fragmente de rocă şi minerale primare. Este răspândit în zona forestieră montană. Precipitaţiile bogate determină levigarea sărurilor, în special a celor de Ca şi Na, ceea ce face ca reacţia să devină acidă.

Fig. 2.2 - Tipuri de scoarţă de alterare în România: 1.aluviuni; 2.nisipuri; 3.mlaştini; 4.litogen; 5.carbonato-litogen; 6.siallitic; 7.siallito-feritic; 8.argilo-siallitic cu argilizare slabă – moderată; 9.argilo-siallitic cu argilizare moderată-intensă; 10.argilo-siallitic cu argilizare intensă şi feritizare slabă; 11.carbonato-siallitic; 12.carbonato-siallitic în partea inferioară în argilo-siallitic în cea superioară; 13.halosiallitic (după Ivanovici şi Florea, citaţi de Grecu, 1997).

Tipul siallito - feritic este destul de puţin prezentă deoarece apariţia sa este legată de condiţii bioclimatice anterioare celor actuale sau unor condiţii locale. În cadrul unor areale restrânse aparţinând Munţilor Apuseni şi în regiunea Huedin – Cluj apar vechi scoarţe roşii de alterare, formate în condiţii mai calde şi umede decât în prezent.

În acelaşi sens, prin alterarea calcarelor, care generează argile bogate în oxizi de fier, rezultă aceeaşi scoarţă de alterare, proces caracteristic pentru Munţii Apuseni şi mai rar în Dobrogea sudică.

De asemenea, acelaşi tip de scoarţă de alterare rezultă în urma alterării rocilor eruptive, bogate în minerale melanocrate existente în regiunea montană din nord-vest.

17

b) Scoarţa de alterare acumulativă Această scoarţă de alterare este specifică regiunilor de dealuri, podişuri şi

câmpii şi este reprezentată de tipul argilo-siallitic, carbonato-siallitic şi hallosiallitic.

Tipul argilo-siallitic ocupă cea mai mare parte a arealului forestier, fiind alcătuit din depozite variate din punct de vedere al originii şi granulometriei, mineralele argiloase aflându-se în amestec cu mineralele primare rezistente la alterare (cuarţ, feldspat). Partea superioară a scoarţei are reacţie acidă, cea mai mare parte a bazelor fiind îndepărtate prin levigare.

Având în vedere intensitatea diferită de neoformare a mineralelor argiloase, se separă un areal estic, cu argilizare slab - moderată şi unul vestic, sud-vestic cu argilizare moderat - intensă, diferenţă generată de influenţele climatice diferite.

Tipul carbonato-siallitic se extinde în regiunea de stepă din Dobrogea, sudul şi estul Munteniei, sudul Moldovei şi vestul Banatului. Este alcătuit, în cea mai mare parte, din loess şi depozite loessoide, care s-au acumulat în condiţiile unui climat cu precipitaţii mai reduse.

Levigarea mai slabă a acestui tip de scoarţă de alterare favorizează acumularea carbonaţilor, în special a celor de calciu şi magneziu. Prin urmare, reacţia este slab acidă până la slab bazică, devenind bazică în adâncime.

Scoarţa de alterare argilo-siallitică la partea superioară şi carbonato-sialitică la cea inferioară, caracteristică zonei de silvostepă, reprezintă o tranziţie între cele două tipuri de scoarţă de alterare.

Tipul halosiallitic este caracterizat prin diferite depozite îmbogăţite în săruri solubile (cloruri, sulfaţi) şi ocupă areale restrânse în zona de extensiune a scoarţei de alterare de tip carbonato-siallitic.

2.1.4. DEPOZITELE DE SUPRAFAŢĂ Depozitele de suprafaţă, uneori denumite şi depozite de cuvertură, sunt, în

cea mai mare parte, de vârstă cuaternară şi au o importanţă deosebită din punct de vedere pedogenetic, acestea reprezentând materialul parental al solurilor.

Ţinând cont de repartiţia lor spaţială, cât şi de agentul care le generează, depozitele de suprafaţă sunt reprezentate prin depozite de versant, depozite aluviale, depozite lacustre, depozite marine, depozite glaciare şi depozite eoliene.

Depozitele de versant sunt succesiuni de sedimente foarte diferite din punct de vedere al genezei şi litologiei, acumulate pe versanţi sau la baza acestora, stratificate sau nestratificate. În cadrul acestor depozite se deosebeşte o grupă gravitaţională şi o grupă deluvio-coluvială.

Grupa gravitaţională este reprezentată prin depozitele rezultate în urma proceselor crio-nivale, specifice munţilor înalţi. Reprezentative pentru această grupă sunt grohotişurile, care sunt mase de pietre de diferite dimensiuni, acumulate pe versanţi sau la baza acestora, cunoscute sub numele de conuri de grohotiş sau poale de grohotiş.

18

Fig.2.3 - Prin unirea mai multor conuri de grohotiş

se formează poale de grohotiş (după Josan N., 1986)

Grupa deluvio-coluvială este reprezentată printr-o gamă mai largă de depozite, cunoscute sub denumirile de eluvii, deluvii şi coluvii.

Depozitele eluviale sunt materialele dezagregate şi alterate, care au rămas pe locul de formare, pe suprafeţe interfluviale cvasiorizontale sau cu pante line, caracteristice regiunilor de dealuri şi podişuri. Nu sunt deplasate gravitaţional.

Fig. 2.4 - Tipuri de depozite de versant

Depozitele deluviile reprezintă materiale coborâte din partea superioară a

versantului şi rămase pe versant. Pentru că sunt materiale alohtone au structură şi compoziţie diferită de cea a rocii pe care sunt amplasate. În unele cazuri sunt formate din materiale de sol. Depozitele deluviale sunt dominante în Podişul Transilvaniei, Podişul Moldovei şi în regiunea subcarpatică.

Depozitele coluviale sunt materiale acumulate la baza versanţilor, de obicei la contactul cu luncile sau cu podul teraselor. Panta suprafeţelor coluviale este lină, caracteristică glacisurilor coluviale. Solurile formate pe depozite coluviale au orizonturile de suprafaţă îngroşate.

Depozitele proluviale sunt formate din materiale depuse de torenţi sau râuri cu regim torenţial la baza versanţilor sau la contactul, marcat printr-o scădere însemnată a pantei, dintre două regiuni. În relief, depozitele proluviale corespund conurilor de dejecţie. Aceste depozite sunt foarte evidente la contactul câmpiilor cu regiunile deluroase.

19

Fig.2.5 - Depozit proluvial (prelucrare după Strahler A.N.,1973)

Depozitele aluviale sunt sedimentele rezultate din transportul şi acumularea de către apele curgătoare a materialelor erodate în cadrul bazinelor hidrografice.

Se întâlnesc în lunci şi în câmpiile de subsidenţă (Câmpia Crişurilor, Câmpia Timişului, Câmpia Titu, Câmpia Siretului inferior etc.), se prezintă stratificate şi au o compoziţie chimică şi mineralogică foarte variată.

În cursul superior al râurilor, unde dominante sunt procesele de eroziune, depozitele aluviale au caracter grosier, fiind reprezentate prin bolovani, pietre şi pietrişuri.

În luncile din sectorul mijlociu al râurilor se depun pietrişuri şi nisipuri grosiere, pe care se formează soluri aluviale scheletice.

În cursul inferior, unde dominante devin procesele de sedimentare, în luncile râurilor se depun cantităţi mari de aluviuni fine, în special mâluri şi argile, în general carbonatice, pe care se formează soluri aluviale cu fertilitate ridicată.

În acelaşi sector de luncă, depunerile aluviale de lângă râu au o compoziţie granulometrică mai grosieră decât cele din lunca centrală sau cele din lunca externă.

Depozitele lacustre sunt caracteristice unor lacuri nealimentate de râuri. Au o textură extrem de fină, o stratificaţie orizontală şi sunt adeseori salinizate secundar.

Depozitele marine de litoral se caracterizează printr-o textură grosieră, nisipoasă şi au un conţinut de cochilii foarte ridicat, în general sfărâmate.

Depozitele glaciare se datorează acţiunii gheţarilor cuaternari (pleistocen superior) care au acoperit vârfurile cele mai înalte din Carpaţii Meridionali (Munţii Bucegi, Făgăraş, Parâng, Retezat), Rodnei.

Sunt reprezentate prin fragmente de roci, de diferite dimensiuni, transportate şi depuse de gheţari în zona de topire a gheţii. Mai sunt cunoscute şi sub numele de morene.

Solurile formate pe depozite glaciare (morenaice) au un conţinut ridicat de schelet.

Depozitele eoliene au rezultat sub acţiunea de eroziune (deflaţie), transport şi depunere a sedimentelor de către vânturi. Sunt formate din particule fine, nu se prezintă stratificate şi sunt specifice regiunilor de câmpii.

20

Dunele de nisip sunt cele mai reprezentative depozite eoliene. Acestea sunt mai răspândite în sud-vestul Olteniei şi în Câmpia de Vest (Carei). Pe areale mai restrânse apar şi în Bărăgan, pe partea dreaptă a râurilor Ialomiţa şi Buzău. Solurile formate pe dunele de nisip au o textură grosieră, sunt excesiv permeabile şi au o fertilitate redusă.

Loessul este, de asemenea, un sediment de origine eoliană, de culoare gălbuie până la brun-gălbui, friabil dar coerent; particulele de 2 – 50 μm reprezintă 60 – 80% şi sunt asociate cu argile şi nisip fin.

Loessul şi depozitele loessoide sunt dominante în câmpiile şi podişurile din sudul ţării (Oltenia, Muntenia şi Dobrogea), dar se întâlnesc şi în Podişul Moldovei şi Podişul Transilvaniei.

Pe loess s-au format soluri profunde, cu textură mijlocie şi fertilitate ridicată.

2.2. PROCESELE DE FORMARE A PĂRŢII MINERALE

Rocile de la suprafaţa scoarţei terestre, sub acţiunea factorilor atmosferei, hidrosferei şi biosferei, sunt supuse în permanenţă unor procese de transformare, dintre care mai importante sunt dezagregarea şi alterarea.

2.2.1. DEZAGREGAREA Prin dezagregare se înţelege procesul de mărunţire a rocilor în fragmente din ce în ce mai mici, fără modificarea compoziţiei chimice a mineralelor componente. Prin mărunţire, roca devine permeabilă pentru apă şi aer. Dezagregarea se produce datorită variaţiilor de temperatură, îngheţului şi dezgheţului, apei, vântului, forţei gravitaţionale, plantelor şi animalelor, cât şi datorită omului.

a) Dezagregarea datorită variaţiilor de temperatură Rocile şi mineralele care le alcătuiesc sunt rele conducătoare de căldură, ceea ce face ca încălzirea şi răcirea acestora să nu se producă uniform de la suprafaţă spre interior. Astfel, ziua, când temperatura este mai ridicată, stratele de la suprafaţă se încălzesc şi se dilată mai mult, iar cele din interior din ce în ce mai puţin. Răcirea se produce tot de la exterior către interior, mai ales noaptea, când stratele de la suprafaţă se răcesc mai mult, iar cele din interior din ce în ce mai puţin. Prin repetarea acestor fenomene, între stratele rocilor apar o serie de fisuri, care, intersectându-se în planuri diferite, duc la fragmentarea rocii în particule din ce în ce mai mici. Cu cât roca este alcătuită din mai multe minerale, care se comportă diferit faţă de temperatură, cu atât se fisurează mai uşor. De asemenea, dezagregarea este mai intesă cu cât amplitudinea variaţiilor de termice este mai mare şi se produce într-un timp cât mai scurt. Dezagregarea datorită variaţiilor de temperatură este specifică regiunilor de pustiuri şi în zonele montane înalte.

b) Dezagregarea datorită îngheţului şi dezgheţului Acest proces mai este cunoscut şi sub numele de gelivaţie şi se produce prin intermediul apei care pătrunde în fisurile rocilor. Prin îngheţ, apa îşi măreşte volumul (aproximativ cu 9%), exercitând presiuni asupra fisurilor şi crăpăturilor, ceea ce duce la lărgirea acestora şi chiar la desfacerea rocilor în bucăţi.

21

În general, dezagregarea datorită îngheţului şi dezgheţului este specifică munţilor înalţi, dar se produce şi în regiunile de dealuri şi câmpii din zonele temperate, la începutul şi sfârşitul iernii. Repetarea fenomenului de îngheţ – dezgheţ determină fragmentarea agregatelor mari de sol, care rămân în urma arăturilor adânci de toamnă, contribuind astfel la o mai bună structurare a solului.

c) Dezagregarea datorită apei Dintre toţi agenţii de dezagregare, apa are cea mai mare importanţă, iar dezagregarea datorită acesteia este foarte variată.

• Acţiunea apei în fisuri şi pori. Apa în stare lichidă pătrunde în fisurile şi porii rocilor, unde determină presiuni capabile să ducă la mărunţirea celor mai tari roci. De asemenea, prin dizolvarea unor compuşi chimici are loc reducerea coeziunii rocilor, ceea ce măreşte posibilitatea de mărunţire a acestora.

• Acţiunea apelor de şiroire şi a toreţilor. În timpul ploilor abundente sau după topirea zăpezilor pe suprafeţele înclinate iau naştere ape de şiroire sau chiar cursuri temporare, cunoscute sub numele de torenţi, care prin acţiunea de eroziune şi transport contribuie la procesul de dezagregare.

• Acţiunea apelor curgătoare. Apele curgătoare exercită o acţiune şi mai intensă de desprindere a unor materiale din scoarţa terestră. În timpul transportului, prin procese chimice de dizolvare, dar mai ales prin procese mecanice (izbire, frecare, rostogolire), fragmentele de rocă sunt mărunţite şi depuse în lunci şi delte, unde sunt cunoscute sub numele de materiale aluviale.

• Acţiunea lacurilor, mărilor şi oceanelor. Acţiunea de dezagregare a lacurilor, mărilor şi oceanelor este mult mai redusă decât în cazul apelor curgătoare şi se manifestă în timpul vânturilor puternice, când valurile izbesc cu putere malurile, reuşind să desprindă bucăţi de roci din care acestea sunt alcătuite. Fenomenul este specific ţărmurilor cu faleză.

• Acţiunea zăpezilor şi gheţarilor. În procesul dezagregării rocilor, acţiunea zăpezilor şi gheţarilor este mai evidentă în zonele montane înalte, unde se acumulează multă zăpadă care se desprinde şi alunecă pe versanţi sub formă de avalanşe (lavine). Acestea desprind şi antrenează la vale blocuri mari de roci care se mărunţesc în timpul transportului.

În mod asemănător acţionează şi gheţarii. Rocile desprinse şi mărunţite de gheţari în timpul transportului poartă numele de morene.

d) Dezagregarea datorită vântului Acţiunea vântului asupra dezagregării rocilor cuprinde trei procese distincte:

- de erodare a rocilor (coraziune eoliană); - de transport (deflaţia sau denudaţia eoliană); - de sedimentare (depunerea materialului transportat). Erodarea rocilor este produsă de vânturile încărcate cu grăunţi de nisip, cu

ajutorul cărora izbesc blocurile de stânci apărute în cale, pe care le modelează în forme diferite (de exemplu, Babele şi Sfinxul din Munţii Bucegi).

Transportul materialelor se face prin rostogolire sau prin antrenarea lor aeriană, în funcţie de puterea de transport a vântului şi mărimea particulelor.

Sedimentarea începe în momentul în care puterea de transport a vântului se reduce foarte mult, iar materialul depus dă naştere la depozite eoliene. Se consideră că loessul este un depozit de origine eoliană.

22

Foto. 2.1 – Sfinxul, reultat al procesului de coraziune eoliană în zona alpină

a Munţilor Bucegi

e) Dezagregarea datorită forţei gravitaţionale Este mai evidentă în cazul abrupturilor sau versanţilor puternic înclinaţi,

din care se desprind fragmente de roci, care în cădere se mărunţesc prin izbire, frecare sau rostogolire.

f) Dezagregarea datorită plantelor şi animalelor Rădăcinile plantelor, în special ale arborilor pătrund prin crăpăturile rocilor şi pe măsură ce se îngroaşă contribuie la accentuarea fisurilor şi crăpăturilor până la despicarea rocilor. Animalele care trăiesc în sol, prin galeriile pe care le sapă contribuie la mărunţirea şi amestecarea orizonturilor de sol. Sistemul radicular al arborilor, cât şi activitatea animalelor facilitează pătrunderea apei şi aerului în sol, care amplifică şi mai mult fenomenul dezagregării.

g) Dezagregarea datorită activităţii omului Omul favorizează procesul de dezagregare al rocilor prin lucrările pe care le face: exploatări miniere, cariere, lucrări de îmbunătăţiri funciare etc.

2.2.2. ALTERAREA Este procesul de modificare chimică a mineralelor care intră în alcătuirea rocilor. Cu cât dezagregarea este mai accentuată, cu atât alterarea este mai intensă, deoarece suprafaţa totală a particulelor creşte odată cu gradul de mărunţire. Alterarea mineralelor se produce pe cale chimică şi biochimică.

a) Alterarea chimică Agentul principal al alterării chimice este apa. În lipsa apei sau atunci când

aceasta se află sub formă de gheaţă, alterarea nu poate avea loc sau este foarte slabă. În afara apei, rol important în alterarea chimică îl are aerul, care acţionează direct prin diferiţii lui componenţi: oxigenul, dioxidul de carbon etc.

Alterarea chimică se desfăşoară prin mai multe procese, mai importante fiind: hidratarea, dizolvarea, hidroliza, carbonatarea şi oxido-reducerea.

Hidratarea este procesul fizico-chimic prin care mineralele ajung să conţină apă şi este de două feluri: fizică şi chimică.

• Hidratarea fizică se produce prin atragerea apei la suprafaţa particulelor minerale, unde se formează o peliculă sau film de apă. Cu cât materialul mineral este mai mărunţit, cu atât cantitatea de apă fixată este mai mare.

• Hidratarea chimică constă în pătrunderea apei în reţeaua cristalină a mineralelor, fie sub formă moleculară (denumită apă de cristalizare), fie sub formă

23

de grupe OH (denumită apă de constituţie), fapt ce determină formarea de noi minerale. De exemplu, anhidritul prin hidratare cu apă moleculară trece în gips, iar hematitul trece în limonit.

CaSO4 + 2H2O CaSO4 x 2H2O Fe2O3 + nH2O Fe2O3 x nH2O

Prin hidratarea hematitului se poate forma şi hidroxidul de fier, situaţie în care apa de hidratare este reprezentată prin grupe OH.

Fe2O3 + 3H2O 2Fe(OH)3

Procesul prin care mineralele pierd apa este cunoscut sub numele de deshidratare. Apa de hidratare fizică fiind slab reţinută se pierde mai uşor, în timp ce apa de hidratare chimică se pierde mult mai greu.

Dizolvarea reprezintă procesul de trecere a unei substanţe în soluţie, fără ca aceasta să-şi modifice natura chimică. Acest proces este mai des întâlnit în cazul rocilor sedimentare, care conţin unele săruri solubile, ca de exemplu: nitraţi, cloruri, sulfaţi, carbonaţi etc. Fenomenul de dizolvare prezintă o importanţă deosebită pentru formarea solului şi a fertilităţii sale, în sensul că o parte din substanţele dizolvate satisfac necesităţile plantelor, iar o altă parte sunt levigate pe profilul de sol, dând naştere la orizonturi sărăcite sau îmbogăţite în anumiţi compuşi. Hidroliza este procesul de descompunere a unei sări, sub acţiunea apei, în acidul şi baza din care este formată sarea respectivă.

CaCO3 + 2H2O H2CO3 + Ca (OH)2CaSO4 + 2H2O H2SO4 + Ca (OH)2

Hidroliza constituie principalul proces prin care se produce alterarea silicaţilor. Deoarece silicaţii sunt insolubili, hidroliza lor are loc lent, în următoarele etape sau faze: debazificarea, desilicifierea şi argilizarea.

Ca urmare a proceselor de mărunţire, la suprafaţa particulelor de silicaţi se găsesc diferiţi ioni, dintre care unii au caracter bazic (K,+ Na+, Mg+, Ca+). Apa care vine în contact cu suprafaţa particulelor silicatice disociază în ioni de hidrogen şi oxidril.

• În această primă etapă a hidrolizei, cationii de hidrogen trec în locul cationilor de K,+ Na+, Mg+ şi Ca+, care la rîndul lor trec în soluţie, formând cu ionii oxidril (rezultaţi din disocierea apei) o serie de baze.

H2O H+ OH- K+

KOH Na+ ⇒ NaOH, Mg+ Mg(OH)2

Ca+ Ca(OH)2

Deoarece cationii bazici de la suprafaţa particulelor silicatice sunt înlocuişi cu cei de hidrogen, care au caracter acid, procesul se numeşte debazificare.

• În a doua etapă a hidrolizei, baza rezultată prin debazificare atacă masa silicatului, alcătuită în cea mai mare parte din dioxid de siliciu (SiO2), din care se desprinde un praf albicios, denumit silice secundară hidratată, faza purtând numele de desilicifiere.

• În ultima etapă a hidrolizei, din silicatul primar, ca urmare a debazificării şi desilicifierii, se formează silicaţi secundari şi anume minerale

24

argiloase, care intră în alcătuirea argilei. Această ultimă etapă a hidrolizei silicaţilor poartă denumirea de argilizare. Rol important în hidroliza silicaţilor au condiţiile climatice, în primul rând umiditatea şi temperatura.

Astfel, în condiţii de umiditate mare, temperatură scăzută şi reacţie acidă, silicaţii primari sunt supuşi unei debazificări intense, dar bazele respective trec repede în săruri care sunt levigate în adâncime. Datorită lipsei reacţiei bazice, desilicifierea este slabă, situaţie în care se formează un mineral sărac sau lipsit în cationi bazici, denumit caolinit, iar procesul poartă numele de caolinizare.

În zonele cu condiţii moderate de umiditate, temperatură şi reacţie neutră până la alcalină, are loc procesul de sericitizare. În aceste condiţii debazificarea şi îndepărtarea sărurilor este mult mai lentă şi, ca urmare, în prima etapă se formează sericitul, iar apoi illitul, montmorillonitul, beidelitul etc, minerale argiloase bogate în elemente bazice.

În condiţii de umiditate şi temperatură ridicate, hidroliza silicaţilor este foarte puternică, silicaţii primari fiind desfăcuţi până la componentele de bază. Silicea rezultată şi sărurile formate sunt levigate în profunzime, iar la suprafaţă rămân oxizii de fier şi de aluminiu. Materialul rezultat capătă o culoare roşie-gălbuie, fiind denumit laterit, iar procesul lateritizare (later în limba latină însemnând ţiglă sau cărămidă).

Dintre procesele de alterare, hidroliza are cea mai mare importanţă, contribuind la formarea argilei – componentul mineral de bază al solului. De asemenea, prin hidroliza silicaţilor se eliberează diferite săruri necesare nutriţiei plantelor, precum şi diferiţi oxizi şi hidroxizi care intră în alcătuirea solului. Carbonatarea este fenomenul de alterare a mineralelor şi rocilor sub acţiunea dioxidului de carbon dizolvat în apă. În urma procesului de debazificare a silicaţilor au rezultat hidroxizii de potasiu, sodiu, magneziu şi calciu, care intră în reacţie cu dioxidul de carbon dizolvat în apă, formîndu-se carbonaţii respectivi.

2KOH + CO2 + H2O K2CO3 + 2H2O

2NaOH + CO2 + H2O Na2CO3 + 2H2O

Mg(OH)2 + CO2 + H2O MgCO3 + 2H2O

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

Carbonaţii de potasiu şi de sodiu fiind solubili pot fi levigaţi în adîncime. Cei de magneziu şi calciu fiind greu solubili se depun pe profilul de sol. Totuşi, atunci când CO2 dizolvat în apă este în cantitate mare şi carbonaţii de magneziu şi de calciu devin solubili prin trecerea lor în bicarbonaţi, procesul fiind reversibil. Acest fapt are o importanţă deosebită pentru plante care au astfel posibilitatea să se aprovizioneze cu cantităţile necesare de magneziu şi calciu.

MgCO3 + CO2 + H2O Mg(HCO3)2 CaCO3 + CO2 + H2O Ca(HCO3)2

Prin scăderea conţinutului de dioxid de carbon, bicarbonaţii de magneziu şi calciu trec în carbonaţi, care fiind greu solubili se depun. Cu cât precipitaţiile sunt mai bogate, iar conţinutul de dioxid de carbon este mai ridicat, cu atât procesul de decarbonatare a profilului de sol este mai evident. Totuşi, în situaţia în care un climat umed este înlocuit cu unul mai secetos, carbonaţii pot reveni în orizonturile superioare (odată cu apa de evaporaţie), fenomen cunoscut sub numele de recarbonatare, carbonatare secundară sau regradare.

25

Oxido-reducerea. Prin oxidare se înţelege procesul de combinare a unor elemente cu oxigenul. Dintre acestea, fierul şi manganul, foarte răspândite în scoarţa terestră, au mare afinitate faţă de oxigen. Procesele de oxidare au loc în mediu aerob, situaţie în care fierul şi manganul se găsesc sub formă de compuşi oxidaţi, insolubili, care au culori de la galben până la roşcat (denumite culori de oxidare).

Reducerea este fenomenul invers oxidării şi constă în pierderea de oxigen. Procesele de reducere au loc în condiţii anaerobe. Formele reduse ale fierului şi manganului sunt solubile, deci pot fi transportate de apă şi au culori verzui, albăstrui, vineţii (denumite culori de reducere).

Oxidarea şi reducerea au loc împreună, oxidarea dominând în solurile bine aerisite, în timp ce reducerea domină în solurile cu exces de umiditate, deci slab aerisite.

b) Alterarea biochimică Reprezintă modificarea chimică a mineralelor sub acţiunea organismelor, mai ales a microorganismelor şi plantelor. Deşi masa organismelor reprezintă cel mult 0,1% din scoarţa terestră, datorită răspândirii şi caracterului ei activ determină profunde şi multiple transformări ale scoarţei. Majoritatea reacţiilor chimice din partea superioară a scoarţei terestre se petrec cu participarea directă a organismelor, adică au un caracter biochimic, sau, cel puţin, decurg într-un mediu ale cărui proprietăţi fizico-chimice au fost determinate, în cea mai mare parte, de acţiunea organismelor în decursul erelor geologice.

Există organisme care acţionează direct în procesul de alterare, extrăgând din minerale diferiţi compuşi care se acumulează în corpul lor. De exemplu, diatomeele şi radiolarii extrag silicea din silicaţi; muşchii şi lichenii se dezvoltă prin instalarea lor directă la suprafaţa mineralelor şi rocilor, iar unele plante absorb prin rădăcini diferiţi cationi bazici de la suprafaţa particulelor minerale etc.

Mult mai important este, însă, rolul indirect al organismelor în procesul de alterare. De exemplu, prin acţiunea microorganismelor asupra materiei minerale şi organice se eliberează dioxidul de carbon, diferiţi acizi minerali şi organici, care duc la intensificarea, în general, a proceselor de alterare a mineralelor.

Vegetaţia lasă, în partea superioară a scoarţei terestre, cantităţi importante de resturi organice, prin descompunerea cărora de către microorganisme se formează acizi, baze şi săruri, care contribuie la intensificarea alterării.

În concluzie, organismele exercită o intensă acţiune de alterare a mineralelor şi rocilor, încât este greu de realizat o delimitare între procesele chimice şi biochimice de alterare, care se condiţionează reciproc şi se petrec simultan.

2.3. ALCĂTUIREA PĂRŢII MINERALE A SOLULUI În urma proceselor de dezagregare şi alterare rezultă o serie de produse

care pot rămâne pe locul de formare sau sunt transportate şi depuse la mari distanţe. Fie că rămân pe loc, fie că sunt transportate, produsele noi formează depozite sedimentare, cu grosimi diferite, afânate şi permeabile, pe seama cărora evoluează solurile. Aceste depozite, cunoscute şi sub denumirea de scoarţă de alterare, contribuie la apariţia unor forme de relief specifice, ca de exemplu: piemonturi, câmpii, terase, lunci etc.

26

Partea minerală a solului, fiind formată prin procesele de dezagregare şi alterare, este reprezentată de produsele acestor procese, care se pot grupa în două mari categorii: produse primare şi produse secundare.

2.3.1. PRODUSELE PRIMARE

Produsele primare, provenite prin simpla dezagregare a rocilor, sunt reprezentate prin fragmente de bolovani, pietre, pietriş, nisip şi praf.

Bolovanii, pietrele şi pietrişul sunt rezultatul unei dezagregări slabe, nu prezintă compoziţie chimică şi mineralogică specifică şi se întâlnesc mai rar pe profilul de sol, formând ceea ce se cunoaşte sub numele de scheletul solului. Mai departe, prin dezagregare şi alterare, pe seama lor, se formează alte produse.

Nisipul este rezultatul dezagregării mai avansate a mineralelor şi rocilor şi este component al texturii solului. Spre deosebire de nisipul provenit din particule de cuarţ, care este foarte rezistent, nisipul provenit din roci mai sărace în cuarţ poate fi transformat mult mai uşor în alte produse ale dezagregării şi alterării.

Praful, alcătuit din fragmente de dimensiuni mai mici decât nisipul, este, de asemenea, component al texturii solului. Pe seama particulelor de praf, alcătuite din diferite minerale, se pot forma, mai departe, alte produse de alterare.

2.3.2. PRODUSELE SECUNDARE

Aceste produse rezultă în urma procesului de alterare a mineralelor şi rocilor şi sunt reprezentate prin compuşi solubili în apă şi prin compuşi coloidali.

Compuşii solubili în apă (sărurile) se formează în prima fază a hidrolizei, pe seama cationilor bazici (K, Na, Mg, Ca) care, din silicaţi, prin hidroliză trec în soluţie sub formă de hidroxizi (KOH, NaOH, Mg(OH)2, Ca(OH)2). Ulterior, aceştia intră în reacţie cu diferiţi acizi care se pot găsi în soluţie (acid carbonic, azotic, clorhidric, sulfuric, fosforic etc., formându-se sărurile respective: carbonaţi, azotaţi, cloruri, sulfaţi, fosfaţi etc.

În funcţie de solubilitate sărurile pot fi: - uşor solubile, mai frecvente fiind sărurile acidului azotic (azotaţii),

acidului clorhidric (clorurile) şi acidului sulfuric (sulfaţii); - cu solubilitate mijlocie, mai răspândit fiind gipsul, care apare în unele

soluri formate pe depozite gipsifere din regiunile aride; - greu solubile, reprezentate, în pricipal, prin carbonaţii de calciu şi de

magneziu. Importanţă deosebită pentru creşterea plantelor prezintă sărurile care

servesc ca sursă de substanţe nutritive (sărurile de azot, fosfor, potasiu, calciu etc.).

Compuşii coloidali, adică acei compuşi care nu se dizolvă în apă, sunt: oxizii şi hidroxizii, silicea secundară şi mineralele argiloase.

Oxizii şi hidroxizii se formează în cea de-a doua etapă a hidrolizei silicaţilor, răspândire şi importanţă mai mare pentru sol având-o oxizii şi hidroxizii de fier, aluminiu şi mangan.

Oxizii şi hidroxizii de fier imprimă solului culori mai roşcate, în timp ce oxizii şi hidroxizii de mangan, întâlniţi mai ales în solurile umede, imprimă solului culori brun închise până la negru. Oxizii de fier şi mangan pot migra în masa solului şi apoi se depun sub formă de concreţiuni ferimanganice (bobovine).

27

Silicea secundară se prezintă sub formă de pulbere foarte fină, de culoare albicioasă, care acoperă agregatele structurale şi se comportă ca o substanţă coloidală.

Mineralele argiloase rezultă în cea de-a treia fază a hidrolizei silicaţilor primari, se prezintă sub forma unor particule foarte fine, iar denumirea de minerale argiloase derivă de la faptul că sunt componente principale ale argilei.

După structura cristalină şi compoziţia chimică se deosebesc următoarele grupe de minerale argiloase: mice hidratate, smectite (montmorillonit, beidelit, nontronit, saponit), vermiculit şi caolinit-halloyst.

Dintre proprietăţile mineralelor argiloase, o importanţă deosebită prezintă capacitatea de schimb cationic, înţelegând prin aceasta proprietatea mineralelor argiloase de a permite cationilor să treacă în soluţie sau să fie schimbaţi cu alţi cationi din soluţie.

Argila are un rol deosebit de important în stabilirea şi caracterizarea texturii solului.

În cazul solurilor care se formează pe roci magmatice prin alterare nu se mai rezultă minerale argiloase, ci se formează minerale amorfe (allofane), care au proprietăţi asemănătoare cu cele ale mineralelor argiloase, adică se comportă tot ca substanţe coloidale.

Întrebări recapitulative: 1. Care este alcătuirea mineralogică a scoarţei terestre? 2. Care este alcătuirea petrografică a scoarţei terestre? 3. Enumeraţi depozitele de suprafaţă şi precizaţi importanţa lor asupra

formării solurilor? 4. Ce este şi cum se produce dezagregarea? 5. Prin ce căi se desfăşoară alterarea chimică? 6. În ce constă alterarea biochimică? 7. Din ce este alcătuită partea minerală a solului?

28

3. FORMAREA ŞI ALCĂTUIREA PĂRŢII ORGANICE

A SOLULUI

Prezenţa materiei organice în sol, îndeosebi sub formă de humus, constituie caracteristica fundamentală prin care solul se deosebeşte de roca din care s-a format.

3.1. SURSELE DE MATERIE ORGANICĂ Materia organică a solului provine din plantele, microorganismele şi

animalele lipsite de viaţă, aflate în diferite stadii de descompunere.

Vegetaţia constituie principala sursă de materie organică din sol. Vegetaţie naturală din ţara noastră, reprezentată, în general, prin vegetaţia

ierboasă şi vegetaţia de pădure, influenţează atât cantitatea de resturi organice, cât şi locul de cantonare al acestora.

• Astfel, resturile organice provenite de la vegetaţia ierboasă, care ajung până la 10-20 t/ha, provin în cea mai mare parte din rădăcinile plantelor, din care cauză sunt cantonate în interiorul solului, mai ales în primii 40-50 cm.

• Sub păduri predomină acumularea de resturi organice la suprafaţa solului, reprezentate prin frunze, crengi, fragmente de scoarţă, seminţe etc., care alcătuiesc o pătură continuă sub numele de litieră (în medie 3-4 t/ha). Aceasta are o grosime mai mare sub pădurile de foioase (3-6 cm) şi mai mică sub pădurile de conifere (1-3 cm).

Vegetaţia cultivată lasă în sol cantităţi variabile de resturi organice, în funcţie de felul culturii. De exemplu, o cultură de trifoi sau de lucernă lasă în sol, în fiecare an, o cantitate de rădăcini mult mai mare faţă de plantele cultivate anual.

Microflora solului, reprezentată prin numărul mare de microorganisme (bacterii, ciuperci etc.) constituie o altă sursă importantă de materie organică.

Fauna şi microfauna din sol contribuie, de asemenea, la sporirea fondului de materie organică, dar într-o măsură mult mai mică faţă de celelalte surse.

Totalitatea resturilor organice, indiferent de provenienţa lor, constituie materialul de formare a humusului, adică sursa de substanţe nutritive pentru plante. Sub acest aspect interesează atât cantitatea, cât şi calitatea resturilor organice. În acest sens, vegetaţia ierboasă, în comparaţie cu cea lemnoasă, pe lângă faptul că lasă în sol cantităţi mult mai mari de resturi organice, acestea sunt mult mai bogate în proteine şi substanţe minerale, fapt ce favorizează procesul de formare a humusului.

3.2. MICROORGANISMELE ŞI ROLUL LOR ÎN TRANSFORMAREA

RESTURILOR ORGANICE DIN SOL Caracteristic pentru materia organică a solului este faptul că se găseşte

într-o continuă transformare, îndeosebi sub influenţa microorganismelor care populează solul, mai importante fiind bacteriile, ciupercile şi actinomicetele.

Bacteriile sunt cele mai răspândite microorganisme din sol. După modul de nutriţie, bacteriile se clasifică în două mari grupe:

29

• bacterii autrotrofe, care acţionează asupra compuşilor minerali, fiind, din acest punct de vedere, primele microorganisme care se instalează pe suprafaţa rocilor (de exemplu, diatomeele sau radiolarii extrag silicea din silicaţi);

• bacterii heterotrofe, care acţionează asupra compuşilor organici. După mediul de viaţă, de asemenea, bacteriile se clasifică în două mari

grupe: • bacterii aerobe, care îşi desfăşoară activitatea în solurile bine aerate; • bacterii anaerobe, adică acţionează în solurile neaerate sau slab aerate. În general, bacteriile au o intesă activitate în condiţii de reacţie neutră, slab

acidă ori slab alcalină şi constituie principala grupă de microorganisme care provoacă transformarea resturilor organice provenite de la vegetaţia ierboasă.

Ciupercile sunt microorganisme heterotrofe, adică se hrănesc numai cu substanţe organice. Sunt aerobe şi, spre deosebire de bacterii, se dezvoltă în condiţii de reacţie acidă, acţionând mai mult în transformarea resturilor de vegetaţie lemnoasă.

Actinomicetele sunt tot microorganisme heterotrofe, care fac legătura între bacterii şi ciuperci şi se dezvoltă în condiţii de reacţie acidă până la alcalină. Spre deosebire de bacterii şi ciuperci au o capacitate mare de descompunere a substanţelor organice rezistente, aşa cum sunt ligninele.

3.3. DESCOMPUNEREA RESTURILOR ORGANICE ŞI FORMAREA HUMUSULUI

Descompunerea resturilor organice se produce cu intensităţi diferite în funcţie de compoziţia lor chimică şi de condiţiile de mediu.

Astfel, resturile organice provenite de la vegetaţia ierboasă, mai bogate în proteine şi elemente bazice sunt descompuse mult mai rapid în comparaţie cu resturile organice provenite de la vegetaţia lemnoasă, mai bogate în lignine şi mai sărace în elemente bazice.

Legat de condiţiile de mediu, procesul de descompunere se desfăşoară mai rapid în mediul aerob, cu temperatură ridicată, cu reacţie neutră, textură nisipoasă şi mai lent în mediul anaerob, temperatură scăzută, cu reacţie acidă sau alcalină.

Prin descompunere, resturile organice sunt desfăcute în compuşi mai simpli, mai întâi tot de natură organică şi apoi în compuşi minerali, aşa cum sunt sărurile de N, P, K, Ca, Mg, cu importanţă deosebită în nutriţia plantelor.

Ca urmare a proceselor de descompunere şi sinteză a resturilor organice se formează humusul, component specific al solului, care îl deosebeşte de rocă.

Humusul reprezintă materia organică înaintat transformată, de culoare neagră sau brună, cu caracter coloidal, care rămâne după ce resturile de plante şi animale încorporate în sol au fost transformate sau descompuse (Lupaşcu Gh., 1998)

Componenţii principali ai humusului sunt acizii humici.

3.3.1. Alcătuirea şi proprietăţile acizilor humici

a) Alcătuirea acizilor humici În alcătuirea acizilor humici se pot separa două categorii de acizi şi anume: acizi huminici şi acizi fulvici.

Acizii huminici au culoare închisă şi se formează în urma humificării resturilor organice provenite de la vegetaţia ierboasă, mai bogate în substanţe proteice şi elemente bazice, sub influenţa dominantă a bacteriilor, în condiţiile

30

unui climat cald şi puţin umed, în prezenţa calciului în sol şi, deci, a unei reacţii neutre, slab acide ori slab alcaline.

Acizii fulvici au culoare deschisă şi se formează în procesul humificării resturilor organice provenite de la vegetaţia lemnoasă, cu un conţinut redus de substanţe proteice şi elemente bazice, sub influenţa dominantă a ciupercilor, în condiţiile unui climat rece şi umed, în absenţa calciului în sol, adică a unui mediu acid. De obicei în alcătuirea humusului intră ambele grupe de acizi, dar în proporţii diferite. Astfel, în zona de stepă şi silvostepă domină acizii huminici, pe când în zona de pădure, pondere mai mare au acizii fulvici.

Din punct de vedere calitativ, acizii huminici imprimă solului cele mai favorabile însuşiri fizice şi chimice, fapt ce duce la concluzia că, cu cât raportul dintre acizii huminici şi acizii fulvici este în favoarea acizilor huminici, cu atât solurile sunt mai fertile.

Acizii humici au o compoziţie elementară foarte complexă, în alcătuirea lor întâlnindu-se toate elementele care intră în alcătuirea plantelor, pondere mare având C, H, O şi N.

Pentru caracterizarea humusului, un rol foarte important în raportul dintre carbon şi azot (C/N). Valorile acestui raport sunt ridicate (60-90) pentru materia organică proaspătă, dar pe măsură ce are loc procesul de humificare, valorile acestui raport scad, tinzând spre anumite valori caracteristice condiţiilor biopedoclimatice. Astfel, în condiţiile în care în sol se formează predominant acizi huminici (în zona de stepă) raportul C/N are valori scăzute, sub 15. În condiţiile în care în sol se formează predominant acizi fulvici (în zona de pădure) raportul C/N are valori mai ridicate, uneori peste 26.

Raportul C/N constituie un criteriu foarte important în aprecierea aprovizionării solului cu azot. Valorile scăzute ale raportului indică un conţinut ridicat de azot (de exemplu, la cernoziomuri raportul C/N =10), în timp ce valorile ridicate ale acestui raport arată un conţinut scăzut de azot (de exemplu, la podzoluri raportul C/N =20).

b) Proprietăţile acizilor humici Acizii humici, ca orice acizi, au în molecula lor cationi de hidrogen; de

asemenea, ca orice acizi, se pot neutraliza. Datorită prezenţei în sol a cationilor de Ca, Mg, K, Na etc., acizii humici

fixează aceşti cationi în locul celor de hidrogen, adică se neutralizează sau se saturează cu baze. Deoarece acizii humici au molecule mari, iar cationii de hidrogen, care pot fi înlocuiţi cu cei de Ca, Mg, K, Na etc., se găsesc la periferia macromoleculelor, cationii respectivi apar ca adsorbiţi şi pot fi schimbaţi de către alţi cationi din soluţia solului.

Proprietatea acizilor humici de avea cationi adsorbiţi şi de ai schimba cu alţi cationi din soluţia solului poartă denumirea de capacitate de adsorbţie şi schimb cationic. Această proprietate, întâlnită şi la mineralele argiloase, împreună cu care acizii humici formează complexul coloidal sau argilo-humic, constituie una din cele mai importante însuşiri ale solului. Prin adsorbţie, cationii de Ca, Mg, K, Na etc., sunt feriţi într-o oarecare măsură de a fi spălaţi în adâncime, iar prin trecere în soluţie, ca urmare afenomenelor de schimb, pot fi folosiţi de către plante.

Ca urmare a reacţiei dintre acizii humici şi partea minerală a solului rezultă diferite combinaţii denumite organominerale. Astfel, în toate solurile se produce reacţia dintre acizii humici şi mineralele argiloase, mai ales în orizontul

31

superior, rezultînd complexul argilohumic sau coloidal sau adsorbtiv, care constituie partea cea mai importantă a solului.

3.4 . TIPURILE DE HUMUS Humificarea este un proces deosebit de complex, foarte mult influenţat

de condiţiile de mediu, care duc la formarea mai multor tipuri de humus. În solurile din ţara noastră se întâlnesc urmatoarele tipuri de humus: mullul, moderul, humusul brut (morul) şi turba.

Mullul este reprezentat prin materie organică complet humificată, intim amestecată cu partea minerală a solului. Se formează în condiţii favorabile activitaţii microbiologice, care determină transformarea completă a resturilor organice şi este de două feluri: mull calcic şi mull forestier .

Mullul calcic este cel mai bun humus posibil, ce se formează în prezenţa calciului din sol, pe seama resturilor organice provenite de la vegetaţia ierboasă, sub acţiunea predominantă a bacteriilor; este alcatuit, în special, din acizi huminici si are culoare închisă, pe care o imprimă şi solului.

Mullul forestier, inferior celui calcic, se formează în solurile lipsite sau sărace în calciu, din resturile organice provenite de la vegetaţiei forestieră, sub acţiunea, în deosebi, a ciupercilor, fiind alcătuit, mai ales, din acizi fulvici. Din acest motiv are o culoare mai deschisă.

Moderul este reprezentat prin materie organică mai slab humificată şi parţial legată de partea minerală a solului. Se formează în condiţii de climă mai umedă şi mai răcoroasă, de microfloră mai săracă şi mai puţin activă. Are o culoare brună şi duce la formarea unui orizont bioacumulativ mai subţire decât în cazul solurilor cu humus de tipul mull. În funcţie de condiţiile de mediu acest tip de humus poate fi:

- moder forestier (sub păduri); - moder de pajişte (sub pajisti montane acide); - moder calcic (specific solurilor formate pe calcare); - moder hidromorf (specific solurilor cu exces de umiditate).

Humusul brut (morul) este un tip de humus format predominant din resturi organice slab humificate, practic nelegate de partea minerală a solului, cu un procent ridicat de acizi fulvici. Este caracteristic solurilor din zona montană, formate pe roci acide, cu climă rece şi umedă, condiţii în care procesul de humificare este foarte lent.

Turba se formează prin acumularea resturilor organice într-un mediu saturat cu apă în cea mai mare parte a anului.

Se deosebesc două feluri de turbă : - eutrofă (calcică), neutră ori slab alcalină, bogată în substanţe minerale; - oligotrofă, acidă şi saracă în substanţe minerale.

3.5. IMPORTANŢA HUMUSULUI ÎN SOL

Humusul constituie componentul de bază, esenţial al solului. Roca supusă proceselor de dezagregare şi alterare nu se transformă în sol până nu are loc procesul de formare şi acumulare a humusului.

Humusul asigură fertilitatea solului. Cu cât solul este mai bogat în humus şi acesta este mai de calitate, cu atât creşte fertilitatea sa.

32

Datorită proprietăţii de adsorbţie a cationilor, humusul, într-o oarecare masură, poate reţine şi feri de levigare o serie de cationi (Ca, Mg, K, Na) pe care îi poate elibera în soluţia solului, de unde pot fi folosiţi de către plante.

Humusul împreună cu argila contribuie la formarea unei structuri grăunţoase, stabile, care determină un regim aerohidric favorabil dezvoltării plantelor.

De asemenea, humusul contribuie la îmbunătăţirea însuşirilor fizice ale unor soluri. De exemplu, măreşte permeabilitatea pentru apă si aer a solurilor argiloase, măreşte coeziunea paticulelor de nisip în cadrul solurilor nisipoase etc. Solurile bogate în humus sunt favorabile pentru activitatea şi înmulţirea microorganismelor.

În funcţie de conţinutul de humus, în general, solurile se împart în: - slab humifere (mai puţin de 2 % humus); - moderat humifere (între 2 ş 4 % humus); - intens humifere (mai mult de 4 % humus).

Întrebări recapitulative: 1. Care sunt principalele surse de materie organică? 2. Cine transformă resturile organice în humus? 3. Ce este humusul şi care este rolul său în sol? 4. Care sunt principalele tipuri de humus?

33

4. APA DIN SOL

Apa are o importanţă deosebită în formarea şi evoluţia solului, cât şi în determinarea fertilităţii sale. Astfel, majoritatea proceselor de dezagregare, alterare şi de transport a unor componenţi pe profilul de sol au loc sub influenţa apei. Apa din sol, în care sunt dizolvate diferite substanţe nutritive, asigură creşterea şi dezvoltarea normală a vegetaţiei.

Prezenţa apei în cantitate prea mare sau prea mică scade mult fertilitatea solului. Păstrarea unui regim optim de apă în sol se poate realiza prin aplicarea unor măsuri ameliorative, aşa cum sunt irigaţiile sau desecările.

4.1. SURSELE DE APĂ DIN SOL Precipitaţiile atmosferice constituie sursa generală de aprovizionare a

solurilor cu apă. Tot ca sursă generală, dar mai puţin importantă, este şi apa reprezentată de vaporii din atmosferă, care prin pătrundere şi condensare în sol pot trece sub formă de apă lichidă.

Alte surse de apă pot fi reprezentate prin: • pânzele freatice, atunci când acestea se află la adâncimi mici şi

influenţează profilul de sol; • scurgerile de suprafaţă, în cazul solurilor aflate la baza versanţilor sau

în zone depresionare; • din irigaţie, în cazul solurilor irigate;

4.2. FORŢELE CARE ACŢIONEAZĂ ASUPRA APEI DIN SOL

Din momentul ajungerii sale în sol, apa este supusă acţiunii unor forţe de natură diferită, care provoacă reţinerea sau mişcarea acesteia.

Forţele datorate tensiunii vaporilor de apă acţionează asupra apei aflate în sol sub formă de vapori, ale căror tensiuni sau presiuni sunt influenţate de umiditatea şi temperatura solului. Astfel, la umiditate constantă, tensiunea vaporilor creşte cu temperatura, iar la temperatură constantă, creşte cu umiditatea.

Forţele de adsorbţie sau de sorbţie determină reţinerea apei la suprafaţa particulelor de sol când acesta are un conţinut redus de umiditate.

Forţele capilare acţionează asupra apei din porii capilari ai solului. La un conţinut moderat de umiditate, apa reţinută în capilarele solului se mişcă lent, în toate direcţiile, inclusiv de jos în sus. În cazul porilor cu diametru diferit, apa circulă de la capilarele mai mari, spre capilarele mai mici, unde presiunea sau forţa capilară este mai mare. Forţa cu care apa este atrasă şi reţinută de sol, în condiţii normale de umiditate, poartă denumirea de forţă de sucţiune sau sucţiune.

Forţele gravitaţionale se manifestă când solul este saturat cu apă. Sub influenţa gravitaţiei, apa din porii necapilari (adică apa în exces) se deplasează de sus în jos, uneori ajungând până în pânza freatică. În cazul terenurilor înclinate, forţele gravitaţionale determină şi deplasarea apei din locurile mai înalte spre cele mai joase, fie prin scurgere la suprafaţă, fie prin sol.

34

Forţele hidrostatice acţionează numai atunci când deasupra solului bălteşte un strat de apă. În această situaţie, datorită greutăţii stratului respectiv de apă, forţele hidrostatice sau de submersie determină pătrunderea apei în adâncime.

Forţele de sugere a rădăcinilor plantelor determină deplasarea apei din sol înspre rădăcini, prin intermediul cărora ajunge în plante.

Forţele osmotice sunt specifice solurilor sărăturate şi determină reţinerea puternică a apei care nu este cedată plantelor. Prin dizolvarea sărurilor solubile, în apa din sol se formează o soluţie care prezintă o presiune osmotică cu atât mai mare, cu cât cantitatea de săruri este mai mare.

4.3. FORMELE DE APĂ DIN SOL În funcţie de mobilitatea şi accesibilitatea pentru plante, în sol se găsesc

următoarele forme de apă: apa sub formă de vapori, apa de higroscopicitate, apa peliculară, apa capilară, apa gravitaţională şi apa freatică.

Apa sub formă de vapori. Se găseşte în porii solului, provine din evaporarea altor forme de apă sau din atmosferă şi poate trece din nou, prin condensare, în orice formă de apă. Un fenomen important de formare de apă lichidă şi de mărire a umidităţii solului îl constitue aşa numita rouă subterană sau roua internă a pământului. Astfel, noaptea, când orizonturile inferioare ale solului se răcesc mai puţin decât cele superioare, tensiunea vaporilor de apă este mai mare, motiv pentru care aceştia se deplasează spre orizonturile superioare unde, datorită temperaturii mai scăzute, trec sub formă de apă lichidă. Vaporii de apă din atmosferă pot atenua efectul secetei atât prin aportul de apă în sol, cât şi prin modul de protecţie pe care îl exercită asupra părţii aeriene a vegetaţiei.

Apa de higroscopicitate. Reprezintă apa reţinută de forţele de adsorbţie la suprafaţa particulelor de sol. Această formă de apă nu se poate deplasa (decât dacă trece sub altă formă de apă) şi nu poate fi cedată plantelor, pentru că este reţinută cu o forţă mai mare decât forţa de sugere a rădăcinilor.

Coeficientul de higroscopicitate reprezintă unul din cei mai importanţi indici hidrofizici ai solului şi reprezintă cantitatea maximă de apă pe care solul o poate absorbi dintr-o atmosferă saturată cu vapori. Aceasta depinde în mare măsură de textura solului. Astfel, cu cât textura este mai fină, cu atât suprafaţa de contact între sol şi apă este mai mare şi deci, catitatea de apă de higroscopicitate este mai mare.

Apa peliculară. După ce solul a reţinut apa de higroscopicitate, în continuare fixează alte molecule de apă, până la satisfacerea totală a capacităţii de adsorbţie. Apa peliculară, fiind reţinută cu forţe mai mici decât cea de higroscopicitate, circulă lent de la particulele mai groase spre cele mai subţiri şi poate fi folosită într-o oarecare măsură de către plante.

Apa capilară. Reprezintă apa reţinută în porii capilari ai solului datorită forţelor capilare. Cantitatea de apă capilară depinde de textură şi structură, crescând de la solurile nisipoase spre cele argiloase şi de la solurile nestructurate spre cele structurate.

35

Fig. 4.1 - Reprezentatea schematică a apei de higroscopicitate şi a apei capilare şi mişcarea acesteia

În comparaţie cu apa de higroscopicitate şi peliculară, care sunt puternic şi slab legate, apa capilară este considerată apă liberă, deoarece circulă în toate direcţiile (inclusiv de jos în sus), solubilizează substanţele nutritive şi poate fi folosită de către plante. Datorită acestui fapt reprezintă categoria de apă cea mai importantă din sol. În funcţie de sursa de umezire a solului se deosebesc: apă capilară sprijinită şi apă capilară suspendată. Apa capilară sprijinită rezultă pe seama apei ridicată prin capilaritate, din pânza freatică, până la una anumit nivel, după care rămâne constant redusă. Stratul de sol cuprins între oglinda apei freatice şi nivelul constant al apei capilare se numeşte franjă capilară. Dacă pânza freatică se află la o adâncime mică, de la care apa freatică se ridică prin capilaritate până la suprafaţa solului, înseamnă că apa capilară din solul respectiv este o apă capilară sprijinită. Apa capilară suspendată caracterizează partea superioară a profilului de sol, provine din ploi, zăpezi, irigaţii etc. şi nu are legătură cu pânza freatică situată la adâncimi mari. În această situaţie, între apa capilară suspendată şi apa capilară sprijinită (franja capilară) se găseşte un strat de sol cu o umiditate constant redusă, denumit orizont mort.

Apa gravitaţională. Reprezintă apa care se poate găsi pentru scurt timp în porii necapilari (după ploi abundente, topirea zăpezilor, irigaţii) şi care se scurge repede în adâncime sub influenţa gravitaţiei, din care cauză nu prezintă importanţă pentru aprovizionarea plantelor.

Apa freatică. Apa gravitaţională scursă în adâncime se înmagazinează deasupra unui strat impermeabil, fomând apa sau pânza freatică. Apa freatică influenţează profilul de sol în funcţie de adâncimea la care se află şi gradul de mineralizare (conţinutul de săruri).

După adâncime se deosebesc: • ape freatice situate la adâncimi critice (2 - 3m), situaţie în care franja

capilară se ridică până la suprafaţa solului, exercitând o influenţă negativă asupra acestuia;

• ape freatice aflate la adâncimi subcritice (3-6m), situaţie în care franja capilară se ridică până la partea inferioară a profilului de sol;

• ape freatice situate la adâncimi acritice (>6m), situaţie în care franja capilară nu afectează profilului de sol; După gradul de mineralizare, apele freatice se clasifică în:

• ape dulci (conţin <0,5g/l) • ape sălcii (0,6-4,5g/l ) • ape sărate ( >4,6g/l)

36

Dacă pânza freatică se află la adâncimi critice, aceasta provoacă gleizarea şi chiar înmlăştinirea solului. Atunci când pânza freatică este bogat mineralizată se produce şi fenomenul de sărăturare a solului.

Mineralizarea de la care se produce sărăturarea solului poartă denumirea de mineralizare critică şi variază, în condiţiile din ţara noastră, între 0,5 şi 3g săruri solubile la litru de apă freatică.

Când apele freatice se găsesc la adâncimi de la care se pot ridica până în zona rădăcinilor au o influenţă favorabilă asupra vegetaţiei, dacă nu au loc procese de gleizare, înmlăştinire sau sărăturare.

4.5. PIERDEREA APEI DIN SOL Principala modalitate de pierdere a apei din sol este trecerea acesteia în

atmosferă, ca urmare a evaporaţiei directe la suprafaţa solului şi a transpiraţiei plantelor.

Evaporaţia (E) constă în trecerea apei din sol în atmosferă sub formă de vapori. Când solul este aprovizionat cu apă din pânza freatică, apa pierdută prin evaporaţie este compensată de apa ce se ridică prin capilaritate, solul fiind în permanenţă umezit. În cazul în care solul nu se găseşte sub influenţa apei freatice, evaporarea duce la micşorarea treptată a umidităţii până la uscarea solului la suprafaţă. Pierderile de apă din sol prin evaporare au loc mai ales în primii 30-40 cm. Prin realizarea la suprafaţa solului a unui strat mărunţit, pierderile de apă prin evaporaţie se reduc mult.

Transpiraţia (T) reprezintă pierderea apei din sol datorită consumului de către plante. Plantele absorb din sol şi elimină prin transpiraţie în atmosferă mari cantităţi de apă, determinând micşorarea accentuată a umidităţii solului.

Spre deosebire de apa pierdută din sol prin evaporaţie, apa pierdută prin transpiraţie reprezintă, de fapt, o apă cosumată de plante în mod productiv. De aceea, în practica agricolă se urmăreşte reducerea la minimum a pierderii de apă prin evaporaţie directă, în favoarea consumului de către plante.

Evapotranspiraţia (ET) reprezintă cantitatea totală de apă pierdută prin evaporaţie directă şi transpiraţie.

Mărimea evapotranspiraţiei depinde de mai mulţi factori şi anume: de climă, vegetaţie, soluri etc. Astfel, în condiţii de climă caldă şi puţin umedă, evapotranspiraţia este mai mare decît în climat rece şi umed; mai mare în cazul vegetaţiei de pădure decât al celei ierboase; mai mare în cazul solurilor uşoare, nestructurate, decât în cazul celor grele, structurate.

Cantitatea de apă pierdută prin evaporaţie şi transpiraţie, când solul este aprovizionat optim cu apă şi acoperit cu un covor vegetal încheiat este cunoscută sub numele de evapotranspiraţie potenţială (ETP). Aceasta serveşte la definirea regimului hidric al solului, la calcularea bilanţului apei în sol, cât şi la stabilirea excedentului sau deficitului de umiditate, care este dat de diferenţa dintre precipitaţiile căzute şi evapotranspiraţia potenţială.

Alte forme de pierdere a apei din sol sunt reprezentate prin: • drenajul intern, care reprezintă infiltrarea apei în adâncime, în funcţie de

permeabilitatea solului; • drenjul extern, adică scurgerea apei la suprafaţa terenurilor înclinate; • drenajul global, reprezentat prin pierderile de apă datorită drenajului

intern şi extern.

37

4.6. BILANŢUL APEI ÎN SOL ŞI REGIMUL HIDRIC AL SOLULUI

Pe de o parte solul primeşte, iar pe de alta pierde apă. Raportul dintre

cantitatea de apă primită şi cantitatea de apă pierdută constitue bilanţul apei în sol. Acesta poate avea caracter excedentar, când cantitatea de precipitaţii este mai mare decât evapotranspiraţia potenţială (P > ETP) şi caracter deficitar, când cantitatea de precipitaţii este mai mică decât evapotranspiraţia potenţială (P < ETP).

În strînsă legătură cu bilanţul apei în sol se află regimul hidric al solului, prin care se înţelege totalitatea proceselor de pătrundere, de mişcare, de reţinere şi de eliminare a apei din sol, care determină direcţia predominantă a curentului de apă şi limitele între care variază umiditatea solului în timpul anului.

Regimul hidric al solului este influenţat de climă, relief, vegetaţie, apă freatică, de proprietăţile solului, cât şi de intervenţia omului.

Condiţiile climatice influenţează regimul hidric al solului prin precipitaţii şi temperatură. De exemplu, în codiţiile unui climat cu precipitaţii bogate, se realizează un curet descendet de apă, care spală solul pe toată adîncimea sa, uneori până la pânza freatică.

Pe terenurile în pantă, deoarece apa din precipitaţii se scurge pe versant, umezirea şi percolarea solului este mult mai slabă decât pe terenurile de la baza versanţilor sau din zonele depresionare, care beneficiază de un surplus de apă provenit din scurgerile laterale.

Vegetaţia influenţează regimul hidric, îndeosebi datorită consumului de apă. Cu cât consumul de apă este mai ridicat şi pe adâncime mai mare, cu atât percolarea solului este mai redusă. De asemenea, vegetaţia protejează pătrunderea apei din precipitaţii în sol şi micşorează pierderile de apă prin evaporaţie directă.

Prezenţa apei freatice la mică adâncime determină formarea unui curet ascendent de apă, care poate ajunge până la suprafaţa solului.

Proprietăţile solului au o influenţă deosebită asupra regimului hidric al solului. De exemplu, în cazul unui sol nisipos, apa din precipitaţii pătrunde uşor şi repede în adâncime, în timp ce pe un sol argilos, îndeosebi în condiţii de climă umedă, apa poate stagna.

Influenţa omului asupra regimului hidric îmbracă aspecte din cele mai variate. De exemplu, defrişarea pădurilor provoacă înmlăştinirea sau uscarea excesivă a solului.

Datorită multitudinii şi variaţiei mari a factorilor determinanţi se deosebesc mai multe tipuri de regim hidric. Cele mai reprezentative sunt: regimul hidric nepercolativ, percolativ, exudativ, freatic, stagnant, amfistagnant şi de irigaţie.

Regimul hidric nepercolativ este specific solurilor din zona de stepă, unde cantitatea de apă pierdută prin evapotranspiraţie este mai mare decât cantitatea de apă provenită din precipitaţii (ETP > P), iar pânza freatică se află la adâncimi mari, neinfluenţând umiditatea solului. În astfel de situaţii, apa din precipitaţii nu poate străbate întregul profil de sol nici chiar în perioadele ploioase. Solurile aflate sub influenţa unui astfel de regim hidric prezintă levigare slabă şi deficit de umiditate (kastanoziomurile sau cernoziomurile).

38

Fig. 4.2 – Reprezentarea schematică a bilanţului apei la regimul hidric nepercolativ

(după A. Rode, 1963) 1 – reţinerea la coroană (15%); 2 – evapotranspiraţia vegetaţiei ierboase (25%); 3 – transpiraţia vegetaţiei lemnoase(60%).

Regimul hidric periodic percolativ este caracteristic solurilor din zona de silvostepă, unde cantitatea de apă pierdută prin evapotranspiraţie este aproximativ egală cu cea provenită din precipitaţii (ETP = P). În astfel de situaţii, cel puţin odată la câţiva ani se realizează un curent de apă descendent care străbate întregul profil de sol. Solurile cu un astfel de regim hidric sunt ceva mai levigate ( de ex. cernoziomuri cambice, cernoziomuri argiloiluviale etc.), iar deficitul de umiditate este mai puţin pronunţat.

Regimul hidric percolativ se întâlneşte la solurile din regiunile de câmpii piemontane, dealuri şi podişuri, unde precipitaţiile sunt mai bogate decât evapotranspiraţia potenţială (P > ETP), ceea ce determină formarea unui curent descendet de apă, care, cel puţin odată pe an, străbate întregul profil de sol, ajungând până la pânza freatică. Solurile care au un astfel de regim hidric sunt, în general, puternic levigate, debazificate şi acide (de ex. solurile brune luvice, luvisolurile albice etc.).

Fig. 4.3 – Reprezentarea schematică a bilanţului apei la regimul hidric percolativ (după A. Rode, 1963);

1 – reţinerea în coroană (30%); 2 – scurgerea superficială (5%); 3 – evapotranspiraţia vegetaţiei (10%); 4 – scurgerea în sol (10%); 5 – transpiraţia vegetaţiei lemnoase (30%); 6 – scurgerea freatică (15%).

Regimul hidric percolativ repetat este specific solurilor din regiunile cu precipitaţii şi mai bogate decât în cazul precedent (regiunile montane), ceea ce face ca percolarea profilului de sol să se realizeze de mai multe ori în cursul unui an. Ca urmare, solul devine şi mai acid, aşa cum se întâmplă în cazul solurilor brune acide sau podzolurilor.

Regimul hidric exudativ se întâlneşte în regiunile de stepă şi silvostepă, unde pânza freatică se află la adâncime critică (2-3m). Ca urmare, solul pierde prin evaporaţie mai multă apă decât primeşte din precipitaţii, diferenţa provenind din pânza freatică. Dacă pânza freatică este bogat mineralizată, la suprafaţa solului se depun sărurile din apa care se evaporă, formându-se astfel solurile halomorfe (sărăturate), pentru ameliorarea cărora sunt necesare lucrări de coborâre a nivelului freatic.

39

Fig. 4.4 – Reprezentarea schematică a bilanţului apei la regimul hidric exudativ (după A. Rode,1963)

Regimul hidric freatic stagnant (mlăştinos) este determinat de pânza fratică situată la mică adâncime (2-3m), dar în condiţii de climă umedă, situaţie în care evapotranspiraţia nu depăşeşte cantitatea de apă provenită din precipitaţii. În acest caz, apa ridicată prin ascensiune capilară până la suprafaţa solului nu se evaporă, ci stagnează, determinând înmlăştinirea solului.

Regimul hidric freatic stagnant în profunzime este determinat tot de pânza freatică, dar situată la adâncime subcritică (3-5m), ceea ce face ca umezirea freatic stagnantă să afecteze numai partea inferioară a profilului de sol. Un astfel de regim hidric este specific solurilor gleice şi gleizate.

Regimul hidric stagnant este caracteristic solurilor greu permeabile, situate pe suprafeţe plane ori depresionare, în condiţii de climă umedă. Datorită stagnării apei provenite din precipitaţii sau din scurgerile laterale, solul prezintă exces de apă în partea superioară a profilului, uneori chiar de la suprafaţă, situaţie specifică solurilor pseudogleice şi pseudogleizate.

Regimul hidric amfistagnant se caracterizează prin prezenţa excesului de umiditate din precipitaţii la suprafaţa solului, cât şi din pânza fratică la partea inferioară a profilului de sol. Acest tip de regim hidric se întîlneşte mai rar, având în vedere că solul trebuie să fie afectat de procese de pseudogleizare, cât şi de gleizare.

Regimul hidric de irigaţie se întâlneşte la solurile irigate şi se caracterizează printr-o umezire mai profundă şi repetată a profilului de sol, mai ales în perioadele secetoase.

Întrebări recapitulative:

1. Care sunt principalele surse de apă din sol? 2. În ce constă importanţa apei capilare? 3. Care sunt căile de pierdere a apei din sol? 4. Ce se înţelege prin bilanţul apei în sol? 5. Care sunt principalele tipuri de regim hidric?

40

5. AERUL DIN SOL

În alcătuirea solului, pe lângă faza solidă (reprezentată de partea minerală şi partea organică) şi faza lichidă (apa din sol), se găseşte şi o anumită cantitate de aer, care costitue faza gazoasă a solului. Îmbinarea armonioasă dintre cele trei faze asigură formarea unui sol cu însuşiri favorabile pentru creşterea vegetaţiei.

5.1. CONŢINUTUL DE AER AL SOLULUI Aerul se găseşte în porii solului. Deci, conţinutul de aer depinde de porozitate. La rândul ei, porozitatea variază în funcţie de textură, structură şi gradul de tasare a solului. Datorită acestui fapt, conţinutul de aer creşte de la solurile argiloase spre cele nisipoase, de la cele nestructurate spre cele structurate, de la cele tasate spre cele afânate.

Dar, porii solului pot fi ocupaţi într-o măsură mai mare sau mai mică de apă. Cu cât solul este mai umed, deci apa ocupă un procent mai ridicat de pori, cu atât conţinutul de aer este mic şi invers. Când solul este saturat cu apă, aerul lipseşte, iar când este uscat, conţinutul de aer corespunde porozităţii totale.

Volumul de aer existent într-un sol optim umezit poartă numele de capacitate de aer a solului. Aceasta variază în funcţie de textură, fiind în medie de 30-40% la solurile nisipoase, 10-25% la solurile lutoase şi 5-15% la solurile argiloase.

Deoarece conţinutul de aer depinde de porozitate, cât şi de umiditate, pentru aprecierea condiţiilor de creştere şi dezvoltare a plantelor se va lua în considerare raportul aer-apă, adică regimul aerohidric al solului Din acest punct de vedere, solurile cu textură mijlocie, bine structurate şi afânate, prezintă cea mai bună situaţie, având o porozitate totală de peste 50%, din care aproximativ jumătate este porozitate capilară (de reţinere a apei), iar altă jumătate este porozitate necapilară (de aeraţie), adică prezintă un raport optim apă- aer. În cazul solurilor cu textură fină, slab structurate, compactate, există condiţii pentru exces de umiditate şi aeraţie slabă, iar în situaţia solurilor cu textură grosieră există deficit de umiditate şi aeraţie excesivă. În general, se consideră că solul oferă condiţii bune pentru creşterea şi dezvoltarea normală a plantelor dacă aerul se află în proporţie de 15-30% din volumul total al solului

5.2. COMPOZIŢIA AERULUI DIN SOL

Aerul din sol provine din aerul atmosferic şi deci are aceleaşi componente, cu deosebirea că diferă proporţia dintre ele. Astfel, aerul din sol este mai sărac în oxigen, dar mai bogat în azot şi mai ales în dioxid de carbon (aproximativ de 10 ori). De asemenea, aerul din sol este mai bogat în vapori de apă şi amoniac, iar uneori poate să conţină şi unele gaze toxice, cum ar fi hidrogenul sulfurat, metanul etc. Importanţă deosebită pentru creşterea vegetaţiei prezintă conţinutul de oxigen şi dioxid de carbon. Sub acest aspect, conţinutul mai mic de oxigen şi mai ridicat de dioxid de carbon se datorează proceselor ce au loc în sol. Astfel, în procesul de respiraţie a rădăcinilor plantelor se consumă oxigen şi se elimină

41

dioxid de carbon. De asemenea, descompunerea substanţelor organice din sol de către microorganisme se produce cu consum de oxigen. Micşorarea conţinutului de oxigen din sol mai poate avea loc şi datorită proceselor de alterare chimică a diferiţilor compuşi minerali.

Ca urmare a celor prezentate, compoziţia aerului din sol, sub aspectul raportului dintre conţinutul de oxigen şi dioxid de carbon, variază foarte mult de la un sol la altul. De exemplu, aerul din solurile bogate în substanţe organice şi cu activitate microbiologică intensă este mai bogat în dioxid de carbon şi mai sărac în oxigen, faţă de aerul din solurile care au o cantitate mai mică de substanţe organice şi o activitate microbiologică mai redusă.

Aerul din solurile argiloase, nestructurate, îndesate şi prea umede are un conţinut mai ridicat de dioxid de carbon faţă de aerul din solurile lutoase sau nisipoase, structurate, afânate şi potrivit de umede. În solurile foarte bogate în resturi organice şi supraumezire puternică (mlăştinoase, turboase) aerul conţine şi unele gaze toxice pentru plante, cum ar fi hidrogenul sulfurat, metanul etc.

Dar, conţinutul de dioxid de carbon şi oxigen variază chiar şi în cadrul aceluiaşi tip de sol, în funcţie de anotimp, de calitatea lucrărilor agrotehnice, de cantitatea de apă, de adâncime etc. Astfel, conţinutil de dioxid de carbon este mai ridicat vara şi mai coborât iarna, mai scăzut când solul este bine lucrat, mai mare când este mai umed, mai mic în partea superioară decât în cea inferioară etc. Scăderea sub anumite limite a conţinutului de oxigen (sub 10%) şi creşterea dioxidului de carbon influenţează negativ dezvoltarea normală a plantelor.

5.3. AERAŢIA SOLULUI Între aerul din sol şi cel din atmosferă există un schimb permanent, în

sensul că solul degajă aer mai bogat în dioxid de carbon şi primeşte aer atmosferic mai bogat în oxigen, ceea ce duce la împrospătarea aerului din sol, la normalizarea compoziţiei sale. Acest fenomen, cunoscut sub numele de aeraţia solului, se produce datorită difuziunii gazelor, cât şi datorită unor factori meteorologici.

Difuziunea are cea mai mare contribuţie la aeraţia solului. Gazele au proprietatea de a difuza, adică de a trece din locurile în care se află în cantitate mai mare în cele în care se găsesc în cantitate mai mică. Datorită acestei proprietăţi dioxidul de carbon trece din aerul din sol în cel atmosferic, iar oxigenul trece din aerul atmosferic în cel din sol, tendinţa fiind de a se realiza un echilibru de concentraţie.

Factorii meteorologici care contribuie la aeraţia solului sunt: temperatura, precipitaţiile, presiunea atmosferică şi vânturile.

La temperaturi ridicate aerul din sol îşi măreşte volumul şi trece în atmosferă, iar la temperaturi scăzute se contractă, permiţând accesul de aer atmosferic.

În timpul precipitaţiilor apa pătrunsă în sol determină trecerea aerului în atmosferă, iar pierderea apei din sol favorizează revenirea aerului atmosferic.

În mod similar, creşterea presiunii atmosferice duce la comprimarea aerului din sol şi pătrunderea de aer atmosferic, iar scăderea presiunii atmosferice favorizează ieşirea aerului din sol.

Vânturile, în funcţie de durată şi intensitate, au o acţiune directă în procesul de aeraţie a solului, dar şi o acţiune indirectă, în sensul că intensifică evaporaţia şi modifică presiunea atmosferică pe anumite suprafeţe, ceea ce uşurează pătrunderea sau ieşirea aerului din sol.

42

Ritmul împrospătării aerului din sol este în funcţie şi de proprietăţile acestuia, în special de porozitate, care, la rândul ei, este determinată de textură, structură şi gradul de tasare sau afânare. Astfel, solurile au textură lutoasă, lutonisipoasă, cu structură glomerulară şi afânate au o aeraţie foarte bună, în timp ce solurile argiloase, nestructurate şi compactate au o aeraţie defectuasă.

Şi omul, prin activitatea sa productivă, poate influenţa schimbul de aer dintre sol şi atmosferă contribuind la îmbunătăţirea regimului aerohidric al solului.

Indiferent de calea pe care se produce, împrospătarea aerului din sol se realizează mai uşor în orizontul de suprafaţă şi din ce în ce mai greu în adâncime. După calculele specialiştilor, pentru a exista condiţii optime de creştere şi dezvoltare a plantelor, aerul din primii 20 cm ai solului trebuie să se împrospăteze complet în decurs de circa 8 zile.

5.4. REGIMUL AERULUI DIN SOL

Totalitatea proceselor de pătrundere, mişcare şi eliminare a aerului din sol definesc regimul de aer al solului. După cum s-a mai precizat, între regimul de aer şi cel de apă al solului există o strânsă legătură, ambele formând regimul aerohidric al solului.

Dacă un sol are un regim de aer bun, înseamnă că are şi un regim de apă bun, dacă regimul aerului este deficitar, înseamnă că regimul apei este excedentar şi invers.

Regimul de aer bun se întâlneşte în cazul solurilor cu textură lutoasă, bine structurate şi afânate, situaţie în care raportul aer-apă este echilibrat, microflora solului este bogată şi activă, iar resturile organice se transformă în humus de calitate. De asemenea, prin mineralizare, din rezerva organică a solului se eliberează cantităţi importante de substanţe nutritive pentru plante, se produce fixarea azotului din atmosferă de către microorganisme, germinaţia seminţelor este bună, iar sistemul radicular este bine dezvoltat.

Regimul de aer deficitar este specific solurilor argiloase, slab structurate şi compactate, situaţie în care umiditatea este excesivă, microflora solului este săracă şi puţin activă, iar resturile organice se transformă mult mai greu, rezultând un humus de calitate inferioară sau chiar materie organică turbificată. Excesul de umiditate determină formarea de soluri specifice, cu procese intense de gleizare şi pseudogleizare, nefavorabile pentru dezvoltarea plantelor.

Regimul de aer excesiv este specific solurilor nisipoase care prezintă un deficit pronunţat de umiditate, ceea ce stânjeneşte creşterea şi dezvoltarea normală a plantelor.

Crearea şi menţinerea unui regim aerohidric favorabil se poate realiza prin îmbunătăţirea structurii solului, prin lucrări agrotehnice de bună calitate şi prin măsuri hidroameliorative speciale (desecări, drenaje, irigaţii).

Întrebări recapitulative: 1. Ce se înţelege prin regimul aerohidric al solului? 2. Care este compoziţia aerului din sol? 3. Cum se produce aera’ia solului?

43

6. FACTORII DE SOLIFICARE

Solurile au apărut datorită acţiunii unui coplex de factori naturali,

cunoscuţi sub numele de factori de formare a solului, factori pedogenetici sau factori de solificare. Rol important în procesul de solificare îl au următorii factori: organismele vegetale şi animale, clima, roca, relieful, apa freatică şi stagnantă, timpul şi activitatea productivă a omului. Toţi aceşti factori acţionează permanent asupra materiei minerale şi organice prin procese de dezagregare, alterare, migrare şi acumulare.

6.1. ROLUL ORGANISMELOR VEGETALE ŞI ANIMALE

Având în vedere că solul are ca însuşire esenţială fertilitatea, care este condiţionată de transformarea resturilor organice în humus, înseamnă că organismele vegetale şi animale au rolul fundamental în procesul de solificare, ceilalţi factori reprezentând condiţiile în care se desfăşoară acest proces.

În ţara noastră, cele două tipuri principale de vegetaţie, cea ierboasă şi cea de pădure, influenţează în mod diferit procesul de solificare.

Resturile organice provenite de la vegetaţia ierboasă, specifică zonei de stepă şi silvostepă, sunt reprezentate, în general, prin rădăcinile care rămân în sol, cu precădere în primii 40-50 cm. Datorită temperaturilor ridicate şi precipitaţiilor reduse, cât şi datorită numărului mare de microorganisme care populează solul, mai ales bacterii, descompunerea resturilor organice este destul de intensă.

Ca urmare, în condiţii de vegetaţie ierboasă, în zona de stepă şi silvostepă se formează soluri cu orizont bioacumulativ gros, care este bogat în humus de calitate, motiv pentru care solurile din aceste zone sunt cele mai fertile.

În cazul vegetaţiei de pădure, resturile organice, reprezentate în cea mai mare parte prin frunze, se acumulează la suprafaţa solului, unde se formează stratul de litieră. Datorită climatului mai răcoros şi mai umed, specific arealelor de pădure, descompunerea resturilor organice de către microorganisme, în special de ciuperci, este mult mai lentă. Din această cauză solurile de sub pădure prezintă orizont bioacumulativ mai subţire (10-20 cm), mai sărac în humus şi de calitate mai slabă, având un conţinut redus de substanţe nutritive.

Importanţa vegetaţiei asupra procesului de solificare se manifestă şi prin intermediul rădăcinilor care au rol important în structurarea solului şi, în general, în protejarea sa împotriva eroziunii. Acest aspect este foarte evident în regiunile deluroase, unde vegetaţia naturală a fost înlocuită cu cea cultivată, care protejează mai puţin solul, fapt ce a favorizat extinderea proceselor de eroziune, învelişul de sol fiind în permanenţă degradat, pe alocuri chiar distrus în totalitate.

Fauna din sol, în calitatea sa de componenta vie a solului, influenţează procesul de solificare, uneori foarte evident, încât a fost necesar ca influenţa sa să fie menţionată chiar în denumirea solului (de ex. cernoziom vermic).

În sol trăiesc un număr mare de nevertebrate (viermi, insecte, larve etc.) şi vertebrate (şoareci, popândăi, cârtiţe), care contribuie la fragmentarea resturilor organice şi amestecarea lor cu partea minerală, la afânarea şi amestecarea materialelor din diferite orizonturi şi la formarea unei structuri specifice. De asemenea, canalele pe care le sapă asigură drenarea şi aerisirea solului.

6.2. ROLUL CLIMEI

Clima are o puternică influenţă asupra procesului de solificare, în principal, prin componentele sale de bază: temperatură, precipitaţii şi vânturi.

44

Sub acţiunea directă şi asociată a temperatuii şi apei provenite din precipitaţii se produce dezagregarea şi alterarea rocilor şi materialelor parentale din care se formează partea minerală a solului.

Prin intermediul precipitaţiilor, clima influenţează procesele de eluviere-iluviere, care au rol deosebit de important în formarea învelişului de sol. În regiunile cu precipitaţii mai bogate, pe profilul de sol se formează un curent de apă descendent, care determină spălarea sărurilor şi a substanţelor coloidale de la suprafaţă spre adâncime, în timp ce în regiunile cu precipitaţii reduse sărurile sunt prezente chiar de la suprafaţa solului

Vântul acţionează asupra procesului de solificare prin mai multe căi: intensifică evapotranspiraţia favorizând formarea unui curent de apă ascendent pe profilul de sol; favorizează pătrunderea aerului în sol, iar în unele regiuni exercită o puternică acţiune de roadere (coraziune eoliană), transport şi depunere a particulelor sol.

Pe cale indirectă, clima influenţează şi formarea părţii organice a solului, în special prin intermediul precipitaţiilor care determină creşterea vegetaţiei din care se formează humusul din sol.

Precipitaţiile mai reduse, specifice regiunilor de câmpii (mai ales în zona de stepă), determină apariţia vegetaţiei ierboase sub care se formează soluri bogate în humus şi substanţe nutritive, în timp ce precipitaţiile mai bogate, caracteristice regiunilor de dealuri şi munţi, favorizează dezvoltarea vegetaţiei forestiere sub care se formează soluri sărace în humus.

Temperaturile ridicate şi umiditatea scăzută favorizează descompunerea resturilor organice, în timp ce temperaturile scăzute şi umiditatea ridicată reduc foarte mult acest proces.

În situaţia în care precipitaţiile sunt foarte reduse şi nu permit instalarea vegetaţiei (de ex. în regiunile de pustiuri), clima devine un factor restrictiv în ceea ce priveşte formarea învelişului de sol.

Între climă, vegetaţie şi sol există o strânsă legătură, aceasta exprimându-se printr-o serie de indici, mai cunoscut fiind indicele de ariditate climatică Emmanuel de Martonne, redat de următoarea formulă:

10+

=T

PIar , în care Iar = indice de ariditate climatică;

P = precipitaţii medii anuale; T = temperatura medie annuală; 10= coeficient pentru evitarea unor valori negative. Indicele de ariditate climatică Emmanuel de Martonne se poate calcula şi

lunar folosindu-se mediile lunare ale precipitaţiilor şi temperaturilor. Cu cât valoarea acestui indice este mai mică, cu atât procesul de transformare a resturilor organice în humus este mai intens.

6.3. ROLUL ROCII

Roca reprezintă materialul de bază din care se formează partea minerală a solului. După natura petrografică, rocile generatoare de sol se împart în două mari grupe:

• roci parentale, reprezentate de roci compacte sau consolidate, aşa cum sunt rocile magmatice, metamorfice şi unele roci sedimentare (conglomerate, gresii, calcare etc.);

45

• materiale parentale, reprezentate prin roci neconsolidate, afânate sau mobile, care fac parte din categoria rocilor sedimentare (argile, nisipuri, loess, aluviuni etc.).

În funcţie de proprietăţile lor fizice şi chimice rocile influenţează procesul pedogenetic, precum şi însuşirile solurilor respective.

Astfel, pe rocile compacte, mai frecvente în zonele montane, se formează, în general, soluri cu profil scurt şi conţinut mare de schelet, cu proprietăţi ce depind de natura chimică şi mineralogică a rocilor respective. Există roci parentale care condiţionează formarea unor soluri specifice, ca de exemplu calcarele şi rocile magmatice efuzive (andezite, bazalte), pe care se formează rendzine şi andosoluri.

Importanţă deosebită pentru formarea solurilor au rocile sedimentare afânate sau neconsolidate, răspândite mai ales în zonele de dealuri, podişuri şi câmpii, unde se formează soluri profunde şi bogate în elemente nutritive.

În general, influenţa rocii asupra solificării este subordonată altor factori pedogenetici, îndeosebi climei şi vegetaţiei. De exemplu, pe loess, în funcţie de condiţiile bioclimatice, se pot forma soluri bălane, cernoziomuri, dar şi soluri brune-roşcate. De asemenea, pe roci diferite, dar în condiţii de mediu asemănătoare, se poate forma acelaşi tip de sol. Astfel, cernoziomul se poate întâlni pe nisipuri, pe loess, pe argile etc.

6.4. ROLUL RELIEFULUI

Între relief şi sol există o legătură foarte strânsă, încât orice schimbare a reliefului se reflectă şi în modificarea învelişului de sol. Practic, relieful reprezintă suportul procesului de solificare şi acţionează asupra formării, evoluţiei şi repartiţiei solurilor fie pe cale directă, fie pe cale indirectă.

În principal, influenţa directă reliefului asupra procesului pedogenetic se manifestă prin distribuţia diferită a umidităţii şi căldurii, cât şi prin degradarea profilului de sol datorită proceselor de eroziune. În legătură cu distribuţia umidităţii pe profilul de sol, suprafeţele plane, înclinate sau depresionare determină condiţii diferite de infiltrara a apei.

Pe suprafeţele plane, cu materiale parentale lutoase sau luto-nisipoase, are loc umezirea normală a profilului de sol; când materialele parentale devin argiloase, apa din precipitaţii stagnează la partea superioară a profilului de sol, situaţie în care se formează soluri cu un pronunţat caracter hidromorf (soluri pseudogleizate sau chiar pseudogleice); Pe suprafeţele înclinate numai o parte din apa din precipitaţii se infiltrează în sol, o altă parte scurgându-se la suprafaţă, situaţie în care se formează soluri mai puţin levigate decât solurile de pe suprafeţele plane din apropiere;

Suprafeţele depresionare (crovuri, padine), spre care converg apele provenite din scurgerile laterale, beneficiază de mai multă umezeală decât suprafeţele din jur şi, ca atare, procesele de eluviere-iluviere sunt mai active şi mai profunde, iar solurile vor corespunde, ca stadiu de evoluţie, unor zone mai umede decât zona respectivă. De asemenea, în unele situaţii, pânza freatică poate să influenţeze partea inferioară a profilului de sol.

În ceea ce priveşte regimul termic al solului, acesta este influenţat de expoziţia versanţilor. Astfel, versanţii cu expoziţie sudică sunt cei mai însoriţi, urmaţi de cei cu expoziţie estică şi vestică. Versanţii cu expoziţie nordică se află în permanenţă în umbră, fapt pentru care solurile de pe acestea sunt mai umede, mai reci şi au profilul mai bine diferenţiat morfologic şi textural (de ex. soluri

46

brune luvice sau luvisoluri albice faţă de soluri brune argiloiluviale pe versanţii sudici).

Prin manifestarea procesului de eroziune pe versanţi se poate ajunge la: • truncherea solului, mai ales în partea superioară a versanţilor, unde

procesul de eroziune este mai activ; • încetinirea procesului de solificare, cu precădere în zona mediană a

versanţilor sau pe versanţii mai slab înclinaţi, situaţie în care se realizează un anumit echilibru între procesul de eroziune şi cel de solificare;

• colmatarea unor soluri situate la baza versanţilor. Uneori, pe versanţii afectaţi de procese intense de eroziune se poate ajunge

la înlăturarea totală a învelişului de sol, la suprafaţă aflându-se roca dezgolită. Pe cale indirectă, relieful acţionează asupra procesului pedogenetic prin

influenţa pe care o are asupra celorlalte factori de solificare, în special asupra climei şi vegetaţiei.

Dacă teritoriul României ar avea un relief uniform, întrucât se întinde numai pe 5o latitudine, clima, vegetaţia naturală şi solurile ar fi relativ uniforme. Dar, relieful foarte complex din ţara noastră (câmpii, dealuri şi munţi), determină climate foarte diferite, care condiţionează existenţa unei vegetaţii de stepă, de silvostepă, de pădure şi de pajişti alpine. Ca urmare, variaţia climei şi a vegetaţiei determină etajarea altitudinală a solurilor.

6.5. ROLUL APELOR FREATICE ŞI STAGNANTE

În anumite situaţii, apele freatice şi stagnante, prin supraumezirea pe care o provoacă în sol, devin importanţi factori de solificare, determinând anumite procese pedogenetice.

Apa freatică influenţează formarea şi evoluţia solului în funcţie de zona climatică, de adâncimea la care se află, cât şi de intensitatea şi natura mineralizării.

Astfel, în zonele climatice secetoase, apa freatică situată la mică adâncime, nemineralizată, determină gleizarea, mlăştinirea sau chiar turbificarea solului. În situaţia în care este şi bogat mineralizată are loc procesul de salinizare al solului.

În zonele climatice umede, apele freatice situate la mică adâncime determină numai procese de gleizare, mlăştinire sau turbificare. În aceste zone, datorită faptului că precipitaţiile sunt mai mari decât evapotranspiraţia, apele freatice au o mineralizare redusă, procesul de salinizare manifestându-se slab în adâncime.

Apa de stagnare, mai des întâlnită în regiunile cu precipitaţii bogate, se acumulează temporar la suprafaţa terenurilor greu permeabile, cu precădere în zonele depresionare, unde determină procesul de pseudogleizare.

6.6. ROLUL TIMPULUI Procesul de formare şi evoluţie a solului este condiţionat de timpul sau

durata de acţiune a factorilor pedogenetici într-un anumit loc. Durata procesului de solificare determină vârsta absolută a solului, aceasta fiind în strânsă legătură cu vârsta teritotiului respectiv. Din această cauză, solurile din lunci şi delte au cea mai mică vârstă absolută, solurile de pe terasele inferioare sunt mai tinere decât cele de pe terasele superioare etc.

Formarea şi evoluţia solurilor poate fi frânată sau accelerată de o serie de factori locali, care determină vârsta relativă a solurilor şi care se apreciază după

47

gradul de dezvoltare al profilului de sol. Astfel, roca sau forma de relief pot influenţa diferit procesul de solificare.

De exemplu, în zona umedă, pe roci sărace în elemente bazice, procesul de solificare este orientat în direcţia debazificări şi acidifierii, profilul de sol fiind foarte bine diferenţiat morfologic şi textural. Tot în zona umedă, dar pe roci calcaroase, deoarece ionii de calciu se opun proceselor amintite, apar soluri cu grad mare de saturaţie în baze (rendzine). De asemenea, prezenţa unor roci dure aproape de suprafaţă menţin procesul de solificare într-un stadiu incipient.

Solurilor formate pe versanţii afectaţi de eroziune au profilul mai redus şi mai puţin evoluat decât solurile aflate pe suprafeţele plane învecinate

Şi omul poate influenţa formarea unor soluri cu vârstă relativă. De exemplu, prin nivelerea solurilor nisipoase din sudul Olteniei s-au format soluri mai tinere decât cele anterioare.

6.6.1 Clasificarea solurilor după vârstă

După vârstă se deosebesc soluri actuale şi soluri vechi (paleosoluri). Solurile actuale s-au format în condiţiile climatice prezente şi pot fi

neevoluate (litosoluri, regosoluri, protosoluri şi soluri neevoluate) şi evoluate sau mature (cernoziomuri, soluri cenuşii, soluri brune luvice, luvisoluri albice).

Solurile vechi sau paleosolurile se împart în două grupe: soluri moştenite sau relicte şi soluri fosile.

Solurile moştenite (relicte) sunt reprezentate de solurile care s-au format sub influenţa unor condiţii climatice existente înaintea celor de astăzi, se află la suprafaţă şi sunt folosite de vegetaţie. În această grupă se diferenţiază soluri monofazice, reprezentate de solurile care şi astăzi continuă să se formeze în condiţiile climatice apropiate celor din trecut (de ex. solul brun-roşcat), şi soluri polifazice, adică solurile care au partea inferioară formată în trecut, în timp ce partea superioară este determinată de condiţiile de solificare actuale (de ex. terra rossa).

Solurile fosile s-au format în condiţii pedogenetice total diferite faţă de cele existente în prezent şi datează dintr-o perioadă geologică mai veche decât holocenul. De regulă, acestea sunt acoperite cu depozite de sedimente, mai mult sau mai puţin groase, pe seama cărora s-au format solurile actuale. Solurile fosile se pot prezenta şi în succesiune, situaţie foarte evidentă în faleza Mării Negre de la Eforie Nord sau în malul stâng al Oltului din dreptul oraşului Slatina, unde se prezintă sub forma unor benzi de culoare mai închisă. Uneori, pe baza solurilor fosile se pot stabili etapele de evoluţie ale unui teritoriu şi vârsta depozitelor.

Şi în prezent, ca urmare a proceselor de eroziune sau a inundaţiilor periodice, la baza unor versanţi, în câmpiile de subsidenţă sau în luncile râurilor se produce acoperirea cu sedimente a solurilor actuale, care devin soluri îngropate. Acestea sunt însă cazuri strict locale şi nu trebuie confundate cu solurile fosile îngropate, a căror formares-a produs sub influenţa unor condiţii de climă şi vegetaţie care au afectat regiuni întinse.

6.7. ROLUL OMULUI

Influenţa activităţii omului asupra solificării se manifestă în mod foarte diferit.

Astfel, prin defrişarea pădurii şi înlocuirea acesteia cu pajişti naturale se modifică influenţa luminii, căldurii şi apei asupra învelişului de sol.

48

Înlocuirea pajiştilor naturale cu vegetaţie lemnoasă, pentru protejarea terenurilor împotriva eroziunii, determină schimbări impotante asupra profilului de sol. De exemplu, pădurea de stejar din sudul Olteniei, plantată acum 100 de ani pentru fixarea dunelor de nisip, a determinat formarea unui sol profund, cu orizont A mai gros şi mai bogat în elemente nutritive decât solul nisipos neacoperit de vegetaţia forestieră.

Prin luarea în cultură a solurilor din zona de stepă se reduce intensitatea procesului de bioacumulare, scade cantitatea de humus şi elemente nutritive, se degradează structura etc.

Arăturile adânci sau desfundarea terenurilor (necesare pentru plantarea pomilor sau viţei-de-vie) modifică profilul de sol prin răsturnarea sau amestecarea orizonturilor, încât recunoaşterea tipologiei profilului de sol devine destul de dificilă.

Aplicarea îngrăşămintelor naturale şi minerale pentru creşterea fertilităţii solului, determină schimbarea proprietăţilor fizico-chimice ale acestuia. De exemplu, prin aplicarea gunoiului de grajd pe solurile cu fertilitate scăzută se produce creşterea conţinutului de humus şi a gradului de saturaţie în baze, în paralel cu reducerea acidităţii soluţiei solului.

Lucrările de îmbunătăţiri funciare (irigaţii, desecări, îndiguiri, combaterea eroziunii solului) au, de asemenea, rol important în modificarea procesului de solificare

Pentru solurile care au suferit modificări foarte mari, încât nu mai seamănă cu cele din care au provenit, în sistemul de clasificare folosit în ţara noastră s-a prevăzut o categorie specială de soluri şi anume protosoluri antropice.

În concluzie, chiar dacă unul din factorii de solificare are un rol mai mare sau mai mic asupra formării solului, acesta este rezultatul conjugat al tuturor factorilor de solificare, factori care se întrpătrund şi se influenţează reciproc. Spre exemplu, într-o măsură mai mare sau mai mică, relieful este condiţionat de rocă, relieful, la rîndul său, influenţată clima, vegetaţia se dezvoltă sub influenţa directă a climei etc. Marea varietate a condiţiilor de rocă, relief, climă şi vegetaţie de care dispune România, atrage după sine şi o mare varietate a învelişului de sol, în cadrul căruia se întâlnesc aproape toate solurile din Europa şi o bună parte din solurile existente pe glob.

Întrebări recapitulative: 1. Ce se înţelege prin factorii de solificare? 2. Care sunt factorii de solificare?

49

7. FORMAREA ŞI ALCĂTUIREA PROFILULUI

DE SOL

Profilul de sol este rezultatul acţiunii îndelungate a proceselor de dezagregare, alterare şi humificare, în urma cărora se formează diferitele componente minerale şi organice ale solului.

Dar, sub influenţa factorilor de solificare, în formarea profilului de sol intervin şi alte procese, sub acţiunea cărora constituenţii minerali şi organici ai solului suferă o serie de transformări. De asemenea, are loc acumularea sau deplasarea unor substanţe pe adâncime, ceea ce determină separarea unor straturi denumite orizonturi. Succesiunea naturală a orizonturilor unui sol poartă denumirea de profil de sol.

7.1. PROCESELE DE FORMARE A PROFILULUI DE SOL

Procesele care duc la diferenţierea orizonturilor şi la dezvoltarea profilului de sol sunt cunoscute sub numele de procese pedogenetice. Acestea sunt reprezentate prin: bioacumulare, eluviere-iluviere, alterare specifică, gleizare şi stagnogleizare, salinizare şi alcalizare, procese vertice şi procese vermice.

7.1.1. Procesele de bioacumulare

Bioacumularea reprezintă esenţa solificării şi constă în acumularea substanţe organice (îndeosebi sub formă de humus) în partea superioară a profilului de sol, unde se formează un orizont bioacumulativ. Acumularea biologică este un proces general şi caracterizează toate solurile.

În funcţie de condiţiile de solificare se deosebesc trei categorii de bioacumulare, caracterizate prin:

• acumulare de materie organică bine humificată şi intim amestecată cu partea minerală a solului, situaţie în care se formează orizontul A;

• acumulare de materie organică netransformată sau parţial transformată, neamestecată cu partea minerală a solului, situaţie în care se formează orizontul O (organic);

• acumulare masivă de resturi organice într-un mediu saturat cu apă, în cea mai mare parte a anului (terenuri mlăştinoase), situaţie în care se formează orizontul T (turbos).

7.1.2. Procesele de eluviere-iluviere

Eluvierea (levigarea, spălarea sau migrarea) constă în deplasarea sub influenţa apei a unor componenţi din partea superioară a profilului de sol, iar iluvierea în depunerea acestora mai în adâncime.

Sub influenţa acestor procese se formează strate sărăcite în componenţii eluviaţi, denumite orizonturi eluviale, şi strate îmbogăţite în componenţii iluviaţi, denumite orizonturi iluviale.

Eluvierea-iluvierea se produce cu intensităţi diferite în funcţie de condiţiile de solificare, în special faţă de climă (fiind mai accentuate cu cât clima este mai umedă).

a) Eluvierea-iluvierea sărurilor Dintre componentele solului cel mai uşor sunt levigate sărurile, deoarece

acestea se dizolvă în apă. În primul rând sunt levigate sărurile uşor solubile, în

50

special clorurile şi sulfaţii (NaCl, KCl, Na2SO4, K2SO4,), urmează sărurile cu solubilitate mijlocie, reprezentate în principal prin gips (CaSO4 · 2H2O) şi apoi sărurile greu solubile, în cadrul cărora carbonatul de calciu (CaCO3) este foarte frecvent.

În condiţiile climatice din ţara noastră procesul de eluviere duce, de obicei, la îdepărtarea totală a sărurilor uşor şi mijlociu solubile de pe profilul de sol. În zona de stepă şi slvostepă, ca urmare a proceselor de eluviere-iluviere a carbonatului de calciu, la partea inferioară a profilului de sol se formează orizontul carbonatoiluvial, notat cu Cca. Numai în zona de pădure, în general, precipitaţiile mai bogate determină îndepărtarea totală şi a carbonatului de calciu de pe profilul de sol.

b) Eluvierea-iluvierea coloizilor În afară de săruri pot fi supuse eluvierii-iluvierii şi unele componente care

nu se dizolvă în apă, dar care în contact cu apa formează suspensii foarte fine, adică substanţele coloidale. Din această categorie fac parte argila, sescvioxizii de fier şi de aluminiu şi acizii humici. Procesele de eluviere-iluviere a coloizilor sunt specifice zonelor cu precipitaţii mai bogate, care determină îndepărtarea totală a sărurilor, debazificarea complexului coloidal al solului şi îmbogăţirea acestuia în ioni de hidrogen.

• Prin eluvierea argilei din orizonturile de la suprafaţă şi depunerea acesteia mai în adâncime se formează orizontul B argic sau B textural, care se notează cu Bt. De regulă, acumularea argilei în orizontul Bt este însoţită şi de acumularea de oxizi de fier care-i imprimă un colorit gălbui-roşcat.

Procesul de formare a orizontului Bt poartă numele de proces argiloiluvial şi este caracteristic solurilor din clasa luvisoluri.

• Când migrarea argilei este intensă, deasupra orizontului Bt se formează un orizont eluvial sărăcit în coloizi şi îmbogăţit rezidual în particule grosiere, de obicei cuarţoase, motiv pentru care prezintă o culoare deschisă şi se notează cu E. În funcţie de intensitatea eluvierii, orizontul E poate fi E luvic (El), când eluvierea este mai puţin intensă şi E albic (Ea), când eluvierea este mai intensă.

Asocierea orizonturilor El şi Bt este caracteristică luvosolurilor tipice, iar aceea a orizonturilor Ea şi Bt este specifică solurilor denumite luvosoluri albice.

• În zonele montane cu climat rece şi umed, vegetaţie acidofilă şi roci acide, silicaţii primari sunt desfăcuţi, prin alterare, în componentele de bază, dintre care mai importante sunt silicea şi sescvioxizii de fier şi aluminiu. În asemenea condiţii, prin migrarea sescvioxizilor din partea superioară şi acumularea acestora mai în jos, se formează orizontul B feriiluvial, notat cu Bs. Când alături de sescvioxizi (Fe2O3, Al2O3) se depun şi acizii humici, denumirea este de orizont B humico-feriiluvial, notat cu Bhs. Atât pentru orizontul Bs, cât şi pentru Bhs se foloseşte denumirea de orizont spodic.

În cazul eluvierii intense a sescvioxizilor şi humusului, deasupra orizontului B spodic se formează un orizont îmbogăţit rezidual în pudră de silice, de culoare cenuşie, denumit orizont eluvial spodic sau podzolic, notat cu Es.

Procesul care duce la formarea asociată a orizonturilor Es, Bs sau Bhs poartă denumirea de proces de podzolire feriiluvială sau podzolire humico-feriiluvială şi este caracteristică solurilor denumite podzoluri.

7.1.3. Procesele specifice de alterare

Alterarea este un proces general care participă la formarea tuturor solurilor. Există însă cazuri când alterarea duce la formarea unor orizonturi specifice, aşa cum este orizontul B cambic, notat cu Bv (cambiare = a schimba;

51

litera v provine de la cuvântul german verwitterung, care este echivalent cu cambiare). S-a folosit notarea cu v şi nu cu c, întrucât litera c este folosită la notarea orizonturilor C şi Cca, ceea ce ar fi putut da naştere la unele confuzii.

Acest orizont rezultă prin alterarea materialelor parentale care-şi schimbă culoarea şi structura, uneori căpătând un plus de sescvioxizi şi chiar de argilă, fără ca aceasta să fie migrată din partea superioară a profilului de sol.

Procese specifice de alterare cu formarea de orizont Bv, caracteristic solurilor din clasa cambisoluri, au loc în următoarele condiţii:

• la trecerea dintre zona de stepă şi silvostepă, unde precipitaţiile sunt suficiente pentru levigarea totală a sărurilor, dar insuficiente pentru a determina şi levigarea argilei pe profilul de sol;

• în unele zonele de dealuri, cu toate că precipitatiile sunt bogate, materiale parentale bogate în elemente bazice şi relieful cu drenaj extern bun se opun levigării accentuate a profilului de sol, încât nu are loc migrarea argilei (nu se formează orizont Bt), dar alterarea evidentă a materialului parental permite separarea unui orizont Bv sub orizontul bioacumulativ;

• în zonele montane, în situaţii de material parental acid şi de debazificare accentuată, atunci când datorită alterării intense nu rezultă argilă, iar eliberarea de oxizi de fier şi aluminiu nu este însoţită şi de migrarea lor, nu se formează orizonturi B spodice, ci orizont Bv.

Un alt proces specific de alterare este cel ce duce la formarea în unele soluri a unui complex coloidal a cărui parte minerală nu este alcătuită din minerale argiloase, ci din materiale amorfe, cunoscute sub numele de allofane.

Această situaţie se întâlneşte la solurile formate pe roci vulcanice, cunoscute sub numele de andosoluri.

7.1.4. Procesele de gleizare şi stagnogleizare

Aceste procese au loc în condiţiile unui exces permanent sau periodic de apă în sol. Excesul de umiditate în sol se poate datora apei freatice aflate la adâncime mică sau apei din precipitaţii care se acumulează şi stagnează deasupra unui orizont impermeabil.

a) Procesele de gleizare Excesul de apă din pânza freatică determină procesele de gleizare, în urma

cărora se formează orizontul de glei, notat cu G. Acesta poate fi de două feluri: glei de reducere (Gr) şi glei de oxidare (Go)

Orizontul Gr se formează în condiţii prelungite de exces de umiditate, care determină o intensitate mare a proceselor de reducere a compuşilor de fier, situaţie în care aceştia capătă culori verzui, albăstrui, vineţii, culori pe care le imprimă sub formă de pete şi agregatelor de sol.

Orizontul Go se formează în condiţii de exces de apă mai puţin accentuat, motiv pentru care compuşii de fier se află atât în stare redusă, cât şi oxidaţi. Prin urmare, acest orizont prezintă pete având culori de reducere (verzui, albăstrui, vineţii), dar predominante sunt culorile de oxidare (gălbui, ruginii).

b) Procesele de stagnogleizare (pseudogleizare) Excesul de apă pluvială determină procesele de stagnogleizare, în urma

cărora se formează orizontul de stagnogleizare. În raport cu intensitatea procesului de reducere se deosebeşte un orizont de stagnoglei şi un orizont stagnogleizat.

Orizontul de stagnoglei, notat cu W, se formează atunci când excesul de umiditate este accentuat şi prelungit, situaţie în care dominante sunt culorile de

52

reducere. Acest orizont corespunde lui Gr, dar la partea superioară a profilului de sol, iar W provine de la waser din limba germană, care sugerează ideea de exces de apă.

Orizontul stagnogleizat, notat cu w, rezultă atunci când excesul de apă este mai puţin accentuat (numai în anumite perioade ale anului), situaţie în care prezintă culori şi de reducere şi de oxidare. Corespunde orizontului Go, iar w sugerează un exces de apă mai slab.

Procesele de gleizare şi stagnogleizare caracterizează solurile denumite hidrisoluri.

7.1.5. Procesele de salinizare şi alcalizare

Prin salinizare se înţelege procesul de îmbogăţire a solului în săruri solubile (de sodiu, cloruri sau sulfuri), iar prin alcalizare procesul de îmbogăţire a complexului coloidal al solului în ioni de sodiu adsorbiţi.

a) Procesele de salinizare Procesele de salinizare sunt mai frecvente în zonele cu precipitaţii mai

reduse (zone de stepă), pe terenurile cu ape freatice aflate la adâncimi mici şi bogate în săruri de sodiu, situaţie în care sărurile se ridică odată cu apa şi se depun în masa solului.

Salinizarea mai poate fi determinată şi de prezenţa unor materiale parentale bogate în săruri.

Dacă acumulările de săruri sunt mai mari de 1% în cazul clorurii de sodiu şi 1,5% în cazul sulfatului de sodiu se formează un orizont salic, notat cu sa. Când concentraţia sărurilor este sub 1% clorură de sodiu şi 1,5% sulfat de sodiu, dar nu mai mică de 0,1% şi respectiv 0,15%, orizontul este denumit salinizat şi se notează cu sc.

b) Procesele de alcalizare În general, în complexul coloidal al solurilor care conţin săruri se află

cationi de calciu, de magneziu, de potasiu şi de sodiu. Uneori, cationii de sodiu pătrund în cantitate mare în complex, de obicei, în locul celor de calciu. Deoarece sodiul este un cation alcalin, fenomenul de îmbogăţire a solului în sodiu adsorbit se numeşte alcalizare.

Când în complexul coloidal al solului valoarea saturaţiei în sodiu schimbabil este mai mare de 15% se formează un orizont alcalic sau natric, notat cu na. Sodiul adsorbit, ca şi hidrogenul, provoacă dispersia şi, deci, migrarea argilei, ceea ce duce la formarea orizontului Bt natric, notat cu Btna, orizont caracteristic soloneţurilor.

Dacă saturaţia în sodiu este de 5-15% din totalul cationilor adsorbiţi, orizontul este denumit alcalizat şi se notează cu ac (sub 5% sodiu adsorbit, solul se consideră nealcalizat).

7.1.6. Procesele vertice

Aceste procese au loc numai în solurile bogate în argilă gonflantă (peste 33%). În perioadele secetoase ale anului, datorită contracţiei puternice a materialului argilos, se formează crăpături largi, care fragmentează masa solului în agregate mari. În general, crăpăturile se umplu cu materiale căzute de la suprafaţa solului.

Prin umezire are loc gonflarea, adică creşterea apreciabilă a volumului, ceea ce face ca agregatele să alunece unele peste altele, să-şi lustruiască suprafeţele şi să se deplaseze spre suprafaţă, direcţie în care rezistenţa este mai

53

mică. Astfel are loc amestecarea continuă a solului pană la adâncimea la care ajung crăpăturile (60 – 80 cm).

Aceste procese duc la formarea unui orizont specific, denumit orizont vertic, care se notează cu y.

Fig. 7.1 – Ilustrarea schematică a proceselor vertce

(prelucrare după I. Seceleanu, 1994) Pe terenurile necultivate, unde procesele vertice se manifestă puternic,

uneori chiar de la suprafaţa solului, apar unele mici denivelări, formând ceea ce se cunoaşte sub denumirea de relief de gilgai (denumirea populară fiind de coşcoave)

7.1.7. Procesele vermice Aceste procese apar la unele soluri din zona de stepă şi silvostepă, unde

există o faună foarte bogată (râme, insecte, hârciogi, popândăi, cârtiţe etc.), sub acţiunea căreia mari cantităţi de sol sunt ingerate şi apoi expulzate, deplasate dintr-o parte în alta, amestecate, apar foarte multe canale şi galerii etc.

Aceste caractere nu duc la apariţia unui orizont specific, dar se evidenţiază în denumirea solului respectiv prin adăugarea adjectivului „vermic” (ex. cernoziom vermic).

7.2. ALCĂTUIREA PROFILULUI DE SOL

Profilul de sol de sol este alcătuit din totalitatea orizonturilor care se succed de la suprafaţă până la materialul parental sau roca de solificare.

Prin orizont de sol sau orizont pedogenetic se înţelege un strat aproximativ paralel cu suprafaţa terenului, caracterizat printr-o serie de proprietăţi care îl deosebesc de orizonturile alăturate.

În general, delimitarea unui orizont de sol se bazează pe unele caracteristici care pot fi observate şi măsurate direct în teren, cum ar fi: grosimea, culoarea, textura, structura, prezenţa unor neoformaţii etc. Uneori, identificarea cu exactitate a unor orizonturi de sol necesită efectuarea unor analize de laborator, care susţin şi completează observaţiile din teren.

Orizonturile de sol pot fi minerale şi organice.

7.2.1.Orizonturi minerale Orizontul mineral este alcătuit, în cea mai mare parte, din componente

minerale şi poate să conţină cel mult 20 – 35% materie organică.

54

Orizontul A În general, majoritatea solurilor au la partea superioară orizont A, care se

caracterizează prin acumulare de humus, de unde şi culoarea mai închisă decât a orizontului subiacent. Poate fi de mai multe feluri.

• A molic (Am): bogat în humus de cea mai bună calitate, ceea ce îi conferă culoare închisă şi structură foarte bună (glomerulară sau grăunţoasă), datorită căreia este afânat; gradul de saturaţie în baze este > 55% şi prezintă o grosime minimă de 20-25 cm; este cel mai bun orizont posibil şi se întâlneşte la solurile formate sub vegetaţie ierboasă în zone puţin umede (stepă şi silvostepă), cât şi în zone mai umede, dar numai pe substrate calcaroase sau bogate în calciu.

• A umbric (Au): ca şi Am este bogat în humus, închis la culoare, structurat şi afânat, gros de minimum 20-25 cm; spre deosebire de Am este acid, nesaturat în baze (V < 55%); se formează în zone montane umede şi răcoroase.

• A ocric (Ao): deschis la culoare, fie datorită conţinutului mic de humus (care nu poate imprima culoare închisă – în cazul solurilor tinere, neevoluate), fie alcătuirii humusului predominant din acizi fulvici (care având culoare deschisă, chiar dacă conţinutul de humus este mare, orizontul este tot deschis la culoare – cazul solurilor din zona de pădure).

• A om sau Aou: prezintă toate caracterele unui orizont molic sau umbric, cu excepţia grosimii, care este sub 20-25 cm; deci Aom este un Am, dar subţire, iar Aou este un Au, dar subţire; se întâlnesc la unele soluri din zona montană, pe roci dure ce nu permit avansarea solificării (Aom pe substrate calcaroase, iar Aou pe roci acide).

• A molic – eluvial (Ame): este un Am cu acumulări reziduale de grăunţi de cuarţ, în urma unor procese incipiente de eluviere; se găseşte între un orizont Am şi Bv sau Bt, numai în cazul solurilor cenuşii.

• A vertic (Ay): este bogat în argile gonflante, prezintă elemente structurale mari, cu unghiuri şi muchii ascuţite, feţe de alunecare oblice, crăpături largi de peste 1 cm, compact şi masiv; este caracteristic solurilor formate pe argile gonflante.

• A prelucrat (Ap): reprezintă stratul arat de la suprafaţa oricărui sol, care datorită cultivării suferă modificări ce-l diferenţiază de restul orizontului nelucrat; se întâlneşte la toate solurile cultivate, inclusiv pe terenurile erodate, care nu mai au la suprafaţă orizontul A, dar se formează prin lucrarea şi cultivarea continuă a orizontului B sau C ajunse la suprafaţă datorită eroziunii.

Orizontul E (eluvial) Se caracterizează prin eluvierea (migrarea, levigarea) particulelor fine,

coloidale (argilă, sescvioxizi de fier şi aluminiu, humus) şi îmbogăţirea reziduală în particule mai grosiere, de dimensiunea nisipului (grăunţi cuarţoşi) sau a prafului (pudră de silice). Este situat sub orizontul A şi deasupra orizontului B şi poate fi: luvic, albic şi spodic.

• E luvic (El): format prin eluvierea argilei şi îmbogăţirea reziduală în particule grosiere (cuarţoase); are culori deschise, structură poliedrică sau lamelară sau fără structură, textură mai grosieră decât a orizontului subiacent; se găseşte deasupra orizontului B argiloiluvial la solurile din zona de pădure.

• E albic (Ea): format, de asemenea, ca şi orizontul El, dar faţă de acesta este mai eluviat, deci mai sărăcit în argilă şi mai îmbogăţit rezidual în particule grosiere (cuarţoase); are culori mai deschise, structura, dacă există, este lamelară sau poliedrică slab dezvoltată, textura mai grosieră decât a orizontului subiacent; se întâlneşte la solurile formate sub influenţa unei umidităţi mai mari decât în cazul orizontului El.

55

• E spodic (Es): spre deosebire de orizonturile El şi Ea se întâlneşte la soluri din zona montană unde, datorită alterării puternice, nu se mai formează argilă, silicaţii primari desfăcându-se complet în componenţii lor de bază – sescvioxizi şi silice; se formează prin eluvierea sescvioxizilor de fier şi aluminiu, uneori şi a humusului (deci, nu prin eluvierea argilei) şi acumularea reziduală de pudră de silice (deci, nu particule grosiere, cuarţoase); este deschis la culoare (spodos = cenuşă), nestructurat, situat deasupra unui orizont Bs sau Bhs (şi nu Bt, ca El şi Ea).

Orizontul B Se formează sub un orizont A sau E, fie prin alterarea materialului

parental, fie prin iluviere de argilă, sescvioxizi sau de humus şi sescvioxizi şi poate fi de mai multe feluri.

• B cambic (Bv): format ca urmare a modificării prin alterare a materialului parental (cambiare = modificare, schimbare), ceea ce îi conferă proprietăţi de orizont B şi anume culoare mai închisă sau mai roşcată decât a materialului parental, structură poliedrică sau columnoid - prismatică, uneori, un plus de argilă (dar formată în loc, nu migrată din orizonturile superioare); se întâlneşte la unele soluri din zona de pădure, dar şi în zona montană şi de silvostepă.

• B argiloiluvial sau B textural (Bt): orizont format prin îmbogăţirea în argilă migrată (eluviată) din orizonturile superioare şi acumulată (iluviată) sub formă de pelicule la suprafaţa agregatelor structurale, prezintă culori mai închise decât materialul parental şi structură prismatică, columnoidă, poliedrică sau masivă; mai frecvent se întâlneşte la solurile din zona de pădure, unde argila migrează datorită debazificării (înlocuirii cationilor bazici, îndeosebi de calciu cu cei de hidrogeni).

• Bt natric (Btna): tot orizont argiloiluvial, dar faţă de Bt are argila îmbogăţită în Na adsorbit (aceasta fiind şi cauza migrării) şi nu în H (ca în cazul precedent) iar structura este columnară (specifică); este caracteristic unor soluri sărăturate (soloneţuri).

• B spodic: format sub un orizont Au sau Es prin iluvierea sescvioxizilor de fier şi aluminiu (Bs) sau a humusului şi sescvioxizilor (Bhs), prezintă culori ruginii şi respectiv brun-ruginii fiind, de obicei, nestructurat; se întâlneşte în zone montane înalte unde prin alterare nu se mai formează argile, ci sescvioxizi care migrează pe profil (spodos = cenuşă, expresie ce sugerează culoare deschisă pe care o are solul în partea superioară, ca urmare a migrării sescvioxizilor sau a humusului şi sescvioxizilor).

Orizontul C Este situat la partea inferioară a profilului, fiind reprezentat din materiale

neconsolidate, ca de exemplu: argile, loess, nisip etc, pe care s-au format unele soluri.

• Orizontul C carbonatoiluvial (Cca). Este format pe seama unui orizont C îmbogăţit în carbonat de calciu (peste 12%) levigat din partea superioară a profilului. Se întâlneşte la unele soluri cu procese de eluviere-iluviere a sărurilor. Atunci când un sol are orizont C calcic, acesta se găseşte deasupra orizontului C.

• Orizontul C pseudorendzinic (Cpr). Este tot un orizont C, dar reprezentat numai prin marne, marne argiloase, argile marnoase. Este caracteristic solurilor denumite pseudorendzine, de unde şi numele orizontului (deci, cu excepţia marnelor şi a rocilor înrudite, toate celelalte materiale neconsolidate se notează cu C).

56

Orizontul R Orizontul R, ca şi orizontul C, este situat la baza profilului, dar este

constituit numai din roci compacte (granite, gnaise, conglomerate etc.), care sunt foarte răspândite în zonele montane. În mod convenţional include şi pietrişurile fluviatile.

Orizontul R rendzinic (Rrz). Este tot un orizont R, dar reprezentat numai prin calcare, gips sau roci magmatice şi metamorfice bazice. Este caracteristic solurilor denumite rendzine, de unde şi numele orizontului (deci, cu excepţia rocilor compacte calcaroase sau bogate în elemente bazice, toate celelalte roci dure se notează cu R).

Orizontul de glei (G) Este un orizont format în condiţiile unui mediu saturat cu apă, cel puţin o

parte din an, determinat de apa freatică situată la adâncime mică. În general, se află sub un orizont T, A sau B. Se disting G de reducere şi G de oxido-reducere.

• Orizontul G de reducere (Gr): orizont format în partea inferioară a profilului, datorită proceselor de reducere determinate de excesul îndelungat de apă din pânza freatică (deci, condiţii predominant anaerobe); prezintă culori de reducere (verzui, albăstrui, vineţii etc.) în proporţie de peste 50% din suprafaţă; este nestructurat.

• Orizontul G de oxido-reducere (Go): spre deosebire de orizontul Gr se formează în condiţii alternante de aerobioză şi exces de apă, datorită ridicării şi coborârii succesive a nivelului freatic; prezintă culori de reducere în proporţie de 16-50%, iar de oxidare de peste 16%; nu se găseşte singur, fiind grefat pe alte orizonturi (AGo, BGo, CGo etc.).

Orizontul stagnogleic (W) Se formează la suprafaţă sau în partea superioară a profilului, ca urmare a

excesului prelungit de apă din precipitaţii, care stagnează deasupra unui orizont impermeabil sau slab permeabil. Are aspect marmorat în care culorile de reducere ocupă peste 50% şi conţine sescvioxizi sub formă de pelicule şi concreţiuni. Se asociază cu orizonturile pe care se grefează (AW, ElW, BW etc).

Orizontul stagnogleizat (w) Este asemănător orizontului pseudogleic, dar se formează în condiţii de

exces de apă pe perioade mai mici. Are aspect marmorat mai slab, culorile de reducere ocupănd între 6-50% din suprafaţă.

Orizontul salic (sa) Este un orizont bogat în săruri uşor solubile, conţinând peste 1% cloruri şi

peste 1,5% sulfaţi, săruri ce se evidenţiază şi ca neoformaţii (sărurile solubile provin, fie din apa freatică, fie din materialul parental). Nu se găseşte singur, ci asociat, grefat pe alte orizonturi (Amsa, Aosa, Bvsa etc.).

Orizontul salinizat (sc) Se deosebeşte de orizontul salic prin cantitatea mai mică de săruri solubile,

sub 1% până la 0,10% cloruri şi sub 1,5% până la 0,15% sulfaţi (sub 0,10% şi respectiv sub 0,15% solul se consideră nesalinizat). Ca şi orizontul salic se grefează pe alte orizonturi (Amsc, Aosc, Bvsc, Gosc etc.).

Orizontul natric sau alcalic (na) Este un orizont îmbogăţit în sodiu adsorbit, în proporţie de peste 15% din

capacitatea de schimb cationic (T). Se formează tot în condiţii de sărăturare, grefându-se pe alte orizonturi, cel mai adesea fiind întâlnit sub formă de Btna, prezentat la orizontul B.

57

Orizontul alcalizat (ac) Se caracterizează printr-un conţinut mai redus de sodiu adsorbit, între 5 şi

15% din capacitatea de schimb cationic (sub 5% Na adsorbit solul se consideră nealcalizat). Se asociază orizonturilor pe care se grefează (Aosaac, Btac, Goac etc.).

În general, separarea acestui orizont, ca şi a orizonturilor natric, salic şi salinizat se face mai greu în teren, numai analizele de laborator stabilind cu exactitate conţinutul de săruri solubile şi proporţia de sodiu adsorbit.

Orizontul vertic (y) Se caracterizează printr-un conţinut de cel puţin 30% argilă (frecvent peste

40%), predominant gonflantă, elemente structurale mari, feţe de alunecare oblice, crăpături largi, de peste 1 cm, pe o grosime de cel puţin 50 cm. Este specific vertisolurilor de unde şi numele de vertic. Se asociază orizonturilor pe care se grefează, cel mai adesea întâlnindu-se sub formă de Bty.

Orizonturi de tranziţie Adeseori, între două orizonturi succesive pe profil trecerea nu este tranşantă,

ci se face prin intermediul unor orizonturi de tranziţie. Acestea au proprietăţi din ambele orizonturi, fără ca vreunele să predomine.

Din această categorie se pot cita următoarele exemple: A/C, A/B, A/R, A/G, E/B, B/C, B/R, B/G, C/G etc.

Orizontul A + R este un orizont de tranziţie între A şi R, orizontul A pătrunzând în orizontul R cu cel puţin 50% din volum. Dacă orizontul R ocupă peste 50%, orizontul poate fi notat sub forma R + A.

În mod asemănător se prezintă situaţia şi în cazul orizontului B + R sau R + B.

Orizontul E + B este cunoscut şi sub numele de orizont glosic, deoarece orizontul E pătrunde sub formă de limbi în orizontul B. Se notează cu E + B când limbile ocupă peste 50% din volum şi B + E când acestea ocupă sub 50% din volum.

6.2.2. Orizonturi organice

Orizontul organic se formează deasupra părţii minerale, prin procese intense de acumulare şi descompunere a materiei organice şi conţine cel puţin 20 – 35% materie organică.

Orizontul O (organic nehidromorf) Orizont format la suprafaţa solului prin acumularea materiei organice într-

un mediu nesaturat cu apă. Este caracteristic solurilor aflate sub vegetaţie lemnoasă. Se subdivide în:

• Ol (organic de litieră): constituit din material organic proaspăt, nedescompus sau foarte puţin descompus.

• Of (organic de fermentaţie): format din resturi organice parţial descompuse, vizibile cu ochiul liber sau cu lupa.

• Oh (organic de humificare): materialul organic se află într-un stadiu foarte avansat de descompunere, încât nu se mai recunosc cu ochiul liber, nici chiar cu lupa resturile vegetale cu structură caracteristică.

Orizontul T (organic hidromorf sau turbos) Este un orizont format în condiţiile unui mediu saturat cu apă, în cea mai

mare parte a anului, constituit predominant din muşchi, Cyperaceae, Juncaceae etc. cu grosime mai mare de 50 cm. Se pot diferenţia următoarele suborizonturi:

• Tf (turbos fibric): material organic slab descompus.

58

• Th (turbos hemic): material organic moderat descompus. • Ts (turbos sapric): material organic puternic descompus.

Fig.7.2 – Succesiunea orizonturilor

pe profilul de sol

Orizonturi organice formate la suprafaţa solului

Orizonturi de bioacumulare

Orizonturi de eluviere

Orizonturi de iluviere

Materialul parental

Roca subiacentă

59

6.2.3. Succesiunea orizonturilor pe profilul de sol în diferite condiţii de mediu

Succesiunea orizonturilor pe profilul de sol este influenţată de factorii de solificare (vegetaţie, climă, rocă, relief etc.), factori care determină natura şi intensitatea proceselor pedogenetice.

Toate solurile au orizont A, deoarece nu există sol fără acumulare de humus. De asemenea, toate solurile au orizont C, care reprezintă substratul alterat (materialul parental) din care se formează solul. Între aceste orizonturi, în funcţie de condiţiile de mediu, pe profilul de sol pot să apară şi alte orizonturi.

În zona de stepă (cea mai mare parte a Dobrogei şi partea de est a Bărăganului), sub influenţa climatului mai puţin umed şi deci a vegetaţiei ierboase, procesul de bioacumulare este foarte intens (se formează humus în cantitate şi de calitate), iar levigarea este slabă, încât carbonatul de calciu (sare greu solubilă) poate să apară chiar de la suprafaţă sau se acumulează la mică adâncime. Prin urmare, profilul de sol prezintă următoarea succesiune de orizonturi :

Am – A/C – Cca sau C (kastanoziomuri şi cernoziomuri)

În zona de silvostepă (partea de est a Moldovei, vestul Bărăganului, sudul Câmpiei Române şi Câmpia de Vest), climatul ceva mai umed şi vegetaţia mixtă (ierboasă în alternanţă cu pâlcuri de păduri), favorizează bioacumularea, numai că levigarea este ceva mai accentuată, carbonatul de calciu fiin deplasat la adâncime mai mare pe profilul de sol.

În prima parte a silvostepei, sub orizontul Am, datorită umezirii mai accentuate a profilui de sol, au loc procese specifice de alterare cu formarea de orizont Bv, rezultând profile de tipul:

Am – Bv – C sau Cca (cernoziom cambic) În a doua parte a silvostepei, înspre zona de pădure, precipitaţiile aflate în

continuă creştere, pe lângă levigarea carbonatului de calciu, determină şi eluvierea-iluvierea argilei, ceea ce duce la formarea orizontului Bt, solurile având profile de tipul:

Am – Bt – C sau Cca (cernoziom argiloiluvial) Numai în silvostepa din partea de est a ţării, datorită climatului cu influenţe de continentalism accentuat (foarte cald vara şi foarte frig iarna, dar cu precipitaţii mai bogate), eluvierea argilei este însoţită şi de formarea de orizont Ame, rezultând profile de tipul:

Ame – Bt – C sau Cca (sol cenuşiu)

În zona de pădure, ce mai extinsă, se evidenţiază etajarea pe verticală a vegetaţiei şi climatul tot mai umed şi mai răcoros pe măsură ce creşte altitudinea.

Etajul pădurilor de stejar, specific regiunilor de câmpii, dealuri şi podişuri cu altitudini de până la 500 – 600 m, se caracterizează prin reducerea procesului de bioacumulare, locul orizontului Am fiind luat de orizontul Ao, cât şi prin intensificarea procesului de eluviere – iluviere, astfel că, pe lângă orizontul Bt, apar şi orizonturile eluviale El sau Ea. Ca urmare, solurile pot prezenta profile cu următoarea succesiune de orizonturi: Ao – Bt – C sau Cca (sol brun argiloiluvial);

Ao – El – Bt – C (sol brun luvic); Ao – Ea– Bt – C (luvisol albic). În etajul următor, cel al pădurilor de fag sau de fag în amestec cu conifere,

care urcă până la 1000 – 1200 m altitudine, climatul mai umed şi răcoros determină intensificarea procesului de alterare a mineralelor şi rocilor, silicaţii

60

primari fiind desfăcuţi direct în componentele lor de bază: silice, hidroxizi de fier şi aluminiu etc., care împreună cu acizii humici formează complexe organo- minerale puţin mobile. În această situaţie, în care nu se mai formează argilă, în locul orizontului Bt se separă un orizont B cambic (Bv), rezultând profile de tipul:

Ao – Bv – C sau R (districambosol). În etajul pădurilor de conifere (1200 – 1800 m), în condiţii de climă

umedă, răcoroasă şi de reacţie acidă, de regulă, bioacumularea duce la formarea de orizont Au; alterarea mineralelor şi rocilor este şi mai puternică, din silicaţii primari rezultând silice, hidroxizi de fier şi aluminiu (deci, nu se formează argilă), care, de data aceasta, sunt supuşi levigării pe profilul de sol, rezultând orizontul B spodic (Bs). Uneori, procesele de eluviere – iluviere sunt aşa de intense, încât este levigat şi humusul, ceea ce face ca pe profilul de sol să apară orizonturile Es şi Bhs.

Concluzionând, solurile formate în etajul pădurilor de conifere pot prezenta profile cu următoerea succesiune de orizonturi:

Au – Bs – C sau R (prepodol); Au – Es – Bs sau Bhs – R sau C (podzol).

În zona alpină, răspândită pe cele mai înalte culmi ale Carpaţilor (la peste 1800 m), în special în Carpaţii Meridionali, datorită climatului foarte rece şi umed (la Vf. Omu temperatura medie anuală este de – 2,7 oC, iar precipitaţiile sunt de 1400 mm/anual), cât şi datorită rocilor compacte aflate aproape de suprafaţă, se formează soluri cu profil scurt, adesea conţinând schelet, cu procese intense de bioacumulare, dar cu humus brut şi acid, de tipul:

Au – A/R – R sau Au – A/C – C (nigrosol, humosiosol).

În interiorul zonelor prezentate mai înainte, sub influenţa unor condiţii locale, ca de ex. roca, excesul de apă etc., se formează soluri cu profile specifice.

Astfel, acolo unde roca parentală este reprezentată prin calcare, la baza profilului de sol se află orizontul R rendzinic (Rrz), iar la partea superioară, chiar şi în zona montană (foarte umedă, cu procese intense de levigare), calciul nu ajunge să fie spălat, adică nu se produce debazificarea şi migrarea coloizilor, ceea ce face ca bioacumularea să ducă la formarea de humus în cantitate mare şi de cea mai bună calitate, rezultând profile de tipul:

Am – A/R – Rrz (rendzină).

Dacă materialul parental este reprezentat prin marne, marne argiloase sau argile marnoase (roci bogate în carbonat de calciu), solificarea decurge în mod asemănător, profilul de sol fiid alcătuit din următoarele orizonturi:

Am – A/C – Cpr (pseudorendzină).

În condiţii de exces de apă, procesele pedogenetice caracteristice sunt cele de gleizare şi pseudogleizare.

Când excesul de umiditate provine din pânza freatică, la partea inferioară a profilului de sol au loc procese de gleizare cu formare de orizont Gr, în timp ce la partea superioară au loc procese de bioacumulare cu formare de orizont Am (dacă materialul parental conţine calciu) sau Ao (în absenţa calciului). Între orizontul de suprafaţă şi cel de adâncime apare un orizont de tranziţie A/Go, rezultând profile de tipul:

Am – A/Go– Gr (gleisol molic); Ao – A/Go – Gr (gleisol tipic). Când excesul de umiditate provine din precipitaţii, la partea superioară a

profilului de sol au loc procese de stagnogleizare cu formare de orizonturi w şi W, care se grefează pe orizonturile Ao şi B, rezultând profile de tipul:

61

Aow – AoW – BW – C (sol stagnogleic). În condiţii de exces de apă freatică bogată în săruri de sodiu sau de

material parental salifer sau cu conţinut mare de săruri de sodiu, procesele caracteristice sunt cele de salinizare şi alcalizare.

Salinizarea duce la formarea de orizont salic (sa) grefat pe un orizont Ao de bioacumulare redusă (din cauza sării, vegetaţia este slab reprezentată). De obicei, salinizarea se datorează apei freatice, aşa că au loc şi procese de gleizare, rezultând profile de tipul:

Aosa – A/Go – C (solonceac). Alcalizarea determină, de regulă, formarea orizontului Btna foarte bine

diferenţiat structural şi textural pe profilul de sol. Vegetaţia fiind slab reprezentată, orizontul bioavcumulativ este Ao. Şi în acest caz, de obicei, există influenţa apei freaticecare determină profile de tipul:

Ao – Btna – C sau CGo (soloneţ).

Când solurile se formează pe materiale parentale reprezentate prin argile gonflante există condiţii pentru manifestarea proceselor vertice cu formarea de orizont vertic (y) şi profile de tipul:

Ay – C sau Ay – By – C (vertosol).

În situaţia în care solificarea este incipientă, se desfăşoară greoi sau este întreruptă, profilul de sol prezintă numai orizont Ao, ca rezultat al procesului de bioacumulare foarte slab, după care urmează materialul parental sau chiar roca de solificare. În această categorie se încadrează solurile tinere, neevoluate, care au profile de tipul:

Ao – C (aluviosoluri, psamosoluri etc.) sau Ao – R (litosol).

În cazul desfundării terenurilor cu soluri argiloase (lucrare necesară pentru înfiinţarea plantaţiilor pomicole, de viţă- de- vie sau pentru îmbunătăţirea regimului aerohidric al solului) se produce amestecarea orizonturilor din jumătatea superioară a profilului de sol, cee ce duce la formarea unui orizont D, urmat de materialul parental sau de orizonturile nederanjate ale soluli respectiv, rezultând profile de tipul:

Do – C sau Do – Bt – C (sol desfundat).

În condiţii de mlaştină şi vegetaţie hidrofilă are loc procesul de turbificare al resturilor organice, profilul de sol fiind reprezentat printr-un orizont turbos (T) mai gros de 50 cm, uneori chiar de mai mulţi metri.

În concluzie, în funcţie de condiţiile de mediu, solurile pot prezenta profile alcătuite din diferite orizonturi.

Întrebări recapitulative: 1. Ce se înţelege prin procese pedogenetice? 2. Care sunt principalele procese pedogenetice? 3. Ce este un orizont de sol? 4. Care sunt orizonturile minerale specifice tuturor solurilor? 5. Care sut orizonturile de sol din zona de stepă, de silvostepă şi de

pădure?

62

8. PROPRIETĂŢILE FIZICE ALE SOLULUI

8.1. CULOAREA

Reprezintă criteriul principal de separare a orizonturilor pe profil, de recunoaştere şi denumire a unor soluri (sol bălan, cernoziom, sol cenuşiu, sol brun roşcat etc.).

Culoarea este determinată de însăşi compoziţia solului. Componentele solului prezintă culori diferite pe care le imprimă şi acestuia, în măsură mai mare sau mai mică, în funcţie de proporţia lor. De exemplu, humusul imprimă solului culori închise (de la brun până la negru); silicea, carbonatul de calciu şi sărurile uşor solubile dau culori albicioase; oxizii şi hidroxizii de fier, culori de la gălbui până la roşcat; compuşii feroşi, culori verzui-albăstrui-vineţii etc. Prin combinarea culorilor date de componentele respective rezultă numeroase alte culori, caracteristice diferitelor orizonturi şi soluri.

Culoarea unui orizont poate fi uniformă sau neuniformă. Aşa de exemplu, prin pătrunderea humusului din orizontul superior spre orizonturile subiacente, acestea capătă un aspect pătat.

Unele orizonturi ale solurilor hidromorfe supuse alternativ proceselor de oxidare şi reducere au un aspect marmorat, determinat de petele gălbui-ruginii sau cenuşii-vineţii aflate în proporţii aproximativ egale faţă de culoarea generală a fondului.

Prezenţa concreţiunilor ferimanganice sau a celor de carbonat de calciu în cantitate mare dau orizonturilor în care apar un aspect pestriţ.

Culoarea solului este influenţată de gradul de umiditate în momentul examinării, fiind mai închisă la solul umed şi mai deschisă la solul uscat. Din acest motiv este recomandat să se aprecieze culoarea solului atât în stare umedă, cât şi în stare uscată.

Pentru evitarea subiectivismului şi exprimarea în termeni universal valabili, cu semnificaţii precise, culoarea solului se determină cu ajutorul sistemului Munsell (Munsell Soil Color Charts).

Sistemul Munsell stabileşte întreaga gamă de culori posibile, în funcţie de trei variabile: nuanţă, valoare şi cromă (fig. 8.1).

a) Nuanţa exprimă culoarea dominantă, care cuprinde cinci culori de bază şi cinci intermediare, notaţia acestora făcându-se cu iniţialele denumirilor din limba engleză a culorilor: R (red = roşu), Y (yellow = galben), G (green = verde), B (blue = albastru), P (purple = violet) şi YR (galben - roşu), GY (verde - galben), BG (albastru - verde), PB (violet - albastru), RP (roşu - violet).

Fiecare din cele zece simboluri de nuanţe sunt gradate de la 1 la 10, cifrele respective fiind aşezate înaintea iniţialelor corespunzătoare culorii de bază (ex. 5YR, 10 YR etc.). Aceste simboluri sunt scrise în colţul din dreapta sus al fiecărei din cele şapte planşe cuprinse în sistemul Munsell (10 R; 2,5YR; 5YR; 7,5YR; 10YR; 2,5Y şi 5Y).

63

Fig. 8.1- Determinatorul de culori Munsell

b) Valoarea compartimentează planşa de jos în sus în zece trepte, notate

cu cifre de la 1 la 10 şi arată gradul de strălucire a culorii respective. c) Croma compartimentează planşa de la stânga la dreapta, se notează cu

cifre de la 1 la 8 şi indică în cadrul fiecărei valori intensitatea culorii. Valorile şi cromele, care compartimentează planşa se notează sub formă de

fracţie (3/2, 3/5 etc.), numărătorul arătând valoarea, iar numitorul croma. Fracţia adăugată simbolului nuanţei (10YR, 5Y etc.) constituie notarea completă a culorii respective (ex.10YR 3/2-ceea ce înseamnă brun cenuşiu închis).

Cu cât valorile şi cromele sunt mai mari, cu atât culorile sunt mai deschise şi mai puţin intense şi cu cât sunt mai mici cu atât culorile sunt mai închise şi mai intense.

Majoritatea solurilor din ţara noastră au culori ce se încadrează în planşa 10YR, prezentată schematic în fig. 3.2.

Pentru determinarea culorii, agregatele de sol se ţin sub planşă, deplasându-se de la un orificiu la altul, până când culoarea solului corespunde cu cea etalon. În situaţia în care între acestea nu există o concordanţă perfectă, se pot alege valori şi crome intermediare (ex. 10YR 3,5/2,5).

Etapele principale utilizate în identificarea culorii cu ajutorul sistemului Munsell sunt:

• alegerea planşei cu nuanţa cea mai apropiată; • identificarea culorii celei mai apropiate din planşă prin plimbarea probei de

sol în dreptul tuturor eşantioanelor de pe planşa respectivă; • notarea culorii solului prin expresia Nuanţă X Valoare / Cromă; Pe lângă faptul că sistemul Munsell înlătură subiectivismul şi permite

exprimarea culorii în termeni universal valabili, dă posibilitatea definirii unor soluri şi orizonturi.

Astfel, pentru ca un orizont A să fie A molic (să aibă culoare închisă) trebuie să prezinte valori şi crome < 3,5 la materialul în stare umedă şi < 5,5 în stare uscată. Orizontul A molic al cernoziomurilor are crome < 2, iar al solurilor

64

bălane > 2 (prezintă culoare mai puţin închisă). La solul brun argiloiluvial tipic, orizontul Bt trebuie să aibă culori în nuanţa 10YR cu valori şi crome > 3,5, iar la solul brun roşcat, nuanţa de 7,5YR (culori spre roşu) cu valori şi crome > 3,5 etc.

Fig.8.2 - Planşa 10YR din atlasul de culori Munsell

65

8.2.TEXTURA SOLULUI

8.2.1. Definiţie şi grupe de particule texturale Partea minerală a solului, provenită prin dezagregarea mineralelor şi

rocilor, este alcătuită din particule de diferite dimensiuni, reprezentate prin nisip, praf şi argilă. În unele soluri se mai pot întâlni şi fragmente de dimensiuni mai mari (pietrişuri sau pietre), care formează scheletul solului

Particulele componente ale solului au fost grupate, în funcţie de mărimea lor, în categorii de particule, denumite şi fracţiuni granulometrice. Cantităţile procentuale în care acestea intră în alcătuirea solului determină însuşirea fizică cunoscută sub numele de textură.

Gruparea particulelor în funcţie de mărimea lor a pornit de la costatarea că particulele având dimensiuni diferite au şi proprietăţi diferite.

Astfel, nisipul este foarte permeabil, nu prezintă plasticitate şi aderenţă, nu are capacitate de reţinere pentru apă şi substanţe nutritive etc. Dispersate în apă, particulele de nisip se depun foarte repede.

Argila, reprezentată de cele mai fine particule minerale din sol, posedă coeziune, plasticitate, aderenţă şi are o capacitate ridicată de reţinere a apei şi substanţelor nutritive. Dispersată în apă dă naştere la soluţii coloidale.

Praful prezintă însuşiri intermediare între cele ale nisipului şi argilei. Dispersat în apă, praful se depune mult mai greu decât nisipul.

Scări pentru stabilirea grupelor sau categoriilor de particule

Scara Atterberg Scara Kacinski Scara departamentului agriculturii S.U.A.

Grupa de particule

Diametrul (mm)

Grupa departicule

Diametrul (mm)

Grupa de particule

Diametrul (mm)

Grosier 2-0,2 Nisip Fin 0,2-0,02

Nisip 1-0,05 Nisip 2-0,05

Praf 0,02-0,002 Praf 0,02-0,002 Praf 0,05-0,002

Argilă <0,002 Argilă <0,001 Argilă <0,002

8.2.2. Clase de textură În funcţie de conţinutul procentual al fracţiunilor granulometrice, solurile

se grupează în clase texturale, denumite şi specii texturale. Din acest punct de vedere, în ţara noastră, într-o formă simplificată, se deosebesc 3 mari grupe de clase texturale şi anume:

• soluri cu textură grosieră (denumite şi soluri uşoare), caracterizate printr-un conţinut foarte mare de particule nisipoase şi foarte mic de particule argiloase;

• soluri cu textură mijlocie (soluri mijlocii), în alcătuirea cărora domină praful, nisipul şi argila aflându-se în proporţii mult mai reduse;

• soluri cu textură fină (denumite şi soluri grele), caracterizate printr-un conţinut ridicat de argilă (eventual şi de praf) şi scăzut de nisip.

În funcţie de clasa de textură solurile au proprietăţi diferite, foarte asemănătoare cu cele ale fracţiunii granulometrice dominante.

66

Sistemul de clase texturale folosit în România

Argilă (%) Praf (%) Nisip (%) Denumirea

<0,002 mm 0,002-0,02 mm 0,02-2 mm

Nisipoasă

<5 <32 >63 Textură grosieră

Nisipo-lutoasă

6-12 <32 56-94

Luto-nisipoasă

13-20 <32 48-87 Textură mijlocie

Lutoasă

21-32 <79 <79

Luto-argiloasă

33-45 <67 <79 Textură fină

Argiloasă

>46 <54 <54 Pentru determinarea precisă a texturii se fac analize de laborator prin care

se află cantităţile procentuale de nisip, praf şi argilă, cu ajutorul cărora se determină clasa (specia) texturală. De exemplu, dacă un sol are între 6 şi 12 % argilă, <32 % praf şi între 56 şi 94 % nisip, textura este nisipolutoasă.

O altă modalitate pentru definirea texturii solurilor este aceea a diagramei triunghiului echilateral, compartimentat în funcţie de conţinutul procentual de argilă, praf şi nisip trecut pe fiecare latură.

Pentru stabilirea clasei texturale a unui sol, pe cele trei laturi ale triunghiului se fixează procentele de argilă, praf şi nisip, rezultate în urma analizelor de laborator. Din punctele obţinute se duc paralele la baza zero a fracţiunii respective, iar în locul de întâlnire al celor trei linii se citeşte clasa texturală în care se încadrează solul respectiv. Dacă locul de întâlnire al celor trei paralele este apropiat de limita a două compartimente, clasa texturală cuprinde ambele denumiri (de exemplu: lut spre lut argilos).

8.2.3. Variaţia texturii pe profilul solului Textera solului este determinată de cea a materialului parental şi de

condiţiile de solificare. Deoarece textura poate să varieze de la un orizont la altul, aceasta se stabileşte pe întregul profil de sol, cunoscându-se astfel mai bine unele însuşiri ale solului, cât şi condiţiile de dezvoltare a vegetaţiei. Sub acest aspect se deosebesc soluri cu textură nediferenţiată (uniformă), cu textură diferenţiată, cu schimbare texturală bruscă şi soluri cu textură contrastantă.

Solurile cu textură nediferenţiată (uniformă) se formează în zonele cu materiale parentale uniforme şi precipitaţii mai reduse, situaţie în care nu se produce migrarea argilei, textura fiind uniformă pe tot profilul de sol Acestă textură se întâlneşte, în mod obişnuit, la solurile din zona de stepă, unde conţinutul de argilă pe profil are aproximativ aceeaşi valoare cu cea existentă în materialul parental (ca de exemplu la solurile bălane sau la cernoziomurile cambice).

Solurile cu textură diferenţiată sunt răspândite în zonele cu precipitaţii mai bogate, care determină migrarea argilei pe profilul de sol şi acumularea acesteia la nivelul orizontului Bt. Această situaţie este specifică solurilor din clasa argiluvisoluri.

Pentru exprimarea cantitativă a diferenţierii texturale se foloseşte indicele de diferenţiere texturală (Idt), care reprezintă valoarea raportului dintre procentul de argilă din orizontul Bt şi orizontul A sau E. După mărimea acestui indice, solurile se grupează astfel:

• soluri nediferenţiate textural....................................Idt =1,0; • soluri slab diferenţiate textural................................Idt =1,0-1,2;

67

• soluri moderat diferenţiate textural.........................Idt =1,2-1,4; • soluri puternic diferenţiate textural.........................Idt =1,4-2,0; • soluri foarte puternic diferenţiate textural...............Idt >2,0. Solurile cu schimbare texturală bruscă au ca trăsătură dominantă dublarea

conţinutului de argilă în Bt faţă de E, trecerea dintre cele două orizonturi realizându-se pe o adâncime de cel mult 15 cm. Un astfel de caracter textural au planosolurile (la care trecerea dintre cele două orizonturi se face pe numai 7,5 cm) şi subtipurile planice ale altor soluri (trecerea dintre cele două orizonturi se face pe o adâncime cuprinsă între 7,5 şi 15 cm) şi se datorează procesului de eluviere-iluviere foarte intens, cât mai ales bistratificării materialelor parentale (orizontul eluvial s-a format pe un strat sărac în argilă, iar orizontul argiloiluvial pe un strat bogat în argilă).

Solurile cu textură contrastantă se formează pe materiale parentale neomogene din punct de vedere textural, cum se întâmplă, cel mai adesea, pe luncile şi terasele râurilor, unde se constată texturi diferite pe profilul de sol, texturi dterminate de neomogenitatea materialelor paretale şi nu ca urmare a solificării. Această textură este specifică solurilor aluviale şi poate fi: grosieră pe mijlocie, mijlocie pe fină, fină pe grosieră etc.

8.2.4. Scheletul solului În profilul solurilor formate pe materiale dure aflate la mică adâncime (în

special în zona montană) se întâlnesc fragmente de roci de diferite mărimi, care poartă denumirea de scheletul solului. O situaţie asemănătoare se întâlneşte şi în cazul solurilor aflate pe luncile şi terasele râurilor, pe profilul cărora apar fragmente rulate de roci (pietrişuri fluviatile).

Gruparea materialului scheletic după mărimea particulelor este redată în tabelul următor.

Scări pentru stabilirea grupelor de material scheletic

Scara Atterberg Scara Kacinski

Grupa de material scheletic

Diametrul (mm)

Grupa de material scheletic

Diametrul (mm)

Bolovani sau blocuri >200 Pietre 200-20

Pietre >3

Pietriş 20-2 Pietriş 3-1 Pe teren, odată cu stabilirea aproximativă a texturii solului, se apreciază şi

cantitatea de schelet, natura mineralogică a lui şi proprietăţile diferitelor categorii de fragmente. După conţinutul de schelet, solurile au fost grupate astfel:

• soluri fără schelet............................................ < 5 % din volum • soluri cu schelet puţin..................................... 6-25 % ,, ,, • soluri cu schelet mult.....................................26-50 % ,, ,, • soluri cu schelet foarte mult...........................51-75 % ,, ,, • soluri cu schelet excesiv….............................76-90 % ,, ,, • pietre sau bolovăniş.......................................... >91 % ,, ,, Cantitatea de material scheletic şi adâncimea la care se găseşte roca dură

ajută la calcularea volumului de sol care poate fi folosit de rădăcinile plantelor, cunoscut sub numele de volum edafic util. Acesta este egal cu volumul de sol fin

68

până la roca dură sau până la 150 cm (dacă până la această adâncime nu apare roca dură), din care se scade procentul de schelet.

Volum edafic util (%)=150

)%.100(.. scheletdur ăroc ăAdâncime −×

De exemplu, dacă roca parentală se află la 120 cm, iar procentul de schelet este de 20 %, volumul edafic util este de 64 %. Dacă roca parentală se află la aceeaşi adâncime, dar solul nu conţine schelet, volumul edafic util creşte până la 80 %.

În cazul unui sol care conţine schelet, la precizarea texturii se adaugă şi caracterul scheletic, ca de exemplu: sol nisipolutos cu schelet mult.

8.2.5. Rolul texturii Textura, una din cele mai importante şi mai stabile însuşiri ale solului, are

un rol deosebit în procesul solificării, influenţând majoritatea însuşirilor fizico-chimice ale solului.

Astfel, textura grosieră (nisipoasă) permite levigarea intensă a profilului de sol, diferenţierea slabă a orizonturilor, are o capacitate mare de încălzire, nu stimulează acumularea humusului, prezintă afânare excesivă, favorizează eroziunea eoliană etc.

Textura fină (argiloasă) se opune levigării accentuate, determină formarea de orizonturi mai bine diferenţiate, prezintă afânare redusă, opune rezistenţă mare la arat, are capacitate mică de încălzire, stimulează acumularea humusului, creează condiţii pentru apariţia unui regim aerohidric nefavorabil etc.

Textura mijlocie (lutoasă) determină cele mai bune condiţii pentru evoluţia solului: formarea şi acumularea humusului, o bună structurare, regim aerohidric favorabil etc.

Textura are o influenţă deosebită asupra dezvoltării plantelor. Marea majoritate a plantelor de cultură se dezvoltă optim în condiţii de textură mijlocie. Unele culturi valorifică bine sau chiar preferă textura grosieră (de ex. cartoful, sfecla, viţa de vie) sau pe cea fină (de ex. grâul). Pentru unele culturi textura devine un factor restrictiv, aşa cum se întâmplă cu textura fină în cazul viţei de vie sau cartofului.

Textura determină stabilirea diferenţiată a măsurilor agrotehnice, agrochimice şi ameliorative ce urmează să fie aplicate solului. Astfel, în cazul solurilor cu textură fină, faţă de cele cu textură grosieră, lucrările de mobilizare trebuie făcute pe adâncime mai mare, îngrăşămintele chimice pot fi aplicate în doze mai mari şi la intervale mai lungi de timp, normele de irigare vor fi mai mari.

69

8.3. STRUCTURA SOLULUI

8.3.1. Definiţie şi tipuri de structură Particulele componente ale solului se găsesc, în cea mai mare parte, legate

între ele, formând agregate de forme şi mărimi diferite, în funcţie de condiţiile de mediu şi de procesul de solificare.

Proprietatea solului de ase prezenta sub formă de agregate poartă denumirea de structură. Alături de starea structurală, uneori solul poate să prezinte şi o stare nestructurală, în care particulele sunt nelegate între ele, fiind dispuse într-o aşezare compactă sau masivă.

Pe profilul de sol structura variază de la un orizont la altul. Cu cât creşte adâncimea, solul prezintă agregate structurale mai mari, devenind chiar nestructurat. Unele forme de structură sunt specifice anumitor orzonturi.

Structura se determină direct în teren, odată cu cercetarea şi descrierea profilului de sol, apreciindu-se tipul, mărimea şi gradul de dezvoltare al agregatelor structurale.

După forma pe care o prezintă agregatele din masa solului, se disting următoarele tipuri de structură: glomerulară, grăunţoasă, poliedrică angulară, poliedrică subangulară, prismatică, colunoid-prismatică, columnară şi lamelară.

Structura glomerulară se caracterizează prin particule de sol legate sub formă de glomeruli (agregate aproximativ sferoidale) uşor friabile, poroase, cu suprafeţe curbe şi aşezare afânată. Este cel mai bun tip de structură şi este specific orizontului Am, întâlnindu-se mai ales la cernoziomuri, rendzine şi lăcoveşti, care au un conţinut ridicat de humus.

Structura grăunţoasă (granulară) este formată din agregate ceva mai mari decât cele glomerulare, neporoase sau slab poroase, cu muchii şi colţuri relativ rotunjite. Se întâlneşte în partea superioară a profilului de sol, în orizontul de acumulare a humusului (mai ales în Am) şi este de calitate inferioară structurii glomerulare.

Structura poliedrică angulară se caracterizează prin agregate cu lungimi aproximativ egale în direcţia celor trei axe de dezvoltare, cu feţe plane şi muchii ascuţite, cu aşezare îndesată, motiv pentru care determină o permeabilitate şi o aerisire slabă a orizonturilor în care se găseşte (E/B, Bt).

Structura poliedrică subangulară este asemănătoare celei precedente, cu deosebirea că agregatele structurale prezintă feţe şi muchii mai neregulate, uşor rotunjite. Se întâlneşte mai ales în cazul orizontului Bv, dar şi în orizontul de tranziţie AB.

Structura prismatică se caracterizează prin agregate alungite vertical, cu aspect de prismă, cu feţe plane şi muchii ascuţite. Prin rupere se pot desface în agregate poliedrice mai mici. Este caracteristică orizontului Bt.

Structura columnoid-prismatică este asemănătoare cu cea prismatică, dar cu feţe curbe şi muchii rotunjite

Structura columnară este asemănătoare cu cea prismatică, dar agregatele sunt mult alungite având partea superioară rotunjită. Este caracteristică orizontului Btna.

Structura lamelară (şistoasă) este alcătuită din agregate sub formă de lamele orientate orizontal. Este caracteristică orizonturilor eluviale (El, Ea) sau orizonturilor de tranziţie (B/C) formate pe roci şistoase (ex. marne).

După mărimea elementelor, la fiecare tip de structură se deosebesc agregate foarte mici, mici, mijlocii, mari şi foarte mari.

70

După gradul de dezvoltare, structura solului poate fi: • slab dezvoltată, elementele structurale observându-se greu, cea mai

mare parte a solului fiind nestructurată; • moderat dezvoltată, elementele structurale observându-se uşor, prin

sfărâmare rezultând multe agregate; • bine dezvoltată, prin sfărâmare întreaga masă de sol desfăcându-se în

agregate rezistente la acţiunea de dispersare.

8.3.2. Formarea structurii solului Rol deosebit de important în formarea structurii solului îl substanţele

coloidale. Acestea îmbracă particulele mai mari din sol (de nisip şi de praf) şi umplu, într-o oarecare măsură, spaţiile dintre ele, iar prin coagulare le cimentează, le leagă, rezultând agregate structurale.

Dintre coloizi, rolul cel mai important în structurarea solului îl au humusul şi argila, în special humusul a cărui capacitate de agregare este de circa 12 ori mai mare decât a argilei.

Humusul şi argila se influenţează reciproc în structurarea solului. În lipsa argilei, humusul duce la formarea de agregate mărunte, cu rezistenţă mecanică mică, dar cu stabilitate hidrică ridicată. Argila singură favorizează formarea de agregate structurale mari, cu rezistenţă mecanică ridicată, dar cu stabilitate hidrică scăzută.

O structurare bună a solurilor în orizontul superior are loc atât în prezenţa humusului, cât şi a argilei, care trebuie să îndeplinească următoarele condiţii:

• humusul trebuie să fie alcătuit, în special, din acizi huminici, iar argila din minerale de tipul montmorillonit - beidellit;

• atât humusul, cât şi argila trebuie să aibă adsorbiţi, îndeosebi, cationi de calciu şi magneziu;

• conţinutul de humus trebuie să fie cât mai mare, iar cel de argilă potrivit (20 - 30 %).

Asemenea condiţii se realizează, de exemplu, în orizontul A al solurilor din zona de stepă, unde se formează o structură glomerulară dintre cele mai bune.

Cu cât humusul şi argila se află în situaţii diferite faţă de cele prezentate, cu atât structurarea solurilor este mai slabă. Astfel, în cazul solurilor acide, datorită predominanţei acizilor fulvici, structura grăunţoasă este slab formată şi puţin stabilă. În cazul solurilor bogate în săruri de sodiu, chiar dacă în stare uscată solul prezintă agregate structurale, prin umezire acesta se mocirleşte.

Oxizii de fier şi de aluminiu au un rol important în formarea agregatelor structurale prin faptul că îndeplinesc rolul de liant al agregatelor, cărora le imprimă o stabilitate mai mare.

Carbonatul de calciu are, de asemenea, rol de cimentare a agregatelor structurale.

Activitatea biologică are o importanţă deosebită în formarea structurii solul De exemplu, prin pătrunderea rădăcimilor plantelor în sol are loc fragmentarea şi mărunţirea acestuia, mai ales în cazul vegetaţiei ierboase, care dezvoltă în partea superioară a solului o reţea foarte deasă de rădăcini.

Microorganismele secretă sau participă la formarea unor substanţe care au rol de a lega între ele particulele de sol. Fauna şi microfauna din sol participă la mărunţirea şi structurarea agregatelor de sol, structurare cunoscută sub numele de coprogenă.

Unele fenomene meteorologice, ca de exemplu, alternanţa dintre perioadele umede şi uscate (un sol umed prin uscare crapă), cât mai ales

71

alternanţa îngheţului şi dezgheţului, favorizează fragmentarea şi structurarea solului.

Omul participă la structurarea solului prin lucrările pe care le efectuează (lucrări agricole, exploatări miniere, modelarea unor versanţi etc.)

8.3.3. Degradarea şi refacerea structurii solului

Degradarea structurii din partea superioară a profilului de sol se datoreşte unor factori de natură mecanică, fizică şi biologică.

Dintre factorii mecanici care acţionează în degradarea structurii solului se pot menţiona: tasarea solului prin circulaţia tractoarelor, maşinilor agricole şi animalelor, păşunatul neraţional, efectuarea arăturii la aceeaşi adâncime etc. Cea mai mare influenţă asupra degradării structurii solului pe cale mecanică o are efectuarea necorespunzătoare a lucrărilor solului (de exemplu, efectuarea arăturii când solul este prea umed sau prea uscat).

Degradarea fizico-chimică se datoreşte apei care poate duce la înlocuirea cationilor de calciu din complexul coloidal cu cationi de hidrogen. Stabilitatea agregatelor structurale se micşorează şi prin sărăturarea solului, care duce la înlocuirea ionilor de calciu din complex cu ioni de hidrogen.

Degradarea biologică se produce ca urmare a descompunerii humusului, principalul ciment de legătură a particulelor în agregate structurale.

Pentru prevenirea şi refacerea structurii, trebuie luate măsuri care să ducă la îdepărtarea cauzelor ce provoacă degradarea agregatelor, cum ar fi: să se evite bătătorirea solului, păşunatul neraţional, lucrarea solului prea umed sau prea uscat, să se aplice amendamente pe solurile prea acide sau prea alcaline, să se administreze îngrăşăminte organice şi minerale etc.

Întrebări recapitulative:

1. Cum se determină culoarea solului? 2. Ce este textura solului? 3. Care sunt principalele clase texturale? 4. Ce se înţelege prin scheletul solului? 5. Cine contribuie la formarea structurii solului? 6. Care sunt principalele tipuri de structură? 7. Cum se degradează şi se ameliorează structura solului?

72

9. PROPRIETĂŢIILE CHIMICE ALE SOLULUI

9.1. SOLUŢIA SOLULUI

Apa din sol încărcată cu diferite substanţe minerale şi organice formează o soluţie mai mult sau mai puţin diluată, cunoscută sub numele de soluţia solului. În legătură cu raportul dintre substanţele minerale şi organice din soluţia solului s-a constatat următoarele:

• în cazul solurilor din zonele aride, unde descompunerea resturilor organice este completă, domină substanţele minerale;

• la solurile din zonele umede şi reci, unde procesul de descompunere se desfăşoară foarte lent, domină substanţele organice;

• în cazul solurilor din zonele temperate raportul dintre substanţele minerale şi organice este aproximativ egal. Soluţia solului reprezintă mediul din care plantele absorb substanţele nutritive. În alcătuirea soluţiei solului se pot găsi toate elementele care intră în alcătuirea scoarţei terestre, importanţă deosebită având elementele care intră în alcătuirea plantelor: azot, fosfor, potasiu, calciu, magneziu, fier etc.

Compoziţia şi concentraţia soluţiei de sol poate să varieze foarte mult de la un sol la altul, cât şi în cadrul aceluiaşi sol, în funcţie de mai mulţi factori.

Rol deosebit de important îl are conţinutul de humus care reprezintă principala sursă de substanţe nutritive a solului. Prin descompunerea humusului, sub acţiunea microorganismelor, rezultă o serie de substanţe minerale care trec în soluţie. Datorită acestui fapt, în solurile bogate în humus, cu procese biochimice intense, soluţia solului prezintă o compoziţie şi o concentraţie favorabilă creşterii plantelor. În cazul solurilor sărace în humus, cu activitate microbiologică slabă, soluţia solului este deficitară, mai ales sub aspectul conţinutului de substanţe nutritive.

Compoziţia şi concentraţia soluţiei solului depinde şi de conţinutul, natura şi gradul de solubilitate al substanţelor minerale. De exemplu, soluţia solurilor din zonele umede, datorită levigării intense, este mult mai săracă în substanţe minerale comparativ cu soluţia solurilor din zonele cu precipitaţii mai reduse, unde levigarea este mai slabă.

Plantele şi microorganismele, pe de o parte participă la formarea humusului şi la desfăşurarea proceselor biochimice, iar pe de altă parte consumă o serie de substanţe minerale din soluţia solului. Datorită acestui fapt, soluţia solului este mai bogată în substanţe minerale la începutul perioadei de vegetaţie şi mai săracă la sfârşitul acestei perioade.

Compoziţia şi concentraţia soluţiei solului sunt, de asemenea, influenţate de complexul coloidal sau adsorbtiv al solului. Acesta reţine diferiţi cationi de Ca, Mg, Na, K, H, care prin procese de schimb cationic pot trece în soluţia solului.

Conţnutul de apă are o importanţă deosebită asupra compoziţiei, dar mai ales asupra concentraţiei soluţiei de sol. Astfel, cu cât conţinutul de apă este mai ridicat, cu atât se măreşte posibilitatea de trecere în soluţie a diferiţilor compuşi, dar, de obicei, scade concentraţia acestora.

Aplicarea unor măsuri agrotehnice, agrochimice şi ameliorative determină importante modificări asupra soluţiei solului. Aplicarea raţională a acestor măsuri favorizează reglarea compoziţiei şi concntraţiei soluţiei solului în concordanţă cu cerinţele plantelor.

73

Soluţia solului are o importanţă deosebită pentru creşterea plantelor. Astfel, solurile la care soluţia conţine toate elementele de nutriţie şi în raporturile cerute de plante asigură creşterea optimă a acestora. În cazul în care soluţia solului este săracă în elemente nutritive sau raportul dintre acestea nu este corespunzător, plantele au de suferit.

Uneori, soluţia solului poate fi chiar dăunătoare creşterii plantelor, aşa cum se întâmplă în cazul solurilor foarte puternic acide, care au o concentraţie mare a ionilor de hidrogen sau în cazul solurilor foarte puternic alcaline, care au o concentraţie mare a sărurilor de sodiu.

9.2. COLOIZII SOLULUI

ŞI PRINCIPALELE LOR PROPRIETĂŢI

Prin coloizii solului se înţelege aceea parte a materiei solului aflată sub formă de particule foarte fine care nu se dizolvă în apă ( diametrul particulelor este sub 0,002). Coloizii formează partea activă a solului, participând la majoritatea proceselor fizice şi chimice care au loc în sol.

Clasificarea coloizilor. În funcţie de alcătuirea lor, coloizii se împart în trei grupe: coloizi minerali, coloizi organici şi coloizi organo-minerali. Coloizii minerali sunt reprezentaţi, în principal, prin minerale argiloase la care se adaugă oxizii şi hidroxizii de fier, de aluminiu, şi silicea coloidală. Ccloizii organici cuprind, îndeosebi, acizii humici, dar şi alte materii humice, hidraţi de carbon, proteine etc. Coloizii organo-minerali, cei mai răspândiţi în sol, rezultă din unirea coloizilor minerali cu cei organici. Cei mai importanţi coloizi organo-minerali sunt cei care se formează prin unirea argilei cu humusul. Proprietăţile coloizilor. Coloizii au anumite proprietăţi, din care mai importante sunt adsorbţia, schimbul de cationi, peptizarea şi coagularea. Adsorbţia este specifică particulelor coloidale de humus şi argilă, care, având sarcini electrice negative, pot atrage şi reţine ioni pozitivi (cationi), cum sunt cei de Ca, Mg, K, Na, H. Cationii adsorbiţi de către particulele coloidale de humus şi argilă pot fi schimbaţi cu alţi catiioni din soluţia solului, fenomen cunoscut sub denumirea de capacitatea de schimb cationic. Particulele coloidale de humus sau de argilă, având sarcini electrice negative, în soluţie se resping, adică se află în stare dispersă. Această proprietate poartă numele de peptizare. Dacă în soluţia solului se află cationi (ioni cu sarcini electrice pozitive), aceştia provoacă unirea mai multor particule coloidale care, fiind mai grele, se depun. Acest proces poartă numele de coagulare. Coloizii pot coagula ireversibil, situaţie în care agregatele formate nu se mai desfac în particulele coloidale din care au provenit şi reversibil, adică agregatele se desfac în particulele din care s-au format, coloidul trecând din starea coagulată în stare peptizată (dispersă). Tipul de coagulare depinde de cationii care o determină. Astfel, cationii de Ca şi Mg provoacă coagularea ireversibilă a argilei şi humusului, iar cei de Na şi H determină coagularea reversibilă. Deci, acelaşi coloid poate coagula ireversibil sau reversibil, în funcţie de cationii adsorbiţi. Coloizii în stare de coagulare ireversibilă prezintă stabilitate, nu pot fi levigaţi în adâncime, leagă particulele de sol în agregate structurale, adică au rol pozitiv. Coloizii în stare de coagulare reversibilă nu prezintă stabilitate, pot fi levigaţi în adâncime şi nu determină o bună structurare a solului.

74

Coloizii se asociază unii cu alţii, chiar şi în situaţia când au sarcini electrice de acelaşi semn (datorită cationilor adsorbiţi), formând complexul coloidal al solului. Deoarece în complexul coloidal al solului predomină argila şi humusul, acesta mai poartă şi denumirea de complexul argilo-humic. Având în vedere că principala însuşire a coloizilor este adsorbţia, complexul coloidal sau argilo-humic a primit şi denumirea de complexul adsorbtiv al solului.

9.3. CAPACITATEA DE ADSORBŢIE A SOLULUI

Solul, datorită componenţilor lui, îndeosebi a celor de natură coloidală, poate să reţină o serie de substanţe, opunându-se levigării acestora pe profil. Această proprietate poartă denumirea de capacitatea de adsorbţie sau de reţinere. În funcţie de specificul ei, capacitatea de adsorbţie poate fi moleculară, cationică şi anionică. Capacitatea de adsorbţie moleculară este proprietatea solului de a atrage şi reţine la suprafaţa particulelor sale moleculele unor substanţe din soluţia de sol. Acest proces are loc datorită faptului că la suprafaţa particulelor de sol (mai ales a celor coloidale) există sarcini electrice libere, iar unele substanţe au molecule cu structură dipolară, care se comportă ca nişte mici magneţi. Pe această cale moleculele dipolare de apă sunt reţinute la suprafaţa particulelor de sol, fie sub formă de apă de higroscopicitate, fie sub formă de apă peliculară. Tot molecular este reţinut şi amoniacul care, fiind volatil, prin difuzie s-ar pierde din sol în atmosferă. Capacitatea de adsorbţie cationică, de reţinere cationică sau de schimb cationic, cum mai este denumită, constă în reţinerea (adsorbţia) cationilor la suprafaţa particulelor coloidale, cât şi în schimbarea acestora cu alţi cationi din soluţia solului. De regulă, complexul coloidal reţine şi schimbă frecvent cationii de Ca, Mg, Na, K, H. Schimbul de cationi se petrece după anumite reguli sau legi şi anume: legea echivalenţei, legea reversibilităţii, legea echilibrului şi legea energiei de adsorbţie.

Legea echivalenţei arată că schimbul de cationi are loc în proporţii echivalente, adică suma cationilor deplasaţi din sol este echivalentă cu cea a cationilor deplasaţi din soluţie în stare reţinută. Această lege permite efectuarea unor calcule privind necesarul de amendamente sau îngrăşăminte.

Legea reversibilităţii evidenţiază trecerea continuă a cationilor în soluţia solului şi a celor din soluţie în stare adsorbită. Această trecere permanentă a cationilor din complex în soluţie şi invers permite aprovizionarea continuă a plantelor cu elemente nutritive necesare şi fereşte de spălare o serie de elemente.

Legea echilibrului arată că schimbul de cationi are loc până la stabilirea unui echilibru, având în vedere că reacţia are caracter reversibil. Acest echilibru, în condiţii naturale, se strică şi se reface permanent şi rapid. Stricarea echilibrului se datoreşte modificării compoziţiei şi concentraţiei soluţiei din sol, determinate de precipitaţii, alterare unor minerale, descompunerea unor substanţe organice, încorporarea în sol a îngrăşămintelor amendamentelor etc. Echilibrul se restabileşte repede prin adsorbţia unor ioni şi eliberarea altora de către complexul coloidal.

Legea energiei de adsorbţie arată că reţinerea cationilor din soluţie, precum şi trecerea acestora din stare reţinută în soluţie se face cu energii diferite, în raport cu valenţa şi gradul de hidratare a cationilor respectivi. De exemplu,

75

cationii bivalenţi sunt reţinuţi în soluţie cu o energie mai mare decât cationii monovalenţi.

Capacitatea de adsorbţie cationică este caracterizată de următorii indici: capacitatea de schimb pentru baze, capacitatea de schimb pentru hidrogen, capacitatea totală de schimb cationic şi gradul de saturaţie în baze.

Capacitatea de schimb pentru baze. În complexul coloidal al solului se pot găsi adsorbiţi numai cationi bazici sau, aşa cum se întâmplă de cele mai multe ori, cationi bazici şi de hidrogen. Suma cationilor bazici (Ca + Mg + K +Na) adsorbiţi în complex poartă denumirea de capacitate de schimb pentru baze sau suma bazelor de schimb, se notează cu SB şi se exprimă în miliechivalenţi (me) la 100 g sol uscat la 105oC.

Capacitatea de schimb pentru baze la solurile din ţara noastră variază între 1 şi 50 me la 100 g sol. Cele mai mari valori se întâlnesc la solurile nelevigate sau slab levigate, bogate în humus şi argilă, iar cele mai mici la solurile puternic levigate.

Capacitatea de schimb pentru hidrogen se referă la totalitatea cationilor de hidrogen adsorbiţi de complexul coloidal al solului. Se mai numeşte şi suma hidrogenului schimbabil, se notează cu SH şi, la fel ca suma bazelor, se exprimă în me la 100 g sol uscat la 105oC.

În general, proporţia de hidrogen adsorbită faţă de cea a cationilor bazici este cu atât mai mare, cu cât levigarea este mai intensă şi roca de formare a solului este mai săracă în elemente bazice. Nu există soluri saturate numai cu ioni de hidrogen. Cele mai mari valori depăşesc rareori 10 me/ 100 g sol.

Capacitatea totală de schimb cationic reprezintă totalitatea cationilor adsorbiţi în complexul coloidal al solului, se notează cu T şi se exprimă în me/ la 100 g sol uscat la 105oC.

La solurile saturate cu cationi bazici, aşa cum se întâmplă în zona de stepă, capacitatea totală de schimb cationic este egală cu suma bazelor (T = SB). La solurile care au adsorbiţi cationi bazici şi de hidrogen, capacitatea totală de schimb cationic este egală cu suma bazelor plus hidrogenul adsorbit (T=SB+SH). Capacitatea totală de schimb cationic poate să varieze între 5 şi 100 me/ 100 g sol, cele mai ridicate valori întâlnindu-se la solurile bogate în humus şi argilă.

Gradul de saturaţie în baze arată proporţia în care complexul coloidal al solului este saturat cu cationi bazici, se notează cu V şi se exprimă în procente. Se calculează cu ajutorul formulei V% = SB/ T X 100.

La solurile care nu au hidrogen adsorbit în complex (T=SB), V= 100%. Când solurile au şi hidrogen adsorbit (T = SB+ SH), T are valori sub 100, cu atât mai mici, cu cât creşte SH şi scade SB. În funcţie de gradul de saturaţie în baze (la pH = 8,2) solurile au fost clasificate după cum se prezintă în tabelul următor:

Aprecierea solurilor după valorile V%

V% la pH = 8,2 Apreciere ≤ 10 Extrem oligobazic

11-30 Oligobazic 31-55 Oligomezobazic 56-75 Mezobazic 76-90 Eubazic ≥ 91 Saturat în baze

76

Gradul de saturaţie în baze este un indice foarte importat pentru

caracterizarea solurilor. Astfel, când V= 100 % sau aproape de 100 %, solul are o levigare slabă, reacţie neutră până la alcalină şi, în general, proprietăţi favorabile. Cu cât gradul de saturaţie în baze este mai scăzut, cu atât levigarea solului este mai puternică, iar reacţia devine tot mai acidă.

Capacitatea de adsorbţie anionică. Este proprietatea solului de a reţine sau fixa anioni (ioni cu valenţe negative). Dintre anionii care pot fi reţinuţi, importanţă deosebită prezintă ionii acidului fosforic (PO4

-3), care constituie sursa de aprovizionare cu fosfor a plantelor.

Anionii acidului fosforic se pot găsi în sol sub formă de fosfaţi de Na, K, Fe, Al şi mai ales, de Ca. Fosfaţii de Na şi K sunt solubili, adică pot fi folosiţi de plante, dar nu se reţin în sol. Cei mai importanţi pentru nutriţia plantelor sunt fosfaţii de calciu.

9. 4. REACŢIA SOLUŢIEI SOLULUI Prin reacţia unei soluţii se înţelege gradul ei de aciditate sau de

alcalinitate. Aciditatea este dată de ionii de hidrogen din soluţie, iar alcalinitatea de ionii oxidril. Când în soluţia solului raportul dintre aceşti ioni este echilibrat (H+= OH-), reacţia este neutră, dacă domină ionii de H+, reacţia este acidă, iar dacă domină ionii de OH-, reacţia este alcalină.

Pentru a se determina reacţia unei soluţii este suficient să se afle sau concentraţia ionilor de H+sau a celor de OH-. În mod obişnuit se determină concentraţia ionilor de H+(care dau aciditate), motiv pentru care în loc de reacţie se mai foloseşte şi noţiunea de aciditate. Solul prezintă două forme de aciditate: actuală şi potenţială.

Aciditatea actuală este dată de concentraţia ionilor de hidrogen din soluţia solului şi se exprimă în valori pH. Pentru solurile din ţara noastră valorile pH sunt cuprinse între 3,5 şi 9,5, cel mai adesea între 5 şi 8.

Clase de reacţie a solului

pH- ul Aprecierea reacţiei Raportul H+/OH-

≤ 3,50 Extrem de acidă 3,51- 4,50 Foarte puternic acidă 4,51- 5,00 Puternic acidă 5,01- 5,80 Moderat acidă 5,81- 6,80 Slab acidă

H+ > OH-

6,81- 7,20 Neutră H+ = OH-

7,21- 8,40 Slab alcalină 8,41- 9,00 Alcalină ≥ 9,01 Puternic alcalină

H+ < OH-

Reacţia soluţiei solului depinde de compoziţia solului. Astfel, dacă solul

conţine compuşi cu caracter bazic reacţia devine alcalină. În această situaţie se află solurile care conţin săruri ce hidrolizează alcalin: CaCO3, MgCO3, Na2CO3. Sub acţiunea apei aceste săruri hidrolizează în felul următor:

CaCO3 + 2H2O → H2CO3 + Ca(OH)2

MgCO3 + 2H2O → H2CO3 + Mg(OH)2

Na2CO3 + 2H2O → H2CO3 + 2NaOH

77

Prin hidroliză rezultă acidul carbonic şi bazele respective, care dau soluţiei reacţie alcalină.

Din seria CaCO3, MgCO3 şi Na2CO3 cea mai mare alcalinitate o dă Na2CO3, iar cea mai scăzută CaCO3. Acest fapt se datoreşte caracterului bazic şi solubilităţii, care cresc în ordinea prezentată mai sus.

Carbonatul de sodiu (soda de rufe), având caracterul bazic cel mai accentuat (prin hidroliză formează hidroxidul de sodiu sau soda caustică, care este o bază foarte puternică) şi solubilitate foarte mare, dă o reacţie foarte alcalină, cu pH mai mare de 10, aşa cum se întâmplă în cazul soloneţurilor. Solurile care conţin carbonat de magneziu au un pH în jur de 9.

Sarea cea mai frecvent întâlnită în soluri este carbonatul de calciu. Aceasta nu dă reacţii prea alcaline, deoarece sub refluenţa apei încărcată cu dioxid de carbon se transformă în bicarbonat de calciu.

CaCO3 + CO2 + H2O → Ca(HCO3)2

Bicarbonatul de calciu (carbonat acid de calciu) are un caracter bazic mai slab, ceea ce face ca soluţia solului să capete un pH mai mic, în jur de 8. Această situaţie este caracteristică solurilor din zona de stepă (care conţin CaCO3 chiar de la suprafaţă), unor soluri aluviale, solurilor formate pe roci calcaroase sau marne şi orizontului Cca de la toate solurile.

În mod normal, în evoluţia solurilor, CaCO3 tinde să fie levigat în adâncime, ceea ce face ca pH-ul să scadă. Astfel, în cazul solurilor la care CaCO3

a fost aproape complet îndepărtat, pH-ul este în jur de 7, situaţie caracteristică solurilor aflate la trecerea dintre stepă spre silvostepă (de ex. cernoziomurile cambice sau cernoziomurile argiloiluviale)

Cu căt levigarea profilului de sol este mai puternică, reacţia devine tot mai acidă şi anume, cu atât mai acidă, cu cât în complex se găsesc adsorbiţi mai mulţi ioni de hidrogen şi mai puţini ioni bazici (Ca, Mg, K, Na), situaţie specifică solurilor din zona de pădure.

Astfel, trecându-se de la solurile din etajul pădurilor de foioase, la cele din etajul pădurilor de conifere şi apoi la solurile din zona alpină, unde precipitaţiile atmosferice depăşesc 1200 mm anual, levigarea profilului de sol este din ce în ce mai intensă, debazificarea mai accentuată, iar reacţia tot mai acidă (pH-ul scade până la 4 şi chiar sub această valoare.)

Prin urmare, în cazul solurilor din zonele cu precipitaţii bogate, care nu conţin carbonat de calciu, reacţia depinde de gradul de saturaţie în baze (V%).

9.5. ROLUL REACŢIEI SOLULUI

Reacţia solului influenţează activitatea şi abundenţa diferitelor grupe de microorganisme din sol. În general, ciupercile se dezvoltă foarte bine în solurile acide (pH=4,0-5,0), iar actinomycetele în condiţii de reacţie neutră spre slab alcalină (pH =7,0-7,5). Bacteriile, cele mai folositoare microorganisme pentru sol, au o răspândire mai mare, fiind prezente în intervalul de reacţie slab acidă până la slab alcalină (pH=6,0-8,0). Prin urmare, cu cât reacţia devine mai acidă (pH< 4) sau mai alcalină (pH>8), cu atât scade prezeeenţa şi activitatea microorganismelor.

O influenţă deosebită exercită reacţia solului şi asupra vegetaţiei spontane şi cultivate. Astfel, în decursul evoluţiei lor, diferite specii de plante din vegetaţia spontană s-au adaptat la anumite condiţii de reacţie a solului, devenind chiar indicatoare de reacţie. De exemplu, Nardus stricta (ţepoşica) indică o reacţie

78

puternic acidă, în timp ce Salsola soda, Sueda maritima, Salicornia herbaceea indică solurile alcaline.

Vegetaţia forestieră se dezvoltă foarte bine într-un mediu slab acid. Majoritatea plantelor cultivate preferă solurile cu reacţie neutră, slab acidă,

ori slab alcalină. Reacţiile prea acide sau prea alcaline influenţează în mod negativ

majoritatea proprietăţilor fizico-chimice ale solurilor. Solurile acide sunt sărace sau, uneori, chiar lipsite de calciu, element

foarte important pentru viaţa plantelor, De asemenea, solurile acide sunt sărace sau lipsite de unele microelemente (bor, molibden, cobalt etc.), atât ca urmare a levigării intense, cât şi datorită blocării acestora. Reacţia prea acidă provoacă apariţia în soluţia solului a fierului, aluminiului şi manganului, care depăşind limita de toleranţă a plantelor devin toxice, în special aluminiul.

Solurile cu reacţie puternic alcalină sunt şi mai nefavorabile decât solurile acide. Datorită prezenţei sodiului, solurile alcaline sunt lipsite de structură şi au o porozitate foarte mică, ceea ce le face aproape impermeabile. Pe aceste soluri, sărace în elemente nutritive, vegetaţia este foarte slab reprezentată.

Cunoaşterea reacţiei şi a fenomenelor legate de aceasta, prezintă o importanţă deosebită pentru folosirea raţională a solurilor, cât şi pentru stabilirea metodelor de îmbunătăţire a lor.

De exemplu, solurile cu reacţie acidă pot fi folosite cu rezultata destul de bune pentru cultura pomilor, viţei de vie, secarei, ovăzului, cartofului etc. Pentru solurile cu reacţie alcalină gama culturilor agricole se restrănge foarte mult. O anumită toleranţă faţă de aceste soluri au sorgul, iarba de Sudan, floarea soarelui, sfecla de zahăr etc.

Pentru corectarea reacţiei acide se folosesc amendamente pe bază de carbonat de calciu, calcar, dolomit etc. Prin aplicarea acestora are loc nu numai corectarea reacţiei, ci şi îmbunătăţirea generală a proprietăţilor fizice, chimice şi biologice

Corectarea reacţiei puternic alcaline este mult mai complicată. Aceasta presupune aplicarea de amendamente pe bază de gips sau fosfogips, cât şi efectuarea de spălări prin irigare (pentru îndepărtarea sărurilor solubile) şi drenări (pentru adâncirea apelor freatice salinizate) În concluzie, reacţia unui sol arată condiţiile de formare şi evoluţie a solului respectiv. Aceasta influenţează majoritatea proprietăţilor fizice, chimice şi biologice ale solului şi însăşi creşterea şi devoltarea normală a vegetaţiei. Întrebări recapitulative:

1. Ce este soluţia solului? 2. Care sunt coloizii solului? 3. Care sunt indicii de caracterizare a capacităţii de adsorbţie cationică? 4. Care sunt clasele de reacţie a soluţiei solului? 5. Care este rolul reacţiei soluţiei solului asupra vegetaţiei?

79

10. CLASIFICAREA GENERALĂ A SOLURILOR

De-a lungul timpului au existat numeroase încercări de clasificare a solurilor,

care reflectau, în general, nivelul de dezvoltare al cunoştinţelor despre sol din perioada respectivă.

Astfel, primele încercări priveau solul din punct de vedere al utilizării în producţie: pământ de grădină, pământ pentru grâu etc.

Pe măsura acumulării cunoştinţelor despre sol au urmat mai multe clasificări, fiecare având puncte de vedere diferite.

Din secolul al XIX-lea pot fi menţionate clasificarea fizică a solurilor (A. Thaer), clasificarea petrografică (F.A.Fallou), cea chimică (Knop) sau cea geologico-geografică după gradul de alterare al rocilor (Richthofen).

La sfârşitul secolului al XIX-lea şi începutul secolului al XX-lea a apărut clasificarea naturalistă, cunoscută şi sub numele de clasificarea genetico-geografică, solul fiind considerat corp natural format sub influenţa factorilor pedogenetici (concepţia lui Docuceaev).

Această clasificare, adoptată şi în ţara noastră, are ca unitate taxonomică de bază tipul de sol. Totalitatea tipurilor de sol sunt grupate în trei mari clase:

• solurile zonale, formate sub influenţa dominantă a condiţiilor de climă şi vegetaţie (ex.: cernoziomurile);

• solurile intrazonale, formate datorită unor condiţii locale de rocă, apă freatică etc. (ex. rendzinele, solurile gleice etc.);

• solurile azonale, reprezentate de solurile în curs de formare, tinere, neevoluate (ex.: solurile aluviale).

În a doua jumătate a secolului al XX-lea s-a impus sistemul american de clasificare a solurilor, cunoscut sub denumirea de "Taxonomia solurilor" (Soil Taxonomy, 1975).

Clasificarea americană se bazează pe proprietăţile solului măsurate cu precizie în teren (culoare, textură, structură, consistenţă etc.) sau în laborator (reacţia, conţinutul de humus, gradul de saturaţie în baze etc.).

Cu ajutorul acestor proprietăţi s-au definit o serie de aşa-numite orizonturi diagnostice, care stau la baza acestei clasificări. De asemenea, la stabilirea şi încadrarea solurilor în diferite unităţi taxonomice, pe lângă orizonturile diagnostice, se folosesc şi o serie de caractere diagnostice (schimbare texturală bruscă, prezenţa de material amorf etc.), precum şi alte criterii (condiţii climatice, existenţa unor proprietăţi de tranziţie etc.).

Şi în România au existat mai multe încercări de clasificare a solurilor, una dintre primele datorându-se lui Gh. Munteanu-Murgoci (1911), cel care a introdus în ţara noastră clasificarea naturalisă.

Ulterior, această clasificare a fost dezvoltată şi diversificată, o contribuţie importantă având N.Florea (Clasificarea genetico-geografică a solurilor din România, 1965).

În anul 1989, urmare a unor încercări mai vechi (1969 şi 1973), cât şi datorită progreselor înregistrate, sub egida Institutului de Cercetări pentru Pedologie şi Agrochimie (I.C.P.A.) a apărut Sistemul român de clasificare a solurilor.

Această clasificare a fost modernizată şi, în deplin acord cu experienţa acumulată pe plan intern, dar şi cu progresele înregistrate în acest domeniu pe plan internaţional, în anul 2003 a apărut Sistemul român de taxonomie a solurilor, care prezintă avantajul de a corela mai bine denumirile solurilor din ţara noastră cu sistemele internaţionale de clasificare a solurilor recunoscute pe plan mondial. Un alt avantaj îl constituie posibilitatea comparării mai uşoare a calităţii fondului funciar al României cu cel al celorlalte ţări din Uniunea Europeană.

80

Sistemul român de taxonomie a solurilor cuprinde următoarele unităţi taxonomice de sol: clasa, tipul şi subtipul (la nivel superior); varietatea, familia, specia texturală şi varianta (la nivel inferior).

În legătură cu nomenclatura folosită, s-a convenit ca printr-un singur cuvânt să se denumească atât clasa, cât şi tipul de sol. În plus, s-a stabilit ca vocala de legătură sa fie i pentru denumirea clasei şi o pentru denumirea tipului de sol, ca de exemplu: clasa cernisoluri, iar tipul de sol este cernoziom;

clasa luvisoluri, iar tipul de sol este luvosol etc. Pentru denumirea subtipului de sol se adaugă un adjectiv la tipul de sol, ca

de exemplu: cernoziom argic sau luvosol albic.

SISTEMUL ROMÂN DE TAXONOMIE A SOLURILOR (SRTS) 2003

NR CLASA

ORIZONT DIAGNOSTIC

TIPURI DE SOL

1

CERNISOLURI

Orizont A molic (Am)

1. Kastanoziom 2. Cernoziom 3. Faeziom 4. Rendzină

2 LUVISOLURI

Orizont B argic (Bt)

5. Preluvosol 6. Luvosol 7. Planosol

8. Alosol

3 CAMBISOLURI Orizont B cambic (Bv) 9. Eutricambosol 10. Districambosol

4 SPODISOLURI Orizont B spodic (Bs) 11. Prepodzol 12. Podzol 13. Criptopodzol

5 UMBRISOLURI Orizont A umbric (Au) 14. Nigrosol 15. Humosiosol

6 ANDISOLURI Orizont andic 16. Andosol

7 HIDRISOLURI Orizont gleic(G), pseudogleic(W)

sau A limnic (Al)

17. Stagnosol 18. Gleisol 19. Limnosol

8 SALSODISOLURI Orizont salic sau natric 20. Solonceac 21. Soloneţ

9 PELISOLURI Orizont pelic sau orizont vertic în primii 20 cm

22. Pelosol 23. Vertosol

10 PROTISOLURI

Orizont A sau O mai subţiri de 20 cm, fără alte orizonturi

24. Litosol 25. Regosol 26. Psamosol 27. Aluviosol 28. Entiantrosol

11 ANTRISOLURI Orizont antropogenetic sau lipsa orizonturilor A şi E

29. Erodisol 30. Antrosol

12 HISTOSOLURI Orizont folic (O) sau turbos (T)

31. Histosol 32. Foliosol

81

11. CARACTERIZAREA SOLURIlLOR DIN ROMÂNIA

11.1. CLASA CERNISOLURI

Clasă ce înglobează solurile care au ca diagnostic un orizont A molic (Am) şi orizont subiacent (A/C, A/R, Bv sau Bt) având culori de orizont molic (deci, culori închise), cel puţin în partea superioară, sau orizont A molic forestalic (Amf) urmat de orizont A/C sau Bv (indiferent de culori) şi de orizont Cca în primii 125 cm.

11.1.1. Kastanoziomurile

Definiţie. Soluri cu orizont A molic (Am) urmat de orizont AC având, cel puţin în partea superioară, culori de orizont molic şi orizont Cca în primii 125 cm. Carbonatul de calciu este, de regulă, prezent de la suprafaţă.

Condiţii şi procese de formare. Se întâlnesc pe suprafeţe cu refief plan, ori slab înclinat, mai reprezentative în Podişul Dobrogei, pe materiale parentale reprezentate prin loess, depozite loessoide şi luturi; clima cea mai aridă din România (P = 350 - 450 mm şi T = 10,7 - 11,3oC, Iar = 17 - 21, regim hidric parţial percolativ)1; vegetaţie naturală alcatuită din pajişti xerofite.

Datorită aridităţii climatului levigarea este slabă (solul conţine carbonat de calciu chiar de la suprafaţă), iar sub influenţa vegetaţiei ierboase a rezultat un orizont Am, însă nu prea bogat în humus.

Profil, proprietăţi. Kastanoziomurile tipice au profilul Am - A/C - Cca. Orizontul Am prezintă culoare brună şi grosimi de 30–40 cm; orizontul de tranziţie AC are culoare de orizont molic, cel puţin în partea superioară şi grosimi de 15 - 25 cm; începând cu adâncimea de 60 - 70 cm urmează orizontul Cca de culoare deschisă (gălbuie).

Profilul prezintă numeroase neoformaţii biogene (coprolite, cervotocine, culcuşuri de larve, crotovine) şi de carbonat de calciu (eflorescenţe, pseudomicelii, vinişoare în Am şi A/C, iar în Cca şi concreţiuni).

Textura este nediferenţiată pe profil, de obicei mijlocie (lutonisipoasă-lutoasă); structura glomerulară mică, dezvoltată moderat în Am şi slab în AC; porozitate, permeabilitate, capacitate pentru aer şi apă bune.

Conţinutul în humus este de numai 2 - 3%, dar de calitate (mull calcic), sunt saturate cu baze (V=100%), slab alcaline (pH=8), active microbiologic si bine aprovizionate cu substanţe nutritive.

Fertilitate şi folosinţă. Deşi au însuşiri fizice bune, datorită climatului prezintă într-o bună parte a anului deficit de umiditate, inconvenient pentru rezolvarea căruia se poate acţiona, într-o oarecare măsură, prin lucrări agrotehnice, iar radical prin irigare.

Cu toate că sunt bine aprovizionate cu substanţe nutritive, pentru obţinerea de producţii mai mari se recomandă îngrăşăminte minerale cu azot, fosfor, potasiu, cât şi gunoi de grajd.

Sunt folosite îndeosebi pentru culturi de câmp (grâu, orz, soia, porumb, floarea-soarelui, sfeclă de zahăr, in pentru ulei etc.), legume, vită-de-vie, pomi (mai ales piersic şi cais).

1 P = Precipitaţii medii multianuale T = Temperatura medie multianuală Iar = Indice anual de ariditate (Iar = P/(T+10))

82

11.1.2. Cernoziomurile Definiţie. Soluri cu orizont A molic (Am), de culoare mai închisă decât la

kastanoziomuri, urmat de orizont intermediar (A/C, Bv sau Bt) având, cel puţin în partea superioară, culori de orizont molic (dar mai puţin închise) şi orizont Cca în primii 125 cm; sau soluri având orizont A molic forestalic (Amf) urmat de orizont AC sau Bv (indiferent de culori) şi de orizont Cca în primii 60 - 80 cm.

Condiţii şi procese de formare. Relief de câmpie sau podişuri joase (partea de sud şi sud-est a Câmpiei Române, porţiuni din Câmpia de Vest, din Câmpia Transilvaniei, din Podişul Dobrogei şi din Podişul Moldovei); materiale parentale reprezentate prin loess sau depozite loessoide (uneori şi luturi, argile, nisipuri), care conferă condiţii optime pentru formarea solului; climă ceva mai umedă decât la kastanoziomuri (P = 400 - 500 mm şi T = 8,5 - 11,5oC, Iar = 20 - 24, regim hidric parţial percolativ); vegetaţie ierboasă de stepă mai bine reprezentată decât la kastanoziomuri (pajişti mezoxerofite).

Datorită climatului ceva mai umed şi vegetaţiei ierboase cu o productivitate de biomasă mai mare decât în cazul kastanoziomurilor, levigarea şi bioacumularea sunt mai intense (de obicei CaCO3 este spălat de la suprafaţă, iar acumularea de humus mai mare, de unde şi culoarea mai închisă).

Profil, proprietăţi. Profilul cernoziomurilor este format din orizonturile: Am – A/C, Bv sau Bt - Cca. În comparaţie cu kastanoziomurile au orizontul Am mai închis la culoare (brun - închis sau negricios) şi, de obicei, mai gros (40 - 60 cm), A/C, de asemenea, mai gros (20 - 30 cm) şi mai închis la culoare, iar C sau Cca la adâncime mai mare (peste 60 - 70 cm). Profilul are numeroase neoformaţii biogene, dar de CaCO3 începând numai de la baza orizontului Am sau din A/C.

Cernoziomurile cu orizont A/C sunt specifice zonei de stepă, iar cele cu orizont Bv sau Bt la trecerea dintre zona de stepă şi silvostepă, unde precipitaţiile sunt ceva mai bogate (500 - 600 mm/anual), situaţie în care levigarea şi alterarea materialului parental sunt mai accentuate.

În general, textura cernoziomurilor este nediferenţiată sau slab diferenţiată pe profil, adesea mijlocie (uneori către fină sau grosieră, în funcţie de materialul parental), dar prezintă o situaţie mai bună în ce priveşte structura (glomerulară), porozitatea şi regimul aerohidric. Conţinutul de humus este mai mare (3 - 6%) şi, de asemenea, de calitate (mull calcic); gradul de saturaţie în baze şi reacţia au valori mai mici, dar favorabile (V în jur de 90%, iar pH-ul = 7,0 - 7,6); activitatea microbiologică şi aprovizionarea cu substanţe nutritive sunt bune.

Fertilitate şi folosinţă. Fac parte din categoria celor mai fertile soluri. Remedierea deficitului de apă ce apare în anii şi perioadele secetoase se face prin aplicarea de lucrari agrotehnice, dar mai ales prin irigaţii, iar în scopul creării unor condiţii şi mai bune de aprovizionare cu substanţe nutritive se recomandă îngrăşăminte cu azot, fosfor, potasiu şi gunoi de grajd.

Sunt soluri foarte bune pentru toate culturile, dar se folosesc, mai ales, pentru culturi de câmp (grâu, orz, porumb, floarea - soarelui, soia, in pentru ulei, cartofi, sfeclă, mazăre, fasole etc.), plante furajere şi legume.

11.1.3. Faeziomurile

Definiţie. Soluri cu orizont A molic (Am) urmat de orizont intermediar (A/C, Bv sau Bt) având, cel puţin în partea superioară, culori de orizont molic (dar mai puţin închise) şi fără orizont Cca sau concentrări de carbonaţi secundari în primii 125 cm. Prezintă pelicule argilo - humice în orizontul B şi adesea caractere de hidromorfie când există orizont Bt (orizont Gr sau W, dar sub adâncimea de 50 cm.).

83

Condiţii şi procese de formare. Sunt răspândite în continuarea cernoziomurilor spre zonele mai umede şi răcoroase (P = 600 - 800 mm şi T = 8 - 10oC), din Câmpia Română, Câmpia de Vest, Dealuile de Vest, Podişul Transilvaniei, Depresiunea Braşov, Podişul Moldovei, iar pe areale mai restânse chiar şi în Subcarpaţi; materialele parentale sunt bogate în carbonat de calciu, fiind reprezentate prin loess, depozite loessoide, luturi, argile, marne, marne ariloase etc.; predomină vegetaţia de pădure sau de silvostepă.

Procesul de formare al faeziomurilor determină acumularea humusului în cantitate mare în orizontul Am, cât şi deplasarea de humus şi argilă din partea superioară şi depunerea acestora pe profil sub formă de pelicule organominerale.

Profil, proprietăţi. În general, faeziomurile au profil şi proprietăţi asemănătoare cernoziomurilor. Profilul de sol prezintă următoarea succesiune de orizonturi: Am – A/C, Bv sau Bt - C. Orizontul Am este de culoare închisă până negriciosă şi are grosimi de 40-50 cm. Orizonturile subiacente, A/C, Bv sau Bt, prezintă, cel puţin în jumătatea superioară, tot culor închise. Orizontul C, reprezentat prin materialul parental, apare la adâncime mai mare decât în cazul cernoziomurilor.

Textura este mijlocie (uneori spre fină sau spre grosieră), dar diferenţiată (plus de argilă în Bt, migrată de sus); structura glomerulară în Am, poiedrică în Bv şi prismatica în Bt; lipsesc neoformaţiile de carbonat de calciu, dar prezintă neoformaţii specifice, reprezentate prin pelicule organominerale.

Conţinutul de humus este, de asemenea, ridicat (3 - 5%) şi de calitate; grad de saturaţie în baze şi reacţie cu valori mai mici, însă tot favorabile (V nu coboară sub 75%, iar pH-ul este peste 6); activitatea microbiologică şi aprovizionarea cu substanţe nutritive sunt bune.

Fertilitate şi folosinţă. Sunt soluri cu fertilitate bună, fiind favorabile pentru o gamă largă de culturi agricole: cereale (grâu, porumb, orz, ovăz, secară), plante industriale (îndeosebi sfeclă de zahar, cartof, cânepă şi in pentru fuior), plante furajere şi pomi

Fiind situate în zone mai umede, uneori prezintă exces de apă, inconvenient ce poate fi înlăturat prin lucrări agrotehnice. De asemenea, în unele situaţii sunt necesare măsuri preventive pentru protecţie împotriva eroziunii.

11.1.4. Rendzinele Definiţie. Soluri cu orizont A molic (Am) şi orizont intermediar (A/R, Bv,

A/C), având culori de orizont molic, cel puţin în partea superioară şi cel puţin pe feţele agregatelor structurale, dezvoltate pe materiale parentale calcarifere sau roci calcaroase care apar între 20 şi 50 cm.

Condiţii şi procese de formare. Rendzinele sunt legate de prezenţa calcarelor ca roci parentale (uneori şi a dolomitelor, gipsurilor, rocilor magmatice şi metamorfice bazice şi ultrabazice). Astfel de situaţii se întâlnesc în condiţii foarte variate în ceea ce priveşte relieful (de la munte până la dealuri şi podişuri); clima de la puţin umedă şi caldă până la foarte umedă şi rece, iar vegetaţia de la stepă până în etajul alpin (mai frecvent se întâlnesc în Carpaţi, în Podişul Dobrogei şi Subcarpaţii Getici).

Datorită rocii specifice (dură, calcaroasă sau bogată în calciu, ori în alte elemente bazice), solificarea se caracterizează prin separarea unui orizont Rrz la baza profilului de sol, iar în partea superioară a unui orizont Am.

Profil, proprietăţi. Rendzina tipică are profilul Am - A/R - Rrz. Orizontul Am este gros de 20 - 30 cm (uneori mai mult), închis la culoare (brun - închis până la negricios); A/R de grosimi variabile şi culoare închisă, cel puţin în partea superioară; orizontul Rrz (rocă parentală specifică) apare până la adâncimea de 50 cm. În condiţii mai favorabile procesului de solificare (pantă redusă, climă mai caldă etc), în locul orizontului A/R poate să apară un orizont A/C sau Bv.

84

Textura fină până la mijlocie, nediferenţiată pe profil; structura glomerulară bine dezvoltată; situaţie favorabilă în ceea ce priveşte porozitatea, permeabilitatea şi regimul aerohidric; conţinut mare de humus de tip mull calcic (până la 10 %); gradul de saturaţie în baze este cuprins între 70 - 100%, iar pH-ul între 6 şi 8; aprovizionarea cu substanţe nutritive şi activitatea microbiologică sunt bune.

Fertilitate şi folosinţă. Rendzinele au, faţă de solurile vecine, o fertilitate mai mare în zonele umede şi mai mică în cele uscate. În regiunile montane sunt ocupate de pajişti şi de păduri. În zonele de deal şi podiş se folosesc şi în cultura plantelor de câmp (grâu, orz, porumb, soia, borceaguri etc.), în viticultură şi pomicultură.

Pentru îmbunătăţire se recomandă aplicarea de îngraşăminte organice şi minerale, iar dacă este cazul se va acţiona pentru îndepărtarea materialului scheletic şi prevenirea sau combaterea eroziunii etc.

Întrebări recapitulative:

1. Ce sunt cernisolurile? 2. Care sunt solurile care se încadrează în clasa cernisoluri?

3. În ce regiuni se întâlnesc kastanoziomurile, cernoziomurile şi faeziomurile?

4. Care este condiţia esenţială a formării rendzinelor?

11.2. CLASA LUVISOLURI

Clasă ce înglobează solurile care au ca diagnostic orizontul B argic (Bt), având culore brună - gălbuie (în stare umedă), începând din partea superioară; nu se include solurile cu orizont B argic - natric (Btna).

11.2.1. Preluvosolurile

Definiţie. Soluri având orizont A ocric sau molic (Ao, Am) urmat de orizont intermediar B argic (Bt), având culoare brună - gălbuie începând din partea superioară şi grad de saturaţie în baze (V) de peste 53%. Pot prezenta orizont vertic (y), orizont C calcic (Cca) sau concentrări de carbonaţi secundari în primii 125 cm, orizont organic (O) şi proprietăţi stagnice (W) sau gleice (G) intense sub 50 cm.

Condiţii şi procese de formare. Sunt răspândite în continuarea cernoziomurilor argice, spre zonele mai umede din câmpiile piemontane (Câmpia Găvanu - Burdea, Câmpia Boianu, în partea de nord a Câmpiei Olteniei etc) şi în special în regiunile de dealuri şi podişuri (Dealurile de Vest, Podişul Transilvaniei, Podişul Getic etc.); pe roci bogate în calciu sau alte elemente bazice (loessuri, depozite loessoide, luturi, nisipuri, argile); climă cu temperaturi medii anuale de 8 - 10 oC şi precipitaţii de 600 - 900 mm/anual, regim hidric percolativ sau percolativ repetat; vegetaţie de păduri de stejar (Quercus cerris, Q. robur, Q petraea) şi fag (Fagus silvatica) în zonele mai înalte.

Solificarea se caracterizează printr-o bioacumulare puţin intensă (s-a format un orizont A ocric) şi o migrare moderată a coloizilor minerali (s-a separat un orizont Bt).

Profil, proprietăţi. Preluvosolurile tipice prezintă profilul Ao – Bt - C. Orizontul Ao se extinde pe 20 - 30 cm şi are culoare deschisă (brun, brun

deschisă); Bt este gros de peste 100 cm şi culoare gălbuie sau, mai rar, roşcată;

85

urmează materialul parental C. Dintre neoformaţii, caracteristice sunt cele sub formă de pelicule de argilă din orizontul Bt.

Textura este diferenţiată pe profil (adesea mijlocie în Ao, iar în Bt fină sau tot mijlocie, dar cu un conţinut mai mare de argilă); structura grăunţoasă, relativ bine dezvoltată în Ao şi columnoid prismatică în Bt; regim aerohidric satisfăcător; conţinutul de humus de 2 - 3%; gradul de saturaţie în baze şi reacţia au valori relativ ridicate (V peste 80% şi pH=6 până aproape de 7); aprovizionarea cu substanţe nutritive şi activitatea microbiologică sunt relativ bune.

Fertilitate şi folosinţă. Fiind răspândite în zone umede asigură, în general, o bună aprovizionare cu apă a culturilor; în anii secetoşi regimul de apă este însă deficitar, iar în cei ploioşi poate apare un surplus de umiditate; reglarea regimului de umiditate se poate face, în general, printr-o aplicare corectă a lucrărilor agrotehnice. Pentru obţinerea unor producţii mai mari este necesară aplicarea de îngrăşăminte (chimice şi organice).

Sunt folosite în cultura plantelor de câmp (grâu, porumb, floarea - foarelui, sfeclă pentru zahăr, orz, lucernă, trifoi, soia, mazăre, fasole), a pomilor (măr, păr, prun, cireş, vişin, piersic, cais), a viţei de vie, a legumelor şi plantelor furajere; rezultate foarte bune dau pomii şi viţa de vie care, de altfel, au o mare răspândire pe aceste soluri.

12.2.2. Luvosolurile

Definiţie. Soluri având orizont A ocric (Ao) şi orizont eluvial E (El sau Ea) urmat de orizont B argic (Bt) cu grad de saturaţie în baze (V) de peste 53% cel puţin într-un orizont din partea superioară; Pot să prezinte orizont organic (O), orizont vertic (y) şi proprietăţi stagnice intense (W) sau gleice (Gr) sub 50 cm, schimbare texturală semibruscă sau trecere glosică (albeluvică)

Condiţii şi procese de formare. Sunt răspândite în alternanţă cu preluvosolurile, dar ocupă suprafeţele depresionare, mai umede, sau în regiunile de dealuri şi podişuri mai înlte, unde precipitaţiile sunt ceva mai bogate; ca urmare, levigarea, debazificarea şi migrarea coloizilor sunt mai intense, ceea ce a permis formarea unui orizont Bt mai dezvoltat, cât mai ales formarea unui orizont eluvial (El sau Ea) deasupra acestuia; debazificarea profilului de sol este favorizată şi de materialele parentale sărace în elemente bazice, iar vegetaţia naturală alcătuită din specii acidofile accentuează cracterul acid al acestor soluri.

Profil, proprietăţi. Au profil de tipul Ao - El sau Ea - Bt - C. Deci, faţă de preluvosoluri, luvosolurile au şi orizont El sau Ea, cu grosimi de 10 - 20 cm, de culoare albicioasă, cu neoformaţii reziduale (grăunţi cuarţoşi), cât şi de oxizi de fier şi mangan (pete, aglomerări şi uneori bobovine); orizontul Ao este mai subţire (10 - 20 cm), mai deschis la culoare, cu neoformaţii de fier şi mangan; Bt mai gros, mai bogat în argilă migrată de sus şi cu neoformaţii de argilă (pelicule), cât şi de oxizi de fier şi mangan mai bine reprezentate; orizontul C apare la adâncime mai mare.

În comparaţie cu solurile anterioare, luvosolurile au proprietăţi fizice şi chimice mai puţin favorabile: textura mai bine diferenţiată (conţinutul de argilă scade de la Ao la El sau Ea şi creşte foarte mult în Bt); structura mai slab dezvoltată în Ao şi mai ales în El, care poate fi chiar nestructurat; regim aerohidric defectuos; conţinut mai mic de humus (circa 2%) şi de calitate slabă (bogat în acizi fulvici); gradul de saturaţie în baze şi reacţia au valori mai mici (V poate coborî aproape de 50%, iar pH-ul până la 5); în cazul în care prezintă orizont Ea, pot prezenta aluminiu mobil (toxic pentru plante) şi fenomene de imobilizare a fosforului (prin trecerea acestuia sub formă de fosfaţi de aluminiu şi fier insolubili); activitate microbiologică şi aprovizionare cu substanţe nutritive mai slabe.

86

Fertilitate şi folosinţă. Având proprietăţi mai puţin favorabile decât preluvosolurile (mai cu seamă în ceea ce priveşte regimul aerohidric, aprovizionarea cu substanţe nutritive şi reacţia) luvosolurile au fertilitate mai mică. Pentru îmbunătăţirea acesteia se recomandă: - lucrări agrotehnice, care să ducă atât la pătrunderea cât mai completă a apei în sol, cât şi la prevenirea pierderii prin evaporaţie; - lucrări hidroameliorative, atât pentru eliminarea excesului de apă de suprafaţă, cât şi de compensare a deficitului de umiditate; - aplicarea de îngrăşăminte (chimice şi gunoi de grajd); adesea, pentru corectarea reacţiei acide, trebuie aplicate şi amendamente calcaroase;

- lucrări de prevenire şi combatere a eroziunii în cazul versanţilor afectaţi de astfel de fenomene etc.

Se folosesc pentru culturi furajere, cartofi, trifoi, mazăre, fasole, soia, grâu, porumb, floarea-soarelui, în pomicultură (măr, păr, prun, cireş, vişin etc.) şi vitucultură (dar cu rezultate slabe).

12.2.3. Planosolurile

Definiţie. Soluri având orizont A ocric (Ao) şi orizont eluvial E (El sau Ea) urmat de orizont B argic (Bt) cu schimbare texturală bruscă pe cel mult 7,5 cm. Pot să prezinte orizont organic (O), orizont vertic (y) şi proprietăţi stagnice intense (W).

Condiţii şi procese de formare. Se întâlnesc în aceleaşi areale cu luvosolurile, dar s-au format numai pe terenuri plane sau depresionare, îndeosebi pe luturi şi argile, sub păduri cu floră hidrofilă.

Solificarea se caracterizează prin separarea de orizont E şi Bt dar, deoarece eluvierea - iluvierea au loc în condiţii de drenaj extern şi intern slab, particulele fine (argiloase) antrenate din orizontul E sunt depuse imediat sub acesta, astfel că între orizonturile E şi Bt trecerea nu se mai face treptat, ci brusc (pe mai puţin de 7,5 cm); din cauza drenajului şi a schimbării texturale bruşte, în formarea acestor soluri au loc şi fenomene de pseudogleizare.

Profil proprietăţi. Planosolurile au profilul Aow - Elw sau Eaw – Btw -C, deci asemănător cu cel al luvosolurilor, cu deosebirea că orizonturile Ao, El şi Bt sunt pseudogleizate şi deci, mai bogate neoformaţii de fier şi mangan, iar între orizonturile El şi Bt trecerea se face brusc.

Proprietăţile fizice şi chimice sunt asemănătoare celor de la solurile mai sus amintite dar, din cauza schimbării texturale bruşte şi pseudogleizării, regimul aerohidric este cu totul defectos (când exces, când deficit de apă, cu frecvenţă şi intensitate mai mare).

Fertilitate şi folosinţă. Este mai scăzută decât a luvosolurilor. Pentru a putea fi folosite în cultura plantelor se recomandă aceleaşi măsuri ca şi la solurile precedente, cu accent deosebit pe lucrările hidroameliorative de înlăturare a excesului de apă (inclusiv drenare prin canale deschise).

Ameliorate pot fi folosite în cultura plantelor specifice zonelor în care se află (grâu, porumb, ovăz, cartof, soia, plante furajere etc.).

11.2.4. Alosolurile

Definiţie. Soluri având orizont A ocric sau umbric (Ao, Au) urmat direct sau după un orizont eluvial (El, Ea) de un orizont B argic (Bt) cu proprietăţi alice pe cel puţin 50 cm, între 25 şi 125 cm adâncime. Pot să prezinte orizont organic (O) sau proprietăţi stagnice moderate (w) sau intense (W) sub 50 cm adâncime.

Condiţii şi procese de formare. Se întâlnesc pe suprafeţe mai reduse, fiind specifice arealelor mai vechi, mai umede şi mai răcoroase ale regiunilor de dealuri şi podişuri. Relieful este plan sau depresionar, ceea ce favorizează procesele de

87

debazificare şi eluviere - iluviere a profilului de sol. Vegetaţia are caracter acidofil, iar materialele parentale sunt sărace în elemente bazice şi bogate în aluminiu schimbabil.

Solificarea se caracterizează printr-un proces de bioacumulare mai redus, de alterarea intensă a materiei minerale, cu formarea de argilă în cantitate mare, care în parte este migrată pe profil, şi de acidifiere a profilului de sol, ca urmare a debazificării destul de accentuate.

Profil, proprietăţi. Alosolurile au profilul Ao - El sau Ea - Bt - C. În general, proprietăţile stagnice (w) sunt foarte frecvente, ceea ce determină un regim aerohidric nefavorabil. Textura este argiloasă, argilo - lutoasă, iar structura este masivă.

Prezintă un conţinut slab de humus, reacţie acidă, grad de saturaţie în baze sub 53%, conţinut ridicat de aluminiu mobil şi aprovizionare slabă cu elemente nutritive.

Fertilitate şi folosinţă. Datorită reacţiei acide şi conţinutului de aluminiu mobil (toxic pentru plante), fertilitatea acestor soluri este mai redusă decât a luvosolurilor şi planosolurilor. Sunt folosite ca păşuni şi fâneţe de slabă calitate sau în silvicultură. Pentru folosinţa arabilă se recomandă următoarele măsuri:

- aplicarea de amendamente calcaroase; - afânarea adâncă; - eliminarea excesului de umiditate - fertilizarea organică şi minerală.

Nu se recomandă pentru viticultură şi dau rezultate slabe pentru pomicultură.

Întrebări recapitulative: 1. Ce solurile se încadrează în clasa luvisoluri?

2. Prin ce se deosebesc luvosolurile de preluvosoluri? 3. Care este caracteristica esenţială a planosolurilor? 4. Ce proprietăţi chimice au alosolurile?

11.3. CLASA CAMBISOLURI

Clasă ce înglobează soluri care au ca diagnostic un orizont B cambic (Bv), având culori mai deschise, cu valori şi crome mai mari de 3,5 la materialul în stare umedă şi grad de saturaţie în baze mai mare de 53 %. Nu prezintă orizont Cca în primii 80 cm.

În clasa cambisoluri sunt incluse două tipuri de sol: eutricambosol şi districambosol.

11.3.1. Eutricambosolurile

Definiţie. Soluri având orizont A ocric sau umbric (Ao, Au), urmat de orizont B cambic (Bv), de culoare cu nuanţe gălbui, cu valori şi crome mai mari de 3,5 la materialul în stare umedă şi grad de saturaţie în baze mai mare de 53 %. Nu prezintă orizont Cca în primii 80 cm. Pot prezenta orizont organic (O) şi orizont vertic sau pelic şi proprietăţi stagnice, gleice şi andice, dar la adâncimi mai mari sau cu intensităţi care nu permit încadrarea la hidrisoluri sau andisoluri.

Condiţii şi procese de formare. Se întâlnesc în condiţii de relief de munte, deal, podiş, piemont, câmpii umede; pe roci bogate în calciu sau alte elemente bazice (marme, argile, depozite de terasă, aluviuni, conglomerate, gresii, materiale rezultate din alterarea a diferite roci metamorfice şi magmatice); climă cu P= 600 -

88

1000 mm şi T =5 - 6°C până la 8 - 9oC, Iar=34 - 55, regim hidric percolativ; vegetaţie de păduri de gorun, fag, fag-răşinoase, cu ierburi neacidofile.

Solificarea, deşi se manifestă într-un climat umed până la foarte umed, datorită bogăţiei în calciu sau alte elemente bazice a materialelor parentale, se caracterizează printr-o debazificare slabă sau moderată (gradul de saturaţie în baze mai mare de 53%, adică sol eumezobazic), care nu a permis migrarea argilei şi deci separarea unui orizont Bt, dar a dus la formarea unui orizont Bv (de alterare).

Profil, proprietăţi. Eutricambosolurile tipic are profilul Ao - Bv - C. Orizontul Ao de culoare brună, are o grosime de 10 - 30 cm, iar Bv de culoare gălbuie sau roşcată este gros de 20 - 100 cm şi este urmat de materialul parental C.

Textura este nediferenţiată (de obicei mijlocie); structura grăunţoasă în Ao şi poliedrică sau prismatică în Bv; porozitatea şi permeabilitatea favorabile; situaţie bună în ceea ce priveşte conţinutul de humus (2 - 4%), calitatea acestuia, cât şi gradul de saturaţie în baze (V peste 53%, până la 90%) şi reacţia (pH peste 6 aproape de 7); activitatea microbiologică şi aprovizionarea cu substanţe nutritive sunt bune.

Fertilitate şi folosinţă. Deşi sunt situate în zone umede şi foarte umede, având proprietăţi fizice bune, prezintă un regim aerohideric favorabil, pentru menţinerea şi îmbunătăţirea căruia sunt suficiente lucrări agrotehnice obişnuite; în cazul în care se găsesc pe versanţi şi sunt afectate de eroziune este necesară aplicarea de măsuri pentru combaterea acestui fenomen dăunător (arături pe curbele de nivel, terasări, culturi în benzi etc).

Pentru sporirea producţiilor un rol deosebit revine fertilizării cu azot, fosfor, potasiu şi gunoi de grajd. Fiind răspândite în zone foarte diferite, şi folosinţa lor este variată; culturi de câmp (grâu, porumb, floarea-soarelui, cartof, sfeclă etc), culturi furajere, legume, viţă de vie şi pomi – în arealele de câmpie, deal, podiş şi piemont; pajişti naturale şi păduri – în regiuni de munte.

11.3.2. Districambosolurile

Definiţie. Soluri având orizont A ocric sau umbric (Ao, Au), urmat orizont B cambic (Bv), de culore cu nuanţe gălbui, cu valori şi crome mai mari de 3,5 la materialul în stare umedă şi grad de saturaţie în baze mai mic de 53 %.

Pot prezenta orizont organic (O) şi acumulări de aluminiu mobil în orizontul Bv (la districambosolurile prespodice), cât şi proprietăţi andice (la districambosolurile andice), dar de intensităţi şi la adâncimi care nu permit încadrarea la andisoluri. orizont vertic sau pelic şi proprietăţi stagnice, gleice şi andice, dar la adâncimi mai mari sau cu intensităţi care nu permit încadrarea la hidrisoluri sau andisoluri.

Condiţii şi procese de formare. Se întâlnesc în regiuni montane; pe roci acide (metamorfice şi eruptive sau materiale rezultate din acestea, dar şi conglomerate, gresii etc.); în condiţii de climă umedă şi rece (P = 800 - 1400 mm şi T = 3 - 6oC, Iar = 45 - 80); în arealele pădurii de molid, molid - brad, fag - răşinoase, păduri cu floră acidofilă.

Datorită climatului umed şi răcoros, rocilor sărace în baze şi vegetaţiei cu caracter acidofil, humificarea este slabă (rezultă puţin humus, dar se pot acumula cantităţi mari de materie organică incomplet humificată), iar alterarea foarte intensă, ceea ce duce la desfacerea silicaţilor primari în componenţii lor de bază-silice, oxizi de fier şi aluminiu etc (prin urmare, practic, nu se formează argilă, şi deci, nu se separă un orizont Bt, ci un orizont Bv).

Profil, proprietăţi. Eutricambosolurile tipice prezintă profilul Ao – Bv - C sau R. Orizontul Ao are grosimi de 10 - 20 cm şi culoare brună; Bv de 20 - 60 cm, brun cu nuanţă gălbuie şi apoi un orizont C sau R.

89

Textura este de la mijlocie - grosieră până la mijlocie, nediferenţiată; structura în Ao grăunţoasă slab dezvoltată, îar în Bv poliedrică. Conţinutul de humus propriu-zis este mic, dar prezintă cantităţi mari de materie organică (împreună de la 4 - 5% până la 20 - 25%); gradul de saturaţie în baze sub 55%, adeseori sub 35% (inclusiv în Bv) şi pH sub 5; activitatea microbiologică şi aprovizionarea cu substanţe nutritive sunt reduse.

Fertilitate şi folosinţă. Se încadrează în categoria solurilor slab fertile. Fiind situate în zone montane sunt folosite în silvicultură sau ca pajişti naturale.

Pentru îmbunătăţirea compoziţiei floristice şi ridicarea producţiei pajiştilor se recomandă: îngrăşarea prin târlire (mutarea periodică a locului de păşunat şi odihnă a animalelor), gunoirea, aplicarea de îngrăşăminte cu azot, fosfor, potasiu şi de amendamente calcaroase, lucrări de curăţire şi de spargere a muşuroaielor, supraînsămânţarea cu specii valoroase etc.

Întrebări recapitulative:

1. Ce sunt cambisolurile? 2. Care este deosebirea dintre eutricambosoluri şi districambosoluri?

3. Unde sunt răspândite eutricambosolurile? 4. Ce proprietăţi trebuie să îndeplinească materialele parentale pentru

formarea districambosolurilor?

11.4. CLASA SPODISOLURI

Clasă ce înglobează solurile care au ca diagnostic un orizont B spodic (Bs, Bhs) sau orizont B criptospodic (Bcp).

11.4.1. Prepodzoluri

Definiţie. Soluri având orizont A ocric sau umbric (Ao, Au) urmat de orizont B spodic feriiluvial (Bs). Pot avea orizont Es discontinuu şi pot prezenta orizont organic nehidromorf (O) sub 50 cm grosime.

Condiţii şi procese de formare. Relief montan; roci acide (metamorfice, eruptive, gresii, conglomerate etc sau materiale rezultate din acestea); climă umedă şi rece (P = 1000 - 1200 mm, T = 3 - 4oC); vegetaţie de păduri montane (mai ales molid, dar şi de tranziţie către pajiştile alpine, în etajul jneapănului).

În condiţiile de climă umedă şi rece şi de reacţie acidă a mediului, din transformarea resturilor organice rezultă humus mai mult brut şi acid, închis la culoare (adică se separă un orizont Au sau Aou), iar alternarea este foarte intensă, silicaţii primari sunt desfăcuţi în silice, oxizi şi hidroxizi de aluminiu şi fier etc (nu se produce argilă); o parte din sescvioxizi este supusă migrării ducând la formarea unui orizont Bs, adică B feriiluvial (de unde şi denumirea solului).

Profil, proprietăţi. Solurile brune feriiluviale tipice au profilul Aou sau Au – Bs - R sau C. Orizontul superior închis la culoare, cu humus acid, poate fi gros de peste 20 - 25 cm, adică un Au, sau mai puţin de 20 cm în cazul unui Aou (adică, tot umbric, dar subţire); urmează orizontul Bs gros de câţiva centrimetri până la 70 - 80 cm, roşietic, cu neoformaţii de sescvioxizi şi apoi fie un R, fie un C.

Sunt soluri cu textură grosieră sau mijlocie, nediferenţiată; nestructurate sau cu structură grăunţoasă în orizontul superior şi poliedrică în Bs; bogate în humus (10 - 25%), dar mai ales humus brut (materie organică aflată în diferite stadii de humificare); intens debazificate şi puternic acide (V sub 55% până la circa 10%, iar pH până aproape de 4); slab aprovizionate în substanţe nutritive şi cu activitate microbiologică redusă.

90

Fertilitate şi folosinţă. Sunt soluri slab fertile, folosite în agricultură ca pajişti naturale, pentru înbunătăţirea cărora se racomandă aplicarea de îngrăşăminte organice şi amendamente calcaroase.

11.4.2. Podzolurile

Definiţie. Soluri având orizont A ocric sau umbric (Ao, Au) urmat de orizont eluvial alic (Ea) şi orizont B spodic humicoferiiluvial sau feriiluvial (Bhs, Bs). Pot prezenta orizont organic nehidromorf (O) sub 50 cm grosime şi proprietăţi criostagnice.

Condiţii şi procese de formare. Aceste soluri, ca şi prepodzolurile, se întâlnesc în zone montane, pe aceleaşi roci acide, dar la altitudini mai mari, climă mai rece şi mai umedă (temperaturile scad până la 2 - 3oC, iar precipitaţiile cresc până la 1400 mm); vegetaţie de molidişuri şi în etajul jneapănului. Faţă de prepodzoluri, solificarea se caracterizează printr-o migrare mai intensă a secsvioxizilor împreună cu o parte a humusului, încât se formează un orizont Bhs, iar deasupra acestuia un orizont Es.

Profil, proprietăţi. Podzolurile tipice au profilul: Au sau Aou – Es – Bhs - R sau C. Faţă de solurile brune feriiluviale prezintă şi orizont Es (eluvial spodic sau podzolic, sărăcit în materie organică şi sescvioxizi şi îmbogăţit rezidual în silice), cu grosimi de 5 la 20 cm, albicios, cu neoformaţii de silice (pudră), iar sub acesta un Bhs (de acumulare a sescvioxizilor, dar şi a humusului) gros de câţiva centrimetri până la 30 - 50 cm, brun-ruginiu, cu neoformaţii de sescvioxizi şi de humus (sub forme de pelicule).

Ca şi prepodzolurile, sunt soluri cu textură grosieră sau mijlocie, nediferenţiată; nestructurate sau cu agregate grăunţuase slab dezvoltate în orizontul superior; bogate în humus (însă brut şi acid) în orizontul superior (8 - 25%), dar şi în Bhs (5 - 15%); intens debazificate şi puternic acide (V poate să scadă până la 5%, iar pH-ul sub 4); activitatea microbiologică şi aprovizionarea cu substanţe nutritive sunt foarte slabe.

Fertilitate şi folosinţă. Fac parte din categoria celor mai puţin fertile soluri din ţara noastră. Sunt ocupate de păşuni alpine, care pot fi îmbunătăţite prin aplicarea de amendamente calcaroase, târlirea şi frtilizarea cu îngrăşăminte chimice.

11.4.3. Criptopodzolurile

Definiţie. Soluri având orizont A umbric (Au) foarte humifer, urmat de orizont B criptospodic (Bcp) humifer. Pot prezenta orizont organic nehidromorf (O) sub 50 cm grosime.

Condiţii şi procese de formare. Criptopodzolurile (postpodzolurile) se află în continuarea podzolurilor, spre zone mai înalte, mai umede şi mai răcoroase din etajul subalpin al Carpaţilor Meridionali şi Orientali. Faţă de podzoluri, solificarea se caracterizează prin formarea orizontului criptospodic (Bcp), adică orizont spodic cu acumulare iluvială de material amorf activ, predominant humic şi aluminic, astfel că nu are coloritul roşu specific orizontului spodic. În mare parte, aceasta poate fi mascată şi de conţinutul ridicat de materie organică (în general peste 10%).

Profil, proprietăţi. Criptopodzolurile tipice au profilul: Au - Bcp - C sau R. De obicei deasupra orizontului Au se află un orizont înţelenit (Aţ), a cărui grosime este de câţivea cm. Întreg profilul are o grosime de numai 50 - 60 cm şi, în general, are un conţinut ridicat de schelet.

Ca şi podzolurile, sunt soluri cu textură grosieră sau mijlocie, nediferenţiată; nestructurate sau cu agregate grăunţuase slab dezvoltate în orizontul superior; bogate în humus (însă brut şi acid) în orizontul superior (peste 10%); intens

91

debazificate şi puternic acide (V poate să scadă până la 5%, iar pH-ul sub 4); activitatea microbiologică şi aprovizionarea cu substanţe nutritive sunt foarte slabe.

Fertilitate şi folosinţă. Fertilitatea acestor soluri este foarte scăzută, fiind folosite, cel mult 3 luni pe an, ca păşuni de slabă calitate. Pot fi îmbunătăţite prin aplicarea de amendamente calcaroase şi frtilizarea cu îngrăşăminte organice şi minerale.

Întrebări recapitulative:

1. Ce sunt spodisolurile? 2. Care este deosebirea dintre prepodzoluri şi podzoluri?

3. Unde sunt răspândite podyolurile? 4. Ce sunt criptopodzolurile?

11.5. CLASA UMBRISOLURI

Clasă ce înglobează solurile care au ca diagnostic un orizont A umbric (Au) şi orizont subiacent (A/C, A/R sau Bv) având culori de orizont umbric, cel puţin în partea superioară.

Cuprinde nigrosolurile şi humosiosolurile.

11.5.1. Nigrosoluri Definiţie. Soluri având orizont A umbric (Au) şi orizont subiacent (A/C, A/R

sau Bv) având culori de orizont umbric, cel puţin în partea superioară, şi grad de saturaţie în baze mai mic de 55%.

Condiţii şi procese de formare. Sunt răspândite în areale de relief montan; pe roci acide (metamorfice, eruptive, gresii, conglomerate etc şi produse provenite din acestea); climă umedă şi răcoroasă (P = 800 - 1400mm şi T = 3 - 6oC, Iar = 45 - 80, regim hidric percolativ repetat); în arealul pădurilor de molid, molid - brad, fag-răşinoase, cu floră acidofilă dar, de obicei, pe suprafeţe înierbate.

În aceste condiţii, din transformarea resturilor organice rezultă un humus mai mult brut şi acid, închis la culoare, iar prin alterare se formează un orizont Bv.

Profil, proprietăţi. Solurile negre acide tipice au profilul Au – Bv - C sau R. Orizontul Au este gros de 20 - 40 cm, închis la culoare (brun - închis, negricios); Bv gros de 20 - 70 cm având culori de orizont umbric, cel puţin în partea superioară, urmat de orizontul C sau R.

Sunt soluri cu textură de la mijlocie - grosieră până la fină, nediferenţiată pe profil; cu structură grăunţoasă în Au şi poliedrică în Bv; bogate în humus (4 -5% până la peste 20%), dar acid şi mai mult brut; debazificate şi acide, inclusiv în Bv (V sub 55%, uneori 20%, iar pH sub 5); slab aprovizionate cu substanţe nutritive şi activitate microbiologică redusă.

Fertilitate şi folosinţă. Sunt puţin fertile, fiind ocupate de păduri sau pajişti naturale. În acest din urmă caz, pentru îmbunătăţirea compoziţiei floristice şi ridicarea producţiei de masă vegetală, se recomandă aplicarea de amendamente calcaroase şi îngrăşăminte organie şi minerale.

11.5.2. Humosiosolurile

Definiţie. Soluri cu orizont A umbric (Au), conţinând materie organică humificată segregabilă de partea minerală silicată, urmat de orizont intermediar

92

(A/C, A/R sau Bv) având culori de orizont umbric, cel puţin în partea superioară, şi grad de saturaţie în baze mai mic de 55%.

Condiţii şi procese de formare. Se întâlnesc în golurile alpine, deci în condiţii de relief montan; roci dure, acide ori intermediare (metamorfice, eruptive sau sedimentare consolidate- conglomerate, gresii etc); climă foarte umedă şi foarte rece (P = 1000 mm până la circa 1400 mm şi T = 2–3 oC până aproape de -3oC, Iar = 100 până la 200, în cea mai mare parte a anului temperaturi sub 0 oC); vegetaţie de pajişte alpină. În asemenea condiţii, solificarea este anevoioasă, rezultând un profil scurt, solul propriu-zis fiind alcătuit dintr-un amestec de particule minerale şi humus.

Profil, proprietăţi. Solurile humicosilicatice tipice au profilul Au sau Aou -A/R - R sau A/C - C. Orizontul superior este un Au, fie un Aou (deci tot umbric, dar subţire), de culoare închisă şi conţinând materie organic segregabilă de partea minerală silicatică (adică la uscare, prin frecare în mână, partea minerală se separă de cea organică); urmează orizontul A/R sau A/C având tot culori închise, cel puţin în partea superioară; începând de la adâncimea de 50 - 60 cm apare orizontul R sau C.

Sunt soluri cu textură grosieră până la mijlocie (adesea cu mult material scheletic); structura grăunţoasă, dar nestabilă; bogate în humus (uneori peste 20%), însă de slabă calitate; moderat până la puterinc debazificate şi acide (V poate coborî până la 5 - 10%, iar pH până la 4); puţin active microbiologic şi slab aprovizionate cu substanţe nutritive.

Fertilitate şi folosinţă. Sunt puţin fertile şi ocupate numai de pajişti, pentru îmbunătăţirea cărora se recomandă îngrăşarea solului prin târlire, aplicarea de gunoi de grajd, administrarea de îngrăşăminte minerale (azot, fosfor, potasiu) şi de amendamente calcaroase.

Întrebări recapitulative:

1. Ce sunt umbrisolurile? 2. Care este deosebirea dintre nigrosoluri şi humosiosoluri?

3. Unde sunt răspândite humosiosolurile? 4. Ce proprietăţi chimice au nigrosolurile?

11.6. CLASA ANDISOLURI

Această clasă se caracterizează prin prezenţa orizontului andic pe profilul de sol, orizont care se formează prin alterarea materialelor rezultate în urma erupţiilor vulcanice. Este reprezentată de un singur tip de sol, care poartă denumirea de andosol.

11.6.1.Andosolurile Definiţie. Soluri având orizont A (Am, Au, Ao) urmat de orizont intermediar

(A/C, A/R, Bv) la care se asociază proprietăţi andice pe cel puţin 30 cm grosime începând din primii 25 cm ai solului mineral. Nu prezintă alte orizonturi sau proprietăţi diagnostice sau acestea sunt prea slab exprimate. Poate avea orizont O sau T.

Condiţii şi procese de formare. Prezenţa acestori soluri este legată de existenţa unor roci vulcanice (eruptive necristalizate) sau materiale provenite din acestea, condiţii ce se întâlnesc în zone cu relief montan vulcanic; climă umedă şi rece (P=1000 mm şi T=3 - 6oC); vegetaţie de păduri de fag - molid, dar şi în etajul subalpin.

93

Datorită rocilor specifice din care se formează (vulcanice, necristalizate), prin alterare nu mai rezultă minerale argiloase ci materiale coloidale amorfe, ce imprimă solului o serie de particularităţi printre care: capacitatea mare de schimb cationic şi anionic, capacitatea de reţinere a apei foarte mare, densitate aparentă mică.

Profil, proprietăţi. Andosolurile tipice au profilul Au sau Aou - A/C sau A/R - C sau R. Orizontul superior, închis la culoare, este gros de peste 20 -2 5 cm (Au), sau sub 20 cm (Aou); A/C sau A/R de 20 - 30 cm având culori de orizont umbric, cel puţin în partea superioară şi apoi C sau R.

Sunt soluri cu textură mijlocie până la grosieră, nediferenţiată pe profil; nestructurate sau agregate grăunţoase; foarte poroase şi cu capacitate mare de reţinere a apei; bogate în humus (uneori peste 20%), dar acid şi mai mult brut; complexul adsorbtiv este foarte bine reprezentat (capacitate totală de schimb cationic, adesea peste 100 m.e/100 g sol); debazificate şi acide (V sub 55%, adesea mai mic de 20%, iar pH până la 4); puţin active microbiologic şi slab aprovizionate cu substanţe nutritive.

Fertilitate şi folosinţă. Fiind răspândite în zonele motane, andosolurile sunt considerate soluri cufertilitate bună pentru vegetaţia de pădure. În cazul folosirii ca păşuni şi fâneţe naturale, rezultate bune se obţin prin aplicarea de amendamenta calcaroase şi îngăşăminte minerale.

Se impune luarea unor măsuri pentru prevenirea degradării solului prin procese de eroziune.

Întrebări recapitulative: 1. Ce sunt andisolurile?

2. Unde sunt răspândite andosolurile?

11.7. CLASA HIDRISOLURI

Clasă ce înglobează solurile formate sub influenţa excesului de apă şi care au proprietăţi gleice (Gr) sau stagnice (W) în primii 50 cm, sau orizont A limnic (Al) ori orizont histric (T) submers. Din această clasă fac parte gleisolurile, stagnosolurile şi limnisolurile.

11.7.1. Gleisolurile

Definiţie. Soluri având proprietăţi gleice (orizont Gr) a cărui limită superioară este situată în primii 50 cm.

Condiţii şi procese de formare. Gleisolurile sunt răspândite într-un spaţiu geografic larg, pe suprafeţe cu exces de umiditate provenit din pânza freatică aflată la adâncimi ce nu depăşesc 1,0 - 1,5 m şi nesalinizată. Mai frecvent se întâlnesc în câmpiile de subsidenţă (Câmpia Crişurilor, Câmpia Timişului, Câmpia Titu, Câmpia Siretului inferior etc.), în porţiunile mai slab drenate ale luncilor şi teraselor inferioare, cât şi în arealele mai răcoroase din depresiunile intramontane (Oaş, Braşov, Făgăraş etc.).

Profil, proprietăţi. Solurile gleice tipice au profilul Ao - A/Go - Gr. Orizontul superior este relativ subţire (20 - 30 cm) şi deschis la culoare (A ocric); orizontul A/Go prezintă pete de reducere, dar pe un fond general mai deschis; orizontul Gr este mai intens marmorat; prezintă neoformaţii de fier şi mangan mai bine reprezentate.

94

Textura este nediferenţiată (de la grosieră la fină) sau contrastantă; structură slab dezvoltată (grăunţuasă); regim aerohidric mai nefavorabil (exces de apă mai pronunţat); humus mai puţin (2-3%) şi de calitate inferioară; gradul de saturaţie în baze şi reacţia au valori mai mici (V între 80 şi 55%, chiar sub 55%, pH între 6,5 şi 5 sau sub 5); aprovizionarea cu substanţe nutritive şi activitatea microbiologică sunt mai slabe.

Fertilitate şi folosinţă. Fac parte din caregoria solurilor cu fertilitate scăzută. În mod natural sunt ocupate cu pajişti de calitate slabă. Ameliorarea se poate face prin coborârea nivelului freatic şi încorporarea de îngrăşăminte organice şi minerale, iar dacă reacţia este prea acidă se recomandă şi aplicarea amendamentelor calcaroase.

Se pot folosi pentru cultura porumbului, grâului, orzului, ovăzului, soiei, sfeclei de zahăr, florii soarelui, plantelor furajere etc. Sunt contraindicate pentru viţa de vie şi pomi fructiferi.

11.7.2. Stagnosolurile

Definiţie. Sunt soluri car au proprietăţi stagnice intense (orizont stagnogleic - W), începând de la suprafaţă sau din primii 50 cm şi care se continuă pe cel puţin 50 cm grosime.

Condiţii şi procese de formare. Se întâlnesc în condiţii cu exces de apă la suprafaţă provenită din precipitaţii (P = 600 - 900 mm şi T= 6 - 9oC), pe suprafeţe cu drenaj extern şi intern slab (terenuri plane sau depresionare, cu material fin) şi vegetaţie de pădure, adesea înmlăştinită.

În aceste condiţii, solificarea este orientată în direcţia stagnogleizării puternice şi bioacumulării slabe.

Pe suprafeţe mai mari sau mai mici se întâlnesc în Podişul Getic, Podişul Transilvaniei, Podişul Sucevei, cât şi în unele depresiuni şi crovuri.

Profil, proprietăţi. Solurile stagnogleice au profilul Aow - AoW - BW - C. Orizontul Aow (de acumulare a humusului şi de pseudogleizare) este gros de 10-20 cm, cu aspect marmorat (pete de oxidare şi de reducere), pe fond deschis; orizont AoW gros de 20 - 30 cm, cu aspect marmorat mai pronunţat (predominant culori de reducere); orizont BW (B cambic sau argiloiluvial, pseudogleic) gros de 70 - 100 cm, intens marmorat (pete de reducere în proproţie de peste 50%), după care urmează orizontul C; neoformaţii de fier şi mangan (inclusiv bobovine) chiar de la suprafaţă.

Textura este fină sau mijlocie fină, nediferenţiată în cazul unui orizont BvW sau diferenţiată în cazul unui orizont BtW; structură grăunţoasă slab dezvoltată în orizonturile superioare şi poliedrică sau columnoid-prismatică în BW; regim areohidric cu totul nefavorabil; conţinut mic de humus (1 - 2%) şi de calitate inferioară; gradul de saturaţie în baze scade până la 40% iar reacţia este în jur de 5 - 6; conţinut mic de substanţe nutritive şi activitate microbiologică deficitară.

Fertilitate şi folosinţă. Sunt soluri foarte slab fertile, mai ales datorită regimului aerohidric defectuos; în perioadele umede prezintă exces pronunţat de apă, iar în cele secetoase prezintă deficit accentuat. Sunt acoperite de păduri, pajişti de slabă calitate, dar folosite şi în cultura plantelor de câmp (grâu porumb, orz, ovăz, floarea soarelui, sfeclă de zahăr, cartof etc.).

Pentru ameliorare sunt necesare măsuri obişnuite de fertilizare, dar şi măsuri speciale reprezentate prin arături adâncite treptat, arături în spinări, subsolaj, drenaje (canale deschise, drenuri tub, drenaje cârtiţă); îngrăşăminte în doze mari (organice şi minerale cu azot, fosfor, potasiu); dacă reacţia este prea acidă necesită şi amendamente calcaroase.

95

11.7.3. Limnosolurile Definiţie. Limnosolurile se definesc printr-un orizont diagnostic A limnic

(Al)sau orizont turbos (T), urmate de un orizont Gr. Condiţii şi procese de formare. Limnosolurile sunt răspândite pe fundul bălţilor,

lacurilor şi lagunelor puţin adânci. Materialul parental este alcătuit din depozite de mâl sau nămol, în care îşi fixează rădăcinile vegetaţia acvatică (stuf, papură, rogoz etc.).

Profil, proprietăţi. Profilul unui limnosol este alcătuit dintr-un orizont A limnic (Al) sau orizont turbos (T), având grosimea mai mică de 50 cm, după care urmează orizontul Gr. După secarea lacurilor, limnosolurile evoluează spre gleisoluri sau aluviosoluri, timp în care se produce micşorarea volumului cu formarea de crăpături mari, schimbarea culorii în gălbui şi mineralizarea unei cantităţi mari de materie organică.

Fertilitate şi folosinţă. Limnosolurile reprezintă suportul şi mediul de creştere a vegetaţiei acvatice.

Întrebări recapitulative:

1. Ce sunt hidrisolurile? 2. Care este deosebirea dintre stagnosoluri şi gleisoluri?

3. Unde sunt răspândite limnosolurile?

11.8. CLASA SALSODISOLURI

Clasă ce înglobează solurile ce au ca diagnostic un orizont salic (sa) sau natric (na) în partea superioară a profilului (în primii 50 cm) sau orizont Btna. Din această clasă fac parte solonceacurile şi soloneţurile.

11.8.1. Solonceacurile

Definiţie. Soluri având orizont salic (sa) situat în primii 50 cm. Condiţii şi procese de formare. Se întâlnesc în condiţii propice acumulării în

sol a sărurilor solubile (îndeosebi NaCl şi Na2SO4); materiale parentale bogate în săruri solubile sau chiar depozite salifere; în aproprierea mărilor, lagunelor şi lacurilor sărate; pe terenuri cu pânze freatice aflate la adâncime critică (1 - 3 m) şi bogate în săruri solubile; pe suprafeţe irigate neraţional (proces numit sărăturare sau salinizare secundară) ca, de exemplu, irigarea unor soluri nesărăturate cu ape mineralizate, irigarea cu cantităţi prea mari de apă a terenurilor cu pânze freatice mineralizate şi aflate la adâncime subcritică etc. Asemenea condiţii se întâlnesc pe unele areale din Câmpia Bărăganului, Câmpia Moldovei, Câmpia de Vest etc.

Profil, proprietăţi. Solonceacurile tipice au profil Aosa - AGo sau Aosa -A/C - C. Orizontul Aosa deschis la culoare şi gros de 10 - 30 cm (în primii 20 cm se află sa de cel puţin 10 cm) este un orizont de acumulare slabă a humusului, dar puternică a sărurilor solubile (peste 1 - 1,5%); în continuare, după cum solul se află sau nu sub influenţa apelor freatice, se găseşte, fie un AGo, fie un A/C urmat de materialul parental C.

Dintre neoformaţii, caracteristice sunt cele de săruri solubile în orizontul superior, sub formă de vinişoare, tubuşoare, pete, pungi sau cuiburi şi uneori chiar crustă, iar în cazul unui orizont A/Go şi neoformaţii de fier şi mangan.

Sunt soluri cu textură de la grosieră la fină, nediferenţiată sau contrastantă (în cazul depozitelor aluviale neomogene); nestructurate sau având agregate grăunţoase nestabile (prin umezire solul devine mocirlos); regim aerohidric defectuos; sărace în

96

humus (1 - 2%), bogate în săruri solubile de sodiu (peste 1-1,5%), gradul de saturaţie în baze este de 100%, iar pH-ul în jur de 8,3 - 8,5; slab aprovizionate cu substanţe nutritive şi puţin active biologic.

Fertilitate şi folosinţă. Datorită, îndeosebi, conţinutiului ridicat de săruri solubile, neameliorate nu pot fi folosite în cultura plantelor. În condiţii naturale sunt ocupate de o vegetaţie rară, cu plante specifice de sărătură (Salicornia herbaceea, Salsola soda, Arthemisia salina etc.).

Ameliorarea se poate face numai prin aplicarea unui complex de măsuri speciale: irigări de spălare în vederea levigării în adâncime a sărurilor; amendare cu gips sau fosfogips, coborârea nivelului freatic prin drenaje, pentru a opri revenirea sărurilor spre suprafaţă (în cazul terenurilor cu ape freatice mineralizate la mică adâncime). În afara acestor măsuri speciale, este necesară aplicarea unei agrotehnici specifice, încorporarea de îngrăşăminte organice şi minerale, cultivarea de plante mai rezistente la salinitate etc.

11.8.2. Soloneţurile

Definiţie. Soluri având orizont natric (na)) situat în primii 50 cm sau orizont Btna.

Condiţii şi procese de formare. Se întâlnesc în aceleaşi areale cu solonceacurile, dar numai pe terenurile afectate alternativ de salinizare-desalinizare (datorită pânzelor freatice mineralizate cu nivel oscilnt) sau cu solonceacuri supuse desalinizării (ca urmare a coborârii nivelului freatic). În asemenea condiţii, are loc un proces specific de alcalizare sau soloneţizare care constă, în principal, în îmbogăţirea complexului coloidal în ioni de sodiu adsorbiţi, migrarea argilei şi separarea unui orizont Btna, iar, uneori, şi formarea de carbonat de sodiu (Na2CO3).

Profil, proprietăţi. Soloneturile tipice au profil Ao – Btna - C sau CGo. Orizontul Ao este de grosimi variabile (de la câţiva centrimetri până la 20 - 30 cm) şi de culoare cenuşie-deschisă. Orizontul Btna are 30 - 80 cm, culoare brună până la brun-închisă; în continuare, după cum solul se află sau nu sub influenţa apelor freatice, urmează, fie un orizont CGo, fie direct un C; neoformaţii de argilă, (pelicule) în Btna, de oxizi (inclusiv bobovine) mai ales deasupra lui Btna, şi reziduale (particule cuarţoase sau pudră de silice) în partea superioară.

Deoarece orizontul Btna începe de la o adâncime mică (adesea de la câţiva centrimetri), proprietăţile solului sunt determinate, practic, de caracteristicile cu totul negative ale acestui orizont: acumulare de argilă migrată de sus, structură specifică, columnară; porozitate, permeabilitate, consistenţă, regim aerohidric etc, dintre cele mai nefavorabile; procent ridicat de sodiu absorbit (V=100%, Na peste 15% până la 70 - 80% din T) şi uneori şi Na2CO3 liber şi, deci, reacţie puternic alcalină (pH>8,5 uneori peste 9, adică valori maxime întâlnite la soluri); aprovizionare cu substanţe nutritive şi activitate biologică extrem de reduse etc.

În partea superioară, corespunzătoare orizontului Ao, solul este sărăcit în argilă şi îmbogăţit rezidual în particule grosiere cuarţoase, nestructurate sau cu structură grăunţoasă, puţin dezvoltată, slab aprovizionat cu humus (1-2%) şi substanţe nutritive, cu grad de saturaţie în baze ce coboară până la circa 70%, sodiu adsorbit sub 5% din capacitatea de schimb cationic (T), reacţie acidă (pH în jur de 6) etc, adică proprietăţi, de asemenea, nefavorabile.

Fertilitate şi folosinţă. Extrem de redusă, în condiţii naturale fiind ocupate de vegetaţie rară cu plante specifice de alcalinitate. În vederea folosirii în cultura plantelor este necesară aplicarea aceluiaşi complex de măsuri ca şi în cazul solonceacurilor.

97

Întrebări recapitulative:

1. Ce sunt salsodisolurile? 2. Care este deosebirea dintre solonceacuri şi soloneţuri?

3. Unde sunt răspândite solonceacurile şi soloneţurile?

11.9. CLASA PELISOLURI

Pelisolurile au ca diagnostic un orizont pelic sau vertic începând din primii 20 cm, care se continuă până la peste 100 cm. Nu prezintă în primii 50 cm prorietăţi stagnice intense (W), proprietăţi gleice (G) sau proprietăţi salsodice intense (sa, na).

Din această clasă fac parte pelosolurile şi vertosolurile. 11.9.1. Pelosolurile

Definiţie. Aceste soluri au ca diagnostic orizontul pelic (z), care poate să apară chiar de la suprafaţă sau în primii 20 cm şi se continuă până la peste 100 cm. Orizontul pelic are un conţinut de cel puţin 30 % argilă, este plastic şi adeziv în stare umedă şi prezintă crăpături largi şi adânci în stare uscată.

Condiţii şi procese de formare. Pelosolurile sunt răspândite pe terenurile uşor depresionare, cu exces de umiditate din zonele de câmpii şi podişuri. Materialele parentale sunt reprezentate prin depozite cu textură fină, în cadrul cărora predomină mineralele argiloase de tipul ilit.

Fig.11.8. Profile caracterisitice ale tipurilor de sol din clasa salsodisoluri

98

Conţinutul ridicat de argilă favorizează procesul de bioacumulare (sunt soluri moderat humifere), cât şi stagnogleizarea slabă sau moderată.

Profil, proprietăţi. Prezintă următoarea succesiune de orizonturi: Ao - Bzw sau Btzw - C. Cu toate că au un conţinut relativ bun de humus, regimul aerohidric deficitar scade capacitatea de producţie a acestor soluri.

Fertilitate şi folosinţă. Sunt soluri cu fertilitate slab - moderată. Prin îmbunătăţirea regimului aerohidric se pot cultiva cu ogamă largă de culturi agricole. Deoarece opun o mare rezistenţă la arat, adesea sunt folosite ca păşuni şi fâneţe.

11.9.2. Vertosolurile

Definiţie. Sunt soluri care se definesc pri prezenţa unui orizont vertic (y) de la suprafaţă sau imediat dedesubtul stratului arat; obligatoriu feţe de alunecare prezente cel puţin într-un orizont situat între 25 şi 100 cm.

Condiţii şi procese de formare. Se întâlnesc pe suprafeţe cu material parental, reprezentat prin argile gonflante (care îşi măresc volumul prin umezire), ceea ce determină formarea unui orizont vertic (y), caracterizat prin feţe de alunecare oblice şi crăpături mai largi de 1-2 cm; în zone de dealuri, podişuri şi câmpii înalte, aşa cum sunt cele din Podişul Getic, Podişul Sucevei, Podişul Transilvaniei, Dealurile Vestice, Câmpia Piteştilor etc.

Profil, proprietăţi. Vestisolurile tipice din zonele cu precipitaţii mai reduse au profilul Ay - C, iar cele din arealele mai umede Ay – By - C. În ambele cazuri, orizontul superior este un Ay, gros de peste 50 cm, de culoare brună până la brun-închisă; urmează un orizont C sau mai întâi orizontul By (Bv sau Bt) având caractere vertice şi grosimi de 30-100 cm, cu nuanţe brun-închise, brune, brune-gălbui, brune-ruginii. De obicei, profilul prezintă neoformaţii de fier şi mangan ca puncte şi pete, mai ales în partea superioară.

Sunt soluri cu textură fină (argiloasă, argilo-lutoasă); cu masa fragmentată în elemente structurate foarte mari, deci, practic nestructurate; compacte, puţin permeabile, regim aerohidric nefavorabil; conţinut de humus mic până la mijlociu (1 - 4%); gradul de saturaţie în baze poate coborî până la 70-80%, iar pH-ul de la 7 până la sub 6 (în funcţie de zona climatică în care se află); deficitare sub aspectul activităţii microbiologice şi a aprovizionării cu substanţe nutritive.

Fertilitate şi folosinţă. Datorită, îndeosebi, proprietăţilor fizice nefavorabile, au o fertilitate scăzută, plantele suferind când de lipsă de apă, când de exces de umiditate. Dintre măsurile menite să ducă la îmbunătăţirea regimului aerohidric fac parte: lucrarea energetică şi adâncă, irigarea şi drenarea.

În vederea ridicării fertilităţii, un rol deosebit de important revine aplicării de îngrăşăminte minerale cu azot şi fosfor, cât şi a gunoiului de grajd (care pe lângă aportul de substanţe nutritive contribuie şi la ameliorarea substanţială a stării fizice, chimice şi biologice a solurilor.

Fiind situate în zone diferite (câmpie, deal, podiş) şi utilizarea este variată: în cultura plantelor de câmp (grâu, porumb, floarea soarelui etc.), plante furajere,

Fig. 11.9. Profil caracterisitic de vertosol

99

pajişti (de slabă calitate), în silvicultură (păduri de gârniţă). Sunt contraindicate pentru legume, pomi şi viţă de vie.

Întrebări recapitulative:

1. Ce sunt pelosolurile? 2. Care este deosebirea dintre pelisoluri şi vertisoluri?

3. Ce copndiţii trebuie să îndeplinească materialul parental pentru formarea vertisolurilor?

11.10. CLASA PROTISOLURI

Clasă ce înglobează solurile neevoluate (incomplet dezvoltate, tinere sau în curs de formare) cu orizont A sau O, a căror grosime este mai mică de 20 cm grosime, după care urmează materialul parental (C) sau direct roca (R).

Din această clasă fac parte următoarele tipuri de sol: listosol, regosol, psamosol, aluviosol şi entiantrosol.

11.10.1. Litosolurile

Definiţie. Litosolurile se definesc prin prezenţa unui orizont A sau O, urmat de un orizont R (cu excepţia pietrişurilor fluviatile recente) sau Rrz, a căror limită superioară este situată în primii 20 cm.

Condiţii şi procese de formare. Se întâlnesc pe suprafeţe mici, în regiuni de munte dar, uneori, şi în zone de dealuri şi podişuri, acolo unde la suprafaţă sau foarte aproape de suprafaţă se află roci dure (metamorfice, magmatice sau sedimentare consolidate), datorită cărora solificarea este slabă, prezentând un profil scurt.

Profil, proprietăţi. Litosolurile tipice au profilul Ao sau Aom ori Aou-R. Orizontul superior subţire (mai puţin de 20 cm, dar minim 5 cm) poate fi: Ao, deschis la culoare, deci sărac în humus sau cu humus alcătuit din acizi fulvici; sau Aom (molic, dar subţire), închis la culoare. Urmează orizontul R, adică roca dură, cu limita superioară situată între 5 şi 20 cm.

Sunt soluri bogate în material scheletic şi cu textură de la grosieră până la fină; nestructurate sau cu structură slab dezvoltată (grăunţoasă sau glomerulară); volum edafic mic şi, prin urmare, rezerve scăzute de humus şi substanţe nutritive; pot fi saturate în baze, cu reacţie neutră-alcalină, până la intens debazificate şi acide (în funcţie de natura rocii)

Fertilitate şi folosinţă. Sunt ocupate de o vegetaţie slab reprezentată (de pajişti, de arbuşti, de pădure). În arealele agricole se folosesc şi în cultura plantelor din zonă, dar foarte slab. În vederea ameliorării se recomandă îndepărtarea manuală de la suprafaţa terenului a materialului scheletic, încorporarea de îngrăşăminte minerale şi organice etc.

11.10.2. Regosolurile

Definiţie. Regosolurile au ca diagnostic un orizont A urmat de material parental neconsolidat sau slab consolidat, menţinut aproape de suprafaţă datorită eroziunii geologice (regosol = sol tânăr).

Condiţii şi procese de formare. Se întâlnesc pe suprafeţe mici, în condiţii foarte variate de relief, rocă, climă şi vegetaţie, începând din câmpie până în zona montană, pe versanţi alcătuiţi din roci afânate (loess-uri, luturi, argile, marne,

100

nisipuri etc.) supuşi eroziunii lente, care face ca materialul de sol să fie continuu şi lent transportat pe pantă.

Profil, proprietăţi. Regosolurile tipice au profilul Ao - C. Orizontul Ao este gros de 10 - 40 cm, deschis la culoare, slab conturat, urmat de materialul parental (rocă neconsolidată), ce formează orizontul C.

Sunt soluri cu textură variată (de la grosieră până la fină, în funcţie de materialul parental), nediferenţiată; structură glomerulară sau poliedrică slab formată, ori nestructurate, sărace în humus (1 - 2%) şi substanţe nutritive; de la saturate în baze şi reacţie slab alcalină până la debazificate şi acide (în funcţie de materialul parental, climă, vegetaţie etc.).

Fertilitate şi folosinţă. În mod natural sunt ocupate de pajişti de slabă calitate. Situate pe versanţi în zonele prielnice viticulturii şi pomiculturii sunt utilizate cu bune rezultate în astfel de scopuri. În vederea ameliorării se recomandă lucrări de prevenire şi combatere a eroziunii, încorporarea de îngrăşăminte minerale şi organice.

11.10.3. Psamosolurile

Definiţie. Soluri care au orizont A urmat de material parental constituit din depozite nisipoase eoliene de cel puţin 50 cm grosime.

Condiţii şi procese de formare. Se întâlnesc pe terenuri cu nisipuri spulberate de vânt, ceea ce împiedică avansarea solificării. Pe suprafeţe mai mari se află în sudul Olteniei, în Bărăgan, în Delta Dunării, la confluenţa Bârladului cu Siretul, în Câmpia de Vest etc.

Profil, proprietăţi. Psomosolurile tipice au profilul Ao - C. Orizontul Ao este gros de 10 - 40 cm, deschis la culoare, slab conturat, urmat de orizontul C, reprezentat de materialul parental nisipos.

Prin urmare, sunt soluri cu textură nisipoasă, până la cel mult nisipo-lutoasă (de aici denumirea de psammos=nisip); nestructurate sau agregate glomerulare puţin formate; foarte permeabile şi deci, prezintă capacitate mică de reţinere a apei; sărace în humus (1 - 2%) şi în substanţe nutritive; eubazice până la mezobazice (gradul de saturaţie în baze poate coborî până la 60 - 70%); slab alcaline - neutre sau slab acide (pH de la 8 până la 6).

Fertilitate şi folosinţă. Neameliorate sunt soluri neproductive sau slab productive, supuse deflaţiei (spulberării). În scopul fixării se recomandă: plantaţii forestiere de protecţie (salcâm, pin negru, plop negru hibrid etc.) în masiv sau în perdele, acoperirea terenului cu un strat subţire de paie, coceni, frunze etc, total sau în benzi, colmatarea cu mâl (ex. în Delta Dunării); aplicarea unor preparate chimice în vederea măririi coeziunii sau folosirea paranisipurilor (garduri de nuiele).

Dintre măsurile propriu-zise de ameliorare se amintesc: irigarea, încorporarea masivă de gunoi de grajd, aplicarea de îngrăşăminte minerale complexe etc.

Îmbunătăţite se folosesc cu succes pentru cultura viţei de vie, a pomilor, a plantelor tehnice (tutun, ricin, floarea soarelui, cartof), a secarei, a leguminoaselor pentru boabe (fasole, lupin), a plantelor furajere (iarbă de Sudan, porumb pentru siloz, borceag de toamnă), a legumelor (tomate, castraveţi, varză, ceapă).

11.10.4. Aluviosolurile

Definiţie. Sunt soluri cu orizont A urmat de material parental de cel puţin 50 cm grosime, constituit din depozite fluviatice, fluviolacustre sau lacustre recente, inclusiv pietrişuri, cu orice textură.

101

Condiţii şi procese de formare. Solurile aluviale s-au format şi sunt răspândite, ca şi protosolurile aluviale, în condiţii de lunci, deltă şi perimetre lacustre, dar ieşite de sub influenţa revărsărilor, ceea ce a permis avansarea procesului de solificare, acumularea humusului şi formarea unui orizont A mai gros decât în cazul protosolurilor aluviale.

Profil, proprietăţi. Solurile aluviale tipice au profilul Ao - C, cu material parental C, constituit din depozite fluviatile, fluviolacustre recente, cu orice textură.

Textura este nediferenţiată (de la grosieră până la fină) sau contrastantă; faţă de protosolurile aluviale prezintă structură mai bună (glomerulară, grăunţoasă ori poliedrică); regim aerohidric extrem de variat, în funcţie de textură, de adâncimea apelor freatice etc.; conţinut mai mare de humus (2 - 3%) şi de substanţe nutritive; gradul de saturaţie în baze şi reacţia sunt foarte diferite (de la saturate şi alcaline până la debazificate şi acide).

Fertilitate şi folosinţă. Sunt soluri cu fertilitate ridicată, fiind folosite pentru o gamă largă de culturi agricole. Rezultate foarte bune dau pentru culturile legumicole, mai ales în situaţia aplicării de îngrăşăminte minerale şi organice.

11.10.5. Entiantrosolurile

Definiţie. Sunt soluri alcătuite din diferite materiale acumulate sau rezultete în urma unor activităţi umane (inclusiv materiale de sol transportate), având o grosime de cel puţin 50 cm sau numai 30 cm dacă materialul parental antropogen este scheletic.

Condiţii şi procese de formare. Sunt răspândite şi s-au format în condiţii de terenuri pe care au fost depuse reziduri de la diferite fabrici (de ciment, ceramică, îngrăşăminte, de la combinatele chimice, petrochimice, siderurgice, miniere, cenuşă de la termocentrale etc); material de sol provenit de la executarea de gropi, şanţuri, terasamente; deşeuri sau reziduri de la combinatele zootehnice, resturi menajere etc.

În situaţia în care aceste materiale, aflate într-un stadiu incipient de solificare, au grosimi mai mari de 50 cm constituie ceea ceea ce s-a denumit entiantrosol.

Profil, proprietăţi. Protosolurile antropice nu prezintă orizonturi pedogenetice dar, în situaţia în care materialele depuse provin de la alte soluri pot avea fragmente din orizonturile solurilor respective (fragmente de orizont molic, cambic, argiloiluvial, vertic, gleizat, salinizat etc.)

Au proprietăţi extrem de variate, în funcţie de natura materialelor depuse, de grosimea acestora, de stadiul lor de transformare etc.

Fertilitate şi folosinţă. Fertilitatea acestor soluri este în funcţie de natura materialului depus, de stadiul de solificare, de compoziţia chimică a acestuia etc. .

Introducerea în circuitul producţiei vegetale se pote face prin metode variate şi complexe, rol deosebit de important având administrarea de gunoi de grajd, îngrăşământ verde, sau orice alte resturi vegetae care contribuie la aprovizionarea cu elemente nutritive, dar mai ales la îmbunătăţirea proprietăţilor fizice foarte defectuase ale acestor soluri.

Întrebări recapitulative:

1. Ce sunt protisolurile? 2. Care sunt solurile din clasa protisoluri?

3. Unde sunt răspândite aluviosolurile? 4. Ce proprietăţi trebuie să îndeplinească materialele parentale pentru

formarea psamosolurilor? 5. Cum se formează entiantrosolurile?

102

11.11. CLASA ANTRISOLURI

Din această clasă fac parte soluri fără orizont A şi E (după caz), care au fost îndepărtate prin eroziune accelerată sau decopertare, la suprafaţă aflându-se resturi de orizont B sau C; sau soluri având la suprafaţă un orizont antropogenetic (orizont intens modificat de om) de cel puţin 50 cm grosime. Din această clasă fac parte erodosolurile şi antrosolurile.

11.11.1. Erodosolurile

Definiţie. Sunt soluri erodate sau decopertate astfel încât orizonturile rămase nu permit încadrarea într-un anumit tip de sol sau material parental adus la zi prin eroziune accelerată; pot prezenta orizont Ap grefat pe A/C, B sau C.

Condiţii şi procese de formare. Sunt răspândite şi s-au format în condiţii de terenuri puternic erodate sau afectate de alunecări de terenuri, mai ales în zone de deal, podiş şi piemont (ocupă mari suprafeţe în Podişul Getic, Subcarpaţi, Podişul Bârladului şi Podişul Transilvaniei etc.). Prin urmare, erodosolurile se formează datorită procesului de eroziune accelerată, proces care, în general, este declanşat de activitatea nechibzuită a omului (defrişări, luarea în cultură a terenurilor în pantă etc)

Profil, proprietăţi. Întrucât orice sol poate fi supus eroziunii sau decopertării, erodisolurile au profile foarte variate, în funcţie de solul de origine şi de intensitatea eroziunii sau decopertării.

De exemplu, dacă prin eroziune sau decopertare s-a ajuns la materialul parental C, profilul are doar orizont C, iar dacă terenul respectiv a fost lucrat şi cultivat, în partea superioară, pe o grosime de circa 20 cm, se conturează un orizont A prelucrat (Ap), urmat de orizont C (prin urmare, profil de tipul Ap - C); în cazul unui erodisol rezultat dintr-un sol cu orizont Bv sau Bt ajuns la suprafaţă, profilul este de tipul Bv - C sau Ap - Bv-C şi respectiv Bt - C sau Ap - Bt - C etc.

Însuşirile fizico - chimice ale erodisolurilor sunt în funcţie de acelea ale solurilor de origine şi de ale orizonturilor ajunse la suprafaţă.

Fertilitate şi folosinţă. Sunt soluri neproductive sau slab productive. În mod natural sunt lipsite de vegetaţie sau aceasta este foarte rară. În vederea stăvilirii eroziunii şi ameliorării acestor soluri se recomandă:

- împăduriri, înierbiri (inclusiv sub formă de benzi); - amenajări la obârşia şi de-a lungul ravenelor, ogaşelor şi ravenelor (garnisaje, aleionaje, baraje etc);

- organizarea judicioasă a teritoriilor (orientarea solelor în sensul curbelor de nivel, amplasarea corectă a drumurilor etc); - lucrări agrotehnice specifice, obligatoriu executate în direcţia curbelor de nivel; încorporarea de îngrăşăminte organice şi minerale etc.

Pot fi folosite ca pajişti, pentru cultura pomilor, viţei de vie, a plantelor furajere, a plantelor de câmp neprăşitoare etc.

11.11.2. Antrosolurile

Definiţie. Sunt soluri care prezintă un orizont antropogenetic de cel puţin 50 cm grosime, orizont care poate rezulta prin fertilizare îndelungată, lucrări adânci, adaos de material pământos, irigare cu ape bogate în suspensii sau prin utilizare îndelungată în orezării.

Condiţii şi procese de formare. După cum rezultă din definiţie, antrosolurile se formează în condiţii foarte variate de mediu, sub acţiunea intensă şi îndelungată a omului. Caracteristice sunt solurile din sere şi solarii, denumite antrosoluri hortice.

103

Profil, proprietăţi. Aceste soluri prezintă un orizont A cu grosime minimă de cel puţin 50 cm grosime, urmat de orizont A/C sau B, uneori chiar materialul parental.

Fertilitate şi folosinţă. Având în vedere formarea acestor soluri sub influenţa dominantă a omului, fertilitatea este, în general, bună. În cea mai mare parte sunt cultivate cu legume.

Întrebări recapitulative:

1. Ce soluri fac parte din clasa antrisoluri? 2. Cum se formează erodosolurile?

3. Care sunt măsurile de protecţie şi ameliorare a erodosolurilor? 4. Cum se formează antrosolurile?

11.12. CLASA HISTISOLURI

Histisolurile sunt constituite din orizonturi organice hidromorfe (orizont turbos T) sau orizonturi organice nehidromorfe (orizont folic - O), situate în partea superioară a profilului de sol, având o grosime minimă de 50 cm sau numai 20 cm dacă materialul organic este situat pe roci consolidate.

În această clasă sunt incluse histosolurile şi foliosolurile.

11.12.1. Histosolurile Definiţie. Histosolurile se definesc prin prezenţa unui orizont T mai mare de

50 cm grosime în primii 100 cm. Condiţii şi procese de formare. Se întâlnesc în condiţii de mediu saturat cu

apă (nu numai exces ca în cazul solurilor hidromorfe) şi vegetaţie specifică, reprezentată plante hidrofile (stuf, papură, rogoz, muşchi etc.).

Astfel de condiţii se pot întâlni în Delta Dunării, în arealele mlăştinoase ale luncilor şi câmpiilor de subsidenţă (Lunca Dunării, Câmpia Someşului, Câmpia Crişurilor, Câmpia Timişului, Câmpia Siretului inferior etc), în depresiunile intramontane (Oaş, Maramureş, Dorna, Bilbor, Borsec, Braşov, Făgăraş), în zona montană înaltă şi se reazlizează prin invadarea lacurilor şi bălţilor de către vegetaţia hidrofilă sau prin înmlăştinirea unor molidişuri, pajişti, etc.

Histosolurile din zonele de câmpii formeză turbării saturate în baze, cunoscute sub numele de bahne, în timp ce histosolurile din zonele montane formează turbării acide, cunoscute sub numele de tinoave care au formă convexă.

Mediul anaerob determină manifestarea continuă a unui proces de turbificare, adică resturile organice rămase nedescompuse sau parţial descompuse se acumulează de la un an la altul ducând la formarea unui orizont de turbă. Pe măsură ce acest orizont se îngroaşă, covorul vegetal pierde contactul cu substratul mineral, solul fiind alcătuit numai dint-un strat de turbă, care frecvent atinge grosimi de 2 - 3 m.

Profil, proprietăţi. Datorită adâncimii mari la care se află substratul mineral, histosolurile au profilul format numai dintr-un singur orizont T, gros de peste 50 cm. Ca urmare, la aceste soluri nu de poate vorbi despre textură şi structură, starea lor fizică generală caracterizându-se printr-o suprasaturaţie cu apă şi deci aerisire mică sau foarte mică; sunt sărace în humus şi substanţe nutritive; gradul de saturaţie în baze şi pH-ul variază în limite foarte largi (în funcţie de zonă, de natura vegetaţiei etc).

104

Fertilitate şi folosinţă. Histosolurile au o fertilitate foarte redusă, în mod natural fiind folosite ca pajişti de slabă calitate. Pentru ameliorare se recomandă următoarele măsuri: desecare şi drenare, lucrarea adâncă, aplicarea de îngrăşăminte (mai ales cu fosfor şi potasiu) şi amendamente calcaroase (în cazul în care reacţia este prea acidă) etc.

Cea mai indicată folosinţă este tot cea de pajişti naturale, luarea în cultură prezentând pericolul eroziunii eoliene, şi al mineralizării materialului organic, având ca urmare subsidenţa terenului. De asemenea au fost semnalate cazuri de autoaprindere şi ardere a materialului turbos, cu influenţă de aridizare a zonelor respective.

Materialul turbos poate fi exploatat şi folosit în diferite scopuri: combustibil local, prepararea de nămoluri terapeutice, confecţionarea de ghivece nutritive, aşternut pentru vite, îngrăşăminte organice.

11.12.2. Foliosolurile

Definiţie. Sunt soluri constituite dintr-un orizont organic nehidromorf sau orizont folic (O), a cărui grosime minimă este de 50 cm sau numai 20 cm dacă orizontul organic este situat direct pe rocă.

Condiţii şi procese de formare. Aceste soluri sunt răspândite pe areale mai restrânse, în zonele cu climă răcoroasă şi umedă, sub pădurile de conifere, unde se acumulează cantităţi mari de resturi organice. În urma descompunerii lente a materialului organic rezultă anumite cantităţi de acizi fulvici, care imprimă solului reacţie acidă.

Profil, proprietăţi. Profilul foliosolurilor este alcătuit din următoarele orizonturi: Ol - Of - Oh - C - sau R, a căror grosime minimă este de 50 cm. Proprietăţile fizice şi chimice ale foliosolurilor depind de natura resturilor organice şi de condiţiile climatice care influenţează activitatea microorganismelor implicate în procesul de alterare.

Fertilitate şi folosinţă. Fertilitatea acestor soluri este influienţată de gradul de descompunere a materialului organic, de natura substatului mineral, iar folosinţa dominantă este cea silvică.

Întrebări recapitulative:

1. Ce soluri fac parte din clasa histisoluri? 2. Cum se formează histosolurile?

3. Unde sunt răspândite foliosolurile? 4. Ce este orizontul organic?

105

12. CRITERII DE ÎNCADRARE A TERENURILOR AGRICOLE

ÎN CLASE DE CALITATE

Aprecierea calitativă a terenurilor agricole se poate face prin metoda bonitării, care a fost iniţiată de către D. Teaci şi dezvoltată în cadrul Institutului de Cercetări pentru Pedologie şi Agrochimie (ICPA), cât şi prin metoda încadrării terenurilor agricole în clase de calitate, metodă elaborată de Institutul de Geodezie, Fotogrammetrie, Cartografie şi Organizarea Teritoriului (IGFOT).

12.1. BONITAREA TERENURILOR AGRICOLE Bonitarea terenurilor agricole reprezintă o acţiune complexă de cercetare şi

apreciere a capacităţii de producţie a terenurilor pe baza cunoaşterii aprofundate a condiţiilor ecologice ale acestora şi a cerinţelor plantelor, de stabilire a gradului de favorabilitate a acestor condiţii pentru fiecare folosinţă şi cultură în parte.

12.1.1. Stabilirea notelor de bonitare

Capacitatea de producţie a terenurilor agricole este strâns legată de condiţiile naturale, cât şi de activitatea omului.

Sistemul de bonitare a fost conceput în cadrul unei scări de 100 puncte. Pentru calculul notei de bonitare naturale se au în vedere patru mari grupe de factori, fiecărei grupe revenindu-i următorul punctaj:

- relieful..............................................15 puncte; - clima.................................................20 puncte; - adâncimea apei freatice...................15 puncte; - solul cu toate caracteristicile lui…….50 puncte. În cadrul acestor grupe de factori naturali se folosesc 17 indicatorii mai

importanţi, cunoscuţi sub numele de indicatori de bonitare şi anume: 1 – alunecări de teren şi forme de microrelief; 2 – panta terenului; 3 – media anuală corectată a temperaturii aerului; 4 – media anuală corectată a precipitaţiilor; 5 – adâncimea apei freatice;

6 – textura solului; 7 – contraste de textură; 8 – gleizarea; 9 – pseudogleizarea; 10 – salinizarea; 11 – volumul edafic util (0 – 150 cm); 12 – porozitatea totală; 13 – reacţia solului; 14 – rezerva de humus (0 – 50 cm); 15 – inundabilitatea; 16 – poluarea solului; 17 – conţinutul de carbonat de calciu (0 – 50 cm).

Fiecare indicator, în funcţie de caracteristici, are valori de la 0 la 1. Tabelele cu aceste valori se găsesc în „Metodologia elaborării studiilor pedologice“ (vol. II), întocmită de I.C.P.A. (datorită lipsei de spaţiu, nu pot fi prezentate în această lucrare). Stabilirea acestor valori se face la nivelul fiecărui T.E.O.(teritoriu ecologic omogen), care reprezintă o porţiune de teren pe care toţi factorii naturali sunt asemănători.

106

Calculul notei de bonitare se face înmulţind între ele valorile celor 17 indicatori de bonitare, iar rezultatul se înmulţeşte cu 100. Deci, N.B.N. = X1 x X2 x X3 …………x X17

x 100,

în care, N.B.N. = nota de bonitare naturală, X = valoarea fiecărui indicator. Când unul dintre indicatorii de bonitare se află într-o situaţie optimă faţă de planta respectivă, valoarea sa este egală cu 1, iar când acesta devine limitativ valoarea sa coboară până la 0.

Tabelul 12.1. Fişa de calcul manual a notelor de bonitare (după ICPA)

I N D I C A T O R I

Folo

sinţ

a sa

u cu

ltura

Alu

necă

ri

Pant

a

Tem

pera

tura

med

ie

core

ctată

Prec

ipitaţii

med

ii co

rect

ate

Adâ

ncim

ea a

pei f

reat

ice(

m)

Tex

tura

în A

p

Con

tras

t te

xtur

al

Gle

izar

e

Pseu

dogl

eiza

re

Salin

izar

e sa

u so

loneţiz

are

Vol

um e

dafic

util

Poro

zita

te t

otală

Rea

cţia

Rez

erva

de

hum

us

Inun

dabi

litat

e

Polu

area

solu

lui

Conţin

ut d

e C

aCO

3

Not

a de

bon

itare

PS

FN

MR

PR

PN

CV

CS

PC

VV

VM

GR 1 1 1 0,9 0,8 0,9 - 1 1 1 1 1 0,9 0,9 1 1 1 52

OR

PS

FS

CT

SF

SO

MF

IU

IF

CN

LU

TR

LG

AR

PS – Păşune; FN – Fâneaţă; MR – Măr; PR – Păr; PN – Prun; CV – Cireş, vşin; CS –Cais; PC – Piersic; VV – Vie vin; VM – Vie masă; GR – Grâu; OR – Orz; PB – Porumb; FS – Floarea soarelui; CT – Cartof; SF – Sfeclă; SO – Soia; MF – Mazăre şi fasole; IU – In ulei; IF – In fibră; CN – Cânepă; LU – Lucernă; TR – Trifoi; LG – Legume; AR - Arabil

107

Dacă, de exemplu, toţi cei 17 indicatori au valoarea egală cu 1, valoarea notei de bonitare este maximă, adică 100. Dacă numai unul din cei 17 indicatori are valoarea 0,5 în loc de 100, nota de bonitare este de 50. Deci, când unul din indicatori se manifestă spre limita inferioară şi nota de bonitare este mică. Dacă unul din factori are valoarea egală cu zero, nota de bonitare devine tot zero.

Pentru a înţelege mai uşor, cu ajutorul fişei de calcul manual a notei de bonitare, se demonstrează cum se obţine nota de bonitare la cultura grâului, pentru un anumit T.E.O. Înmulţind între ele valorile coeficienţilor de bonitare se obţine nota 52, care încadrează T.E.O.-ul respectiv în clasa a V-a de favorabilitate. Penalizarea maximă este dată de adâncimea necorespunzătoare a apei freatice.

Împărţind producţia medie la hectar la nota de bonitare se obţine cantitatea de produs ce revine fiecărui punct de bonitare. De exemplu, la 3500 kg grâu/ha şi 52 nota de bonitare naturală, rezultă 67,3 kg/punct. Cunoaşterea acestor date are o importanţă practică deosebită, având în vedere că permite estimarea unor producţii şi chiar să se aprecieze profitul, ceea ce în condiţiile economiei de piaţă devine foarte important.

După cum se observă se lucrează cu 24 de situaţii cuprinzând folosinţe şi diferite plante agricole şi vitipomicole.

Nota de bonitare pentru arabil se calculează ca medie aritmetică a notelor pentru culturile agricole care prezintă cea mai mare favorabilitate. Pe baza notelor de bonitare naturală se face încadrarea în cele 10 clase de favorabilitate a terenurilor pentru diferite plante şi categorii de folosinţă.

Tabelul 12.2. Clase de bonitare

Clasa de bonitare Valoarea notei Gradul de fertilitate

I 91 - 100 Cele mai bune

II 81 - 90

III 71 - 80

IV 61 - 70 Bune

V 51 - 60

VI 41 - 50 Mediocre

VII 31 - 40

VIII 21 - 30 Slabe

IX 11 - 20

X 0 - 10 Neagricole

Rezultate favorabile se obţin pe terenurile agricole ce se încadrează în

clasele de bonitare I-IV. La nivelul claselor de bonitare V şi VI nu se obţin nici venituri, nici pierderi. Sub nivelul acestor clase rezultatele economice sunt negative.

12.1.2. Potenţarea notelor de bonitare

Prin aplicarea unor lucrări de îmbunătăţiri funciare sau agropedoameliorative, unele însuşiri negative ale terenurilor sunt corectate sau înlăturate, ceea ce impune reducerea sau anihilarea penalizărilor respective. De exemplu, deficitul de umiditate poate fi înlăturat prin introducerea irigaţiilor, aciditatea prea mare prin aplicarea de amendamente calcaroase etc. În astfel de cazuri se efectuează potenţarea notelor de bonitare, care constă în înmulţirea valorilor indicatorilor de bonitare, asupra cărora se efectuează lucrări de ameliorare, cu coeficienţi de potenţare. Tabelele cu coeficienţii de bonitare se găsesc, de asemenea, în „Metodologia elaborării studiilor pedologice“ (vol. II), întocmită de

108

I.C.P.A. Potenţarea notelor de bonitare se face numai pentru acele lucrări care au un

efect de durată şi care modifică în mod substanţial capacitatea de producţie a terenurilor şi anume:

- irigaţii; - drenajul de adâncime; - desecări de suprafaţă; - prevenirea şi combaterea inundaţiilor; - prevenirea şi combaterea eroziunii; - lucrări de terasare; - prevenirea şi combaterea salinităţii şi alcalinităţii; - afânarea adâncă sau scarificarea; - desfundarea; - amendarea soluirilor acide; - fertilizarea radicală; - lucrări de combatere a poluării. În cazul în care se aplică irigaţia, limita superioară de 100 puncte poate fi

depăşită, deoarece se creează condiţii antropice mai bune decât cele naturale. În cazul în care toate celelalte condiţii sunt optime, notele de bonitare pot să ajungă la maximum 160 de puncte, ceea ce înseamnă dublarea sau chiar triplarea producţiei agricole.

Prin urmare, bonitarea potenţată permite şi estimarea pentru viitor a producţiilor ce pot fi obţinute în condiţiile modificării factorilor ce concură la obţinerea producţiilor agricole.

Prin potenţarea notelor de bonitare, clasele de favorabilitate încep de la XI (punctaj 101-110) şi continuă din zece în zece până la clasa XVI (punctaj 151-160).

12.2. ÎNCADRAREA TERENURILOR AGRICOLE ÎN CLASE DE CALITATE

În cadrul I.G.F.C.O.T. a fost elaborată metoda de încadrare a terenurilor în

VI clase de calitate. Din clasele I-V fac parte terenurile agricole, în clasa a VI-a fiind incluse terenurile neproductive.

În clasa I au fost încadrate cele mai bune terenuri agricole, lipsite de orice restricţii sau fenomene de degradare (nu ridică probleme de folosire), cu soluri profunde şi fertile (cernoziomuri, cernoziomuri cambice, cernoziomuri argiloiluviale, soluri cenuşii, soluri brune argiloiluviale, brune roşcate şi soluri aluviale), situate în regiuni de câmpie, cu pante sub 5%.

Ţinând cont de metoda bonitării, în această clasă pot fi încadrate terenurile care au peste 66 puncte. După cum se observă, scara celor 100 puncte bonitare nu poate fi împărţită în intervale egale de câte 20 puncte (0-20, 21-40, 41-60, 61-80, 81-100), corespunzătoare celor 5 clase de calitate, deoarece terenurile care au 81-100 puncte au o pondere neglijabilă (sub 5%) din suprafaţa agricolă a ţării.

Clasa a II-a cuprinde terenurile de calitate bună, cu limitări sau restricţii slabe (ridică probleme de prevenire a unor procese sau fenomene), cu soluri mai puţin fertile (soluri bălane, cernoziomuri argiloiluviale, soluri cenuşii, soluri brune roşcate, brune argiloiluviale, lăcovişti, soluri aluviale, coluvisoluri etc.), extinse în regiuni de câmpii plane, uşor ondulate, cu pante cuprinse între 5-10%, foarte rar inundabile.

Dacă există studii de bonitare, în această clasă pot fi incluse terenurile care

109

au între 51 şi 65 puncte. Din clasa a III-a fac parte terenurile de calitate mijlocie, cu limitări sau

restricţii moderate (scade pretabilitatea pentru arabil şi ridică probleme de amenajare, ameliorare), cu soluri a căror productivitate este mai scăzută (soluri brune luvice, luvisoluri albice, vertisoluri, rendzine, pseudorendzine, soluri gleice, lăcovişti, erodisoluri, soluri aluviale, coluvisoluri etc.), răspândite în regiuni de câmpii piemontane şi dealuri joase, cu pante între 11 şi 20%.

Datorită solurilor afectate de unele procese de degradare (eroziune, gleizare sau pseudogleizare cu intensitate medie, reacţie acidă sau alcalină etc.), cât şi datorită reliefului mai accidentat şi notele de bonitare scad, fiind cuprinse între 36 şi 50 puncte.

Clasa a IV-a cuprinde terenuri de calitate slabă, cu limitări sau restricţii severe. Solurile (brune luvice, luvisoluri albice, planosoluri, soluri gleice şi pseudogleice, vertisoluri, erodisoluri, regosoluri, soluri aluviale etc.) ridică probleme dificile de ameliorare şi exploatare.

Relieful este de dealuri şi podişuri, cu pante cuprinse între 21 şi 35%., ceea ce favorizează manifestarea proceselor de eroziune, declanşarea alunecărilor de teren etc. Ca urmare, se restrâng terenurile arabile şi se extind plantaţiile de vii, livezi şi păşuni. Notele de bonitare pot varia între 21 şi 35 puncte.

În clasa a V-a sunt incluse terenurile de calitate foarte slabă, cu limitări sau restricţii foarte severe, care pot fi parţial corectate. Fiind situate în regiuni de dealuri şi podişuri mai înalte şi mai fragmentate, cu pante până la 50%, cu soluri de fertilitate scăzută (soluri brune acide, soluri brune eumezobazice, soluri gleice şi pseudogleice, soluri negre clinohidromorfe, erodisoluri, regosoluri, litosoluri etc.), aceste terenuri se folosesc mai mult ca păşuni şi fâneţe sau, mai greu, se pot amenaja pentru plantaţii de vii şi pomi.

Unele terenuri fiind excesiv degradate se includ în categoria de folosinţă neagricolă. Din această clasă fac parte terenurile cu cele mai mici note de bonitare (0-20 puncte).

Clasa a VI-a cuprinde terenurile neproductive, cu limitări sau restricţii care nu pot fi corectate. În această clasă se încadrează râpe, ravene şi torenţi activi, nisipuri mobile, pietrişuri, bolovănişuri, stâncării, mocirle, smârcuri, steril, deponii, cariere epuizate, gropi de împrumut etc.

Solurile caracteristice pentru această clasă de terenuri pot fi reprezentate de solonceac cu crustă, soloneţ lipsit de vegetaţie, sol gleic mlăştinos.

Din tabelul 7.3 rezultă că terenurile arabile de calitate mijlocie au cea mai mare pondere (30%), fiind urmate de terenurile bune şi foarte bune (45%).

Cea mai mare parte a pajiştilor naturale sunt însă, de calitate slabă şi foarte slabă (80%), fapt determinat de relieful accidentat, cu eroziuni şi alunecări de terenuri, de întreţinerea şi exploatarea neraţională a acestora.

Mai mult de jumătate din suprafaţa păşunilor alpine este acoperită de specii ierboase de slabă calitate şi sunt afectate de eroziune în adâncime.

Majoritatea plantaţiilor viticole sunt de calitate mijlocie bună (50%), în timp ce plantaţiile pomicole, fiind extinse în zone mai accidentate, sunt de calitate slabă şi foarte slabă (62%).

110

Tabelul 12.3. Repartiţia terenurilor agricole din România pe clase de calitate

Clasa Arabil Pajişti Vii Pomi Total agricol

I. Cele mai bune 1990 49 44 12 2005 mii ha % 20 1 15 4 13,4

II. Bune 2375 147 67 24 2613 mii ha % 25 3 23 8 17,4

III. Mijlocii 3794 2850 784 78 81 mii ha % 30 16 27 20 25,5

1425 1470 158 112 3075 IV. Slabe 15 30 20 36 20,4 mii ha %

950 2450 43 81 3524 V. Foarte slabe 10 50 15 26 23,5 mii ha %

9500 4900 290 310 15.000 Total mii ha 100 100 100 100 100 %

Cele două metode prezentate permit ierarhizarea calitativă a terenurilor, dar

nu exprimă integral valoarea acestora. Încă din anul 1936, A. Vasiliu arăta că „Pentru stabilirea valorii agricole a

unui sol, în ansamblul ei, orice clasificare naturală trebuie întregită cu aportul evaluării economice“.

Condiţiile economice nu influenţează calitatea unui teren, dar măresc cheltuielile de exploatare. În acest sens, în cadrul Institutului de Cercetări pentru Economie Agrară (I.C.E.A.) s-a propus corectarea notei de bonitare ecologică în funcţie de distanţa faţă de sediul gospodăriei, de starea drumurilor şi forma parcelelor (tabelele 7.5, 7.6 şi 7.7, după Miclea V., 1995).

Tabelul 12.4. Corectarea notelor de bonitare

în funcţie de starea drumurilor

distanţa desfundat desfundat asfalt piatră pământ (Km) nisipos noroios

0 – 2.5 0 0 -1 -2 -3

2,6 – 5,0 0 -1 -2 -3 -4

5,1 – 7,0 -1 -1 -2 -4 -5

7,1 – 10,0 -1 -2 -3 -5 -6

10,1 – 15,0 -2 -3 -4 -6 -7

15,1 – 20,0 -3 -4 -5 -7 -9

-4 -5 -6 -8 -10 peste 20,0

Cu cât creşte distanţa între locuinţă şi terenul cultivat, cu atât tractoarele, maşinile şi utilajele agricole parcurg distanţe mai mari (deci, cheltuieli suplimentare), fără a se obţine producţii mai mari. O mare deosebire intervine în situaţia în care deplasarea se face pe un drum modernizat sau pe un drum desfundat, mai ales pe timp nefavorabil. De asemenea, o proprietate fărâmiţată într-un număr mare de parcele, situate la distanţe mari unele faţă de altele şi de forme neregulate, măresc şi mai mult cheltuielile de exploatare.

111

Tabelul 12.5. Corectarea notelor de bonitare în funcţie de înclinarea drumului

Valoarea pantei (%) Corecţia

0 < 5 -1 5 – 8 -3 8 – 12 -5 > 12

Tabelul 12.6. Corectarea notelor de bonitare în funcţie de mărimea şi forma parcelelor

Mărimea F o r m a p a r c e l e i parcelei

dreptunghiulară trapezoidală neregulată triunghiulară (ha) 0 0 -1 -2 Peste 21 0 -1 -1 -3 10,1-25,0 0 -2 -2 -4 5,1-10,0 -1 -2 -2 -5 2,1-5,0 -1 -3 -4 -6 sub 2,0

Datorită condiţiilor economice diferite, terenuri aflate în aceeaşi clasă de

calitate pot avea rezultate economice prin care să se diferenţieze unele de altele. Creşterea cheltuielilor de exploatare influenţează venitul net, care rezultă prin diferenţa dintre venitul brut şi cheltuielile de producţie.

Proprietarul de teren este interesat de calitatea acestuia, dar şi de venitul net. De aceste elemente trebuie să fie interesat şi Statul pentru a percepe un impozit diferenţiat şi corect stabilit pentru fiecare teren în parte.

112

BIBLIOGRAFIE SELECTIVĂ

1. Blaga Gh. Şi colab., 2005 - Pedologie, Ed . AcademicPres, Cluj-Napoca; 2. Chiriţă C. şi colab.,1974 - Ecopedologie cu baze de pedologie generală,

Ed. Ceres Buc. 3. Conea Ana şi colab.,1977 - Dicţionar de ştiinţa solului,

Ed. Şt. şi Encicl. Buc. 4. Florea N.. Opriş M., 1969 - Învelişul de sol al Carpaţilor, Lucrările Conf. Naţionale privind solurile montane şi alpine sdin masivele Vlădeasa şi Bihor, Buc.

5. Ispas Şt. şi colab., 2006 - Pedologie. Cercetarea solului pe teren, Valahia University Press, Târgovişte. 6. Miclăuş V., 1991 - Pedologie ameliorativă, Ed. Dacia, Cluj 7. Miclea M., 1995 - Cadastrul şi cartea funciară,

Ed. ALL, Buc. 8. Niţu I. şi colab, 1985 - Ameliorarea şi valorificarea solurilor sărăturate din România, Ed.Ceres, Buc. 9. Niţu I. şi colab., 1988 - Lucrările apropedoameliorative, Ed.Ceres, Buc. 10. Oanea N., 2005 - Pedologie generală, Ed. Alutus,

Miercurea Ciuc. 11. Păunescu C.,1975 - Soluri forestiere, Ed. Academiei, Buc. 12. Puiu Şt.,1990 - Pedologie, Ed. Ceres, Buc. 13. Teaci D., 1980 - Bonitarea terenurilor agricole,

Ed. Ceres, Buc. 14. Teaci D. şi colab.,1985 - Influenţa condiţiilor de mediu asupra

creşterii pomilor în România, Ed. Ceres, Buc.

15. Timariu G., 1992 - Fondul funciar al României şi măsurile de inventariere, conservare, ameliorare şi folosire raţională,

Ed. Tehnica agricolă, Buc. 16. xxxx - Harta pedologică a României,

sc. 1:500.000 Buc., 1971 17. xxxx - Sistemul român de clasificare a solurilor

I.C.P.A. Buc., 1980 18. xxxx - Metodologia elaborării studiilor pedologice,

vol. I, II, III, I.C.P.A. Buc.,1987 19. xxxx - Sistemul Român de taxonomie a solurilor

( SRTS), Ed. Estfalia, Buc., 2003

113