Pedologia solului

5/24/2018 Pedologia solului

1/45

CAPITOLUL 1

1.1 OBIECTUL PEDOLOGIEI

Pedologia- este tiina care se ocup cu formarea, evoluia, nsuirile, clasificarea, rspndirea ifolosirea raional a resurselor de sol. Termenul de pedologie este de origine greac, provenind de la

cuvintele pedon care nseamn sol, teren, ogor i logos cu sensul de tiin.Termenul de pedologie a fost utilizat pentru prima dat de Friedrich Fallou (1862) n lucrarea sa

Pedologia sau tiina general i special a soluluiPedologia este tiina solului care are ca obiect de studiu solul reprezentat de succesiunea

specific de strate (orizonturi pedogenetice) de la suprafaa solului care s-a format n timp la zona decontact dintre litosfer, atmosfer, biosfer i hidrosfer, zon n care au loc schimburi nentrerupte desubstane i energie, aceste procese avnd o importan major n meninerea echilibrului mediuluinconjurtor.

Solul este considerat ca fiind formaiunea cea mai recent fomat la suprafaa litosferei, acestacontribuind la producerea de fitomas. De asemenea solul reprezint i o resurs natural esenial, ouzin care opereaz continuu la scar mondial pe baza energiei provenit din radiaiile solare.

Rezultnd n urma aciunii factorilor de mediu, solul este un corp natural care se formeaz i

evolueaz la suprafaa uscatului, consecin a proceselor de dezagregare i alterare a rocilor, sub aciuneaorganismelor animale i vegetale, n diferite condiii de clim, relief, etc.

Fiind un corp poros alctuit din trei faze, una solid (mineral i organic), una lichid (soluiasolului) i una gazoas (aerul din sol) acesta determin procese de asimilaie i dezasimilaie cu consumsau eliberare de energie. Are nsuirea de a reine o serie de elemente nutritive uor accesibile plantelor ide a le elibera prin schimb sau procese de mineralizare. Aceast nsuire care difereniaz solul de roca debaz pe seama creia s-a format, imprim acestuia o nouproprietate numit fertilitatea solului.

Fertilitateaeste proprietatea solului de a pune la dispoziia plantelor substanele nutritive, ap iaer n mod permanent, simultan i n cantiti ndestultoare pentru creterea i dezvoltarea lor.Fertilitatea solului este o consecin a stadiului de evoluie, a alctuirii i a proprietilor sale, a proceselorfizice, chimice i biologice care au loc n sol. Se poate defini o fertilitate natural, imprimat decaracteristicile intrinseci ale solurilor n cazul solurilor necultivate i o fertilitate cultural n cazul

solurilor aflate sub influena antropic. Fertilitatea cultural depinde n mare msur de fertilitateanatural a solului, iar intervenia antropic poate conduce n funcie de sistemele tehnologice aplicate, attla creterea fertilitii solului ct i la scderea acesteia. Aplicarea unor tehnologii agricole bazate perezultate tiinifice va conduce la valorificarea superioar a potenialului productiv al solurilor, laobinerea unor producii durabile i performante din punct de vedere cantitativ ct i calitativ.

1.2 ISTORICUL DEZVOLTRII PEDOLOGIEI

Omenirea a luat contact cu solul nc de la nceputurile existenei sale. Primele nsemnri despresol au provenit de la vechii greci (Aristotel 384-322 D.C.), care considerau universul ca fiind constituitdin patru elemente de baz: focul, apa, aerul i pmntul, care erau n opoziie cu eterul i nu putea fiperceput prin simuri. Aristotel considera c plantele ar lua hrana din sol n aceleai forme n care se

gsesc n corpul lor, teorie care a dominat mult timp i a stat la baza teoriei nutriiei plantelor. Theofrast(371-286 D.C.) a dat solului denumirea de edafos fcnd deosebirea de pmnt i a mprit soluriledup pretabilitatea pentru diferite culturi. nsemnri importante despre nsuirile solului au fost redate nperioada roman de Cato, Varro i Plinius (234-149 DC).

n perioada 1510-1589, B. Palissy n lucrarea sa subliniaz importanta solului ca surs deelemente nutritive pentru creterea i dezvoltarea plantelor.

ncepnd cu secolul al XVI-lea odat cu avntul luat de dezvoltarea tiinelor, apar numeroaselucrrii i teorii privind modul de cultivare al plantelor, lucrri n care se susinea c plantele se hrnesc


2/45

cu diferite materii existente n sol i c solul trebuie studiat din punct de vedere al coninutului n acestesubstane.

n secolul XIX n lipsa unor concepii tiinifice privind natura i formarea solurilor, acestea eraugrupate doar dup criterii fizice, chimice, geologice i agrogeologice.

Criteriile fizice erau susinute de A. Atterberg i H.A. Mitscherlich care susineau c proprietilefizice prin componentele sale de baz nisipul, argila, humusul i calciu au un rol hotrtor n creterea

plantelor.Friedrich Fallou considera solul o roc afnat rezultat prin transformarea rocilor masive, iar

proprietile sale sunt redate de substratul geologic pe seama creia au evoluat solurile. Aceast teorie nuinea cont de rolul hotrtor al substanelor organice din sol i considera c procesele de alterare idezagregare ale rocilor au rolul cel mai important n fertilitatea unui sol.

Teoria chimic a fost susinut de Albrecth Thaer (1752-1828) care arta c fertilitatea solurilordepinde n ntregime de humus, deoarece pe lng ap, el reprezint singura substan a solului, carepoate servi ca hran plantelor.

Aceste cunotine empirice s-au acumulat i transmis de la o generaie la alta, ceea ce a fcutposibil trecerea de la agricultura extensiv la o agricultur modern capitalist tot mai intensiv, solulfiind perceput mai mult prin calitatea sa ca principal mijloc de producie.

ncepnd cu anul 1886 coala naturalist rus n frunte cu Dokuceaev, fundamenteaz prima

concepie tiinific asupra solului, concepia genetico-naturalist, care percepe solul ca fiind un corpnatural distinct produs i component integrat mediului n condiiile cruia se formeaz. Dockuceaev a pusaccentul pe studiul solului sub aspectul su, ca corp natural independent, de entitate genetic de sinestttoare, dar totodat nu a subestimat rolul aplicativ al solului n activitatea social -economic subaspectul su ca mijloc de producie.

Primele referiri cu privire la soluri n ara noastr, au fost nsemnrile lui Dimitrie Cantemir(1716) n care arta ca pmnturile Moldovei sunt negre i pline de silitr.

Studii importante cu caracter agrar au fost efectuate de i Ion Ionescu de la Brad n judeeleDorohoi 1866, Putna 1869, fiind urmate de studiile geologice, tehnice i agricole din judeul Mehediniefectuate de Matei Drghiceanu n anul 1885. Toate aceste studii priveau solul mai mult ca pe un substratal produciei agricole, dar ele au trezit interesul pentru cunoaterea mai atent a solului n teren i pentrucompletarea informaiilor cu analize de laborator. Odat cu crearea Institutului Geologic al Romniei

(1906) a fost nfiinat o secie de Agrogeologie care ulterior a fost denumit Pedologie, aceasta a fostcondus de Gh. Munteanu Murgoci (1872-1925) care are meritul de a fi introdus concepiile naturalisteruse ale lui Dokuceaev n studiul solurilor din ara noastr.

ncepnd cu anul 1948 odat cu reorganizarea cercetrii tiinifice din ara noastr i pe bazaconcepiei pedologiei genetice introdus de Gheorghe Murgoci studiile pedologice au luat o amploarefoarte mare.

n anul 1961 a fost constituit Societatea Naional Romn pentru tiina Solului care cuprindetoi specialitii din instituiile de cercetare i nvmntul superior, care lucreaz n acest domeniu.Datorit rezultatelor deosebite obinute n aceea perioad n tiina Solului, n anul 1964 a fost organizatn Romnia Congresul Internaional de tiina Solului.

Odat cu nfiinarea Institutului de Cercetri pentru Pedologie i Agrochimie n anul 1970, apareo nou orientare n studiul solului care pe lng obiectivul tiinific a dezvoltat i obiectivul utilizrii

raionale a solurilor agricole.Pornind de la aceste considerente Nicolae Florea, Ana Conea i tefan Puiu (1980) au elaborat

Sistemul Romn de Clasificare a Solurilor (SRCS), inspirat dup modelul FAO-UNESCO, dar detaliat iadaptat condiiilor din ara noastr. Odat cu apariia Bazei Mondiale de Referin pentru Resursele de sol(1988) cunoscut sub denumirea WRB-SR a fost necesar adaptarea clasificrii solurilor Romniei astfelc, n concordan cu acesta din anul 2003 a fost introdus Sistemul Romn de Taxonomie al Solurilor(SRTS), elaborat sub coordonarea Prof. dr. Nicolae Florea i dr. Ion Munteanu.


3/45

1.3 SITUAIA FONDULUI FUNCIAR

Suprafaa total a Romniei este de 23.839.100 ha, din care 14.730.700 ha o reprezint terenurileagricole, 6.790.600 ha pduri i alte terenuri cu vegetaie forestier, 627.400 ha construcii, 388.400 hadrumuri i ci ferate, 879.300 ha ape i bli i 422.700 ha alte suprafee. Suprafaa agricol reprezint

61,79% din teritoriul Romniei din care rezult o pondere de 0,65 ha pe cap de locuitor din suprafaatotal, iar suprafaa arabil ocup 39,39% din teritoriu cu 0,41 ha pe cap de locuitor.Suprafaa agricol este de 14.730.700 ha din care 9.358.100 ha terenuri arabile, 3.322.800 ha

pune, 1.512.000 ha fnee, 281.100 ha vii i pepiniere viticole, 256.700 ha livezi i pepiniere pomicole(Anuarul statistic, 2000).

n ultima perioad se petrec schimbri evidente n ceea ce privete utilizarea terenurilor, prinscderea suprafeelor ocupate cu pduri, cu livezi i a suprafeelor arabile, creteri nregistrndu-se ncazul terenurilor ocupate de fnee i cu vi de vie. Creterea suprafeei terenurilor scoase din circuitulagricol n ultimul timp, a determinat o mrire substanial a terenurilor ocupate cu construcii, drumuri ici ferate. Se impune reconstrucia ecologic a terenurilor degradate sau afectate de diferii factorirestrictivi naturali (clim, topografie, condiii edafice) sau antropici, ca urmare a utilizrii neraionale asolurilor sau ca urmare a influenei industriei prin procesele de poluare. Datele obinute n cadrul

Sistemului Naional de Monitoring al Calitii Solului au evideniat c circa 12 milioane ha terenuriagricole, din care circa 7,5 milioane ha terenuri arabile sunt afectate de unul sau mai muli factorirestrictivi.

Principalii factori restrictivi ai produciei agricole(Dumitru, 2002)

Tabelul 1.1

Nr.crt.

Factorul restrictiv Suprafaa(mii ha)

1 Seceta frecvent 7.1002 Excesul periodic de ap 3.7813 Eroziunea hidric a solului 6.300

4 Eroziunea eolian 3785 Salinizarea solului 6146 Aciditatea puternic i moderat 3.4377 Carene n microelemente(zinc) 1.5008 Poluarea chimic a solului 9009 Poluarea cu petrol i ap srat 5010 Degradri prin diferite lucrri de excavare 3011 Depunerea de reziduuri 18

La aceti factori restrictivi se adaug scderea continu a gradului de aprovizionare al solului cuelemente nutritive (azot, fosfor, potasiu) i scderea coninutului n humus al solurilor. Foarte multesuprafee ale terenurilor agricole sunt afectate de mai muli factori restrictivi cu repercursiuni asupra

produciei, calitii acesteia i creterii costului de producie. Pe 72,6% din terenurile agricole din claselede calitate II-V sunt necesare investiii foarte mari pentru ameliorarea terenurilor i nlturarea factorilorrestrictivi ai capacitii de producie a solurilor (Dumitru, 2002).

1.4 ROLUL PEDOLOGIEI N ECOSISTEMELE TERESTRE


4/45

n natur ca i n societatea uman, solul ndeplinete importante funcii globale, care sunteseniale pentru asigurarea existenei pe Terra, prin acumularea i furnizarea de elemente nutritive ienergie organismelor vii i prin asigurarea celorlalte condiii favorabile dezvoltrii acestor organisme.

1. Funcia ecologic:- contribuie la reglarea compoziiei atmosferei i a hidrosferei prin participarea solului la

circuitul elementelor chimice i respectiv al apei n natur;- contribuie la stabilitatea reliefului, protejnd stratele adnci ale scoarei terestre;- prezint rol de atenuare a variaiilor brute ale unor caracteristici ale solului, reglnd

condiiile de dezvoltare ale plantelor;- acioneaz ca un filtru de protecie, prevenind contaminarea apelor freatice cu diferite

substane poluante;- prezint rol de sistem epurator de substane organice strine sau de microorganisme

patogene ajunse n sol;- asigur condiiile de protecie, funcionare i evoluie normal a biosferei;- determin protecia genetic a unor specii i implicit a biodiversitii;- reprezint habitatul de dezvoltare al organismelor din sol.

2. Funcia economic:- contribuie la producerea de fitomas care servete ca materie prim de baz pentru

producerea de alimente, mbrcminte, combustibil etc., prin intermediul funciilorsolului de rezervor i furnizor continuu de ap i nutrieni care-i confer proprietatea ceamai important respectiv fertilitatea solului;

- rol n regenerarea capacitii de producie a ecosistemelor, prin contribuia esenial lacircuitul elementelor chimice n natur (prin mineralizarea materiei organice).

3. Funcia energetic:- acumularea de energie chimic rezultat prin convertirea energiei solare prinprocesul de

fotosintez n substane organice i acumularea parial a acestora n sol sub form dehumus. Aceast energie se poate elibera n sol prin procesul de descompunere(mineralizare) a substanelor organice;

- face intermedierea schimbului de energie i substane ntre litosfer i atmosfer;- rol de absorbie a radiaiei solare i transferul de cldur ctre atmosfer.4. Funcia industrial:

- prezint un rol important n infrastructur pentru diferite construcii i instalaii, drumuri,autostrzi, aerodromuri, stadioane etc., sau spaiu de instalare de cabluri i conductesubterane;

- asigur materii prime pentru diferite ramuri industriale (argil, nisip, lut etc.).5. Funcia informatic:

- semnal pentru declanarea unor procese biologice sezoniere;

SOLUL

ECOLOGIC

ECONOMICINDUSTRIAL

ENERGETIC

INFORMATIC


5/45

- nregistreaz i reflect fidel, etapele din evoluia istoric prin pstrarea unor caractererelicte sau a unor relicve arheologice.

Solul prezint un rol esenial n funcionarea normal a ecosistemelor terestre i acvaterestre,reprezentnd o uzin imens, la scar mondial permanent productoare, prin procese automorfe, defitomas care constituie baza dezvoltrii organismelor heterotrofe, inclusiv a omului. Fr asigurarea dectre fitomas a nutriiei cu hidrai de carbon, proteine i ali compui, ca i a energiei necesare, viaa pe

glob nu ar exista i nu s-ar putea derula (Florea, 2003).Prin funciile pe care le ndeplinete, solul reprezint una din cele mai valoroase resurse naturale,

folosit de om pentru a obine produsele vegetale de care are nevoie. Solul, ca i corpurile acvatice,alctuiesc cele mai importante medii pentru producia de biomas.

Fiind folosit de om n procesul produciei vegetale, solul reprezint totodat un mijloc deproducie, principalul mijloc de producie n agricultur i silvicultur, acesta fiind o resurs regenerabil,atta timp ct utilizarea sa de ctre om nu influeneaz negativ funcionalitatea acestuia.

CAPITOLUL 2

PRINCIPALII FACTORI PEDOGENETICI

Factorii pedogenetici sunt componeni ai mediului nconjurtor a cror aciune au contribuit laformarea nveliului de sol. Formarea solului este condiionat de aciunea complex a factorilorpedogenetici care acioneaz ntre partea superioar a zonei de contact dintre litosfer cu biosfera,atmosfera i hidrosfera. Rolul principal n formarea nveliului de sol l au urmtorii factori pedogenetici:roca, clima, relieful, vegetaia i fauna, apa freatic i stagnant, timpul i activitatea antropic. Toi aceti

factori sunt n strns interdependen i au declanat procesele de pedogenez care au condus la formareanveliului de sol. Solul nu se poate forma i nu poate evolua n cazul n care unul din aceti factori nuacioneaz n procesul de pedogenez.

S O L U L

VegetaiaFauna

Relieful RocaApa freatici stagnant

Clima

Activitateaantropic

Timpul


6/45

2.1 ROCA CA FACTOR PEDOGENETIC

n procesul de pedogenez roca influeneaz prin proprietile fizice, compoziia mineralogic ichimic, care se regsete i n partea mineral a solului. Procesele pedogenetice se desfoar diferit nfuncie de caracteristicile rocilor, astfel solificarea decurge mult mai lent n cazul rocilor magmaticecompacte (granit, gabrou, andezit, riolit) comparativ cu rocile sedimentare unde solificarea se desfoar

ntr-un ritm rapid i pe o adncime mai mare. Astfel solurile din zona de step i silvostep formate peroci sedimentare (loess, argile, nisipuri) au un profil mult mai mare, dect solurile din zonele de deal imunte unde datorit rocilor compacte profilul este mai redus. Pe rocile compacte, acide se formeaz soluridebazificate cu textur grosier, cuo permeabilitate ridicat, srace n humus i n elemente nutritive.

Solurile formate pe roci bazice sunt soluri rezistente la debazificare cu permeabilitate redus, cuun coninut ridicat de materie organic i o fertilitate ridicat. Un exemplu de influena a rocii asupraformrii solurilor l constituie rocile ultrabazice (calcare, dolomit, gips), care indiferent de zona n care sentlnesc duc la formarea Rendzinelor. Alte roci determin caracteristici particulare n cazul unor soluri cade exemplu marnele (Faeozim marnic), sau calcare bogate n oxizi de fier (Eutricambosol rodic). Existsituaii n care roca nu are un rol hotrtor n geneza solurilor, dar toate caracteristicile importante alesolurilor depind de cele ale materialului parental. n cazul solurilor formate pe loess acestea au o texturmijlocie, caracteristicile morfologice sunt bine reprezentate i prezint o fertilitate foarte ridicat, la polul

opus aflndu-se solurile formate pe nisipuri (Psamosolurile) care prezint o fertilitate redus datoritproprietilor materialului parental pe seama crora s-au format. Distribuia rocilor determin iuniformitatea nveliului de soluri, de aceea cu ct acestea sunt mai uniforme cu att solurile prezint ouniformitate mai ridicat.

2.2 ROLUL CLIMEI N PEDOGENEZ

Clima acioneaz n procesul de pedogenez att direct ct i indirect prin intermediul vegetaiei acrei dezvoltare i distribuie este influenat de parametrii climatici (temperatura i precipitaiile).Temperatura influeneaz intensitatea proceselor care au loc n sol: alterarea, mineralizarea ihumificarea resturilor vegetale, procesele de adsorbie, evapotranspiraia etc.

Descompunerea resturilor vegetale n zona de step, se manifest cu o intensitate mult mai mare

comparativ cu zonele mai reci, unde descompunerea este mult mai lent, resturile organice fiindnedescompuse sau parial descompuse. Temperatura influeneaz i activitatea organismelor imicroorganismelor din sol. n general bacteriile, prefer un mediu mai cald comparativ cu ciupercile, carecontribuie la descompunerea resturilor vegetale n zone mai reci. Toate aceste procese sunt n strnslegtur i cu precipitaiile, care acioneaz prin percolare, stagnare i scurgere, producnd diferiteprocese care influeneaz pedogeneza solurilor. Se constat o cretere a coninutului de argil odat cucreterea precipitaiilor. Un rol important al precipitaiilor se nregistreaz n cazul percolrii carbonatuluide calciu pe profilul de sol n zonele aride, unde se formeaz Kastanoziomurile carbonatul de calciuntlnindu-se de la suprafaa solului. Odat cu creterea precipitaiilor acesta este levigat pe profilul desol, astfel c n zonele cu precipitaii de peste 650 mm carbonatul de calciu nu se mai ntlnete peprofilul de sol.

Climatul are o mare influen asupra proceselor de eroziune eolian i hidric a solurilor prin

principalele sale componente vntul i apa.n ara noastr pentru caracterizarea climatului se utilizeaz Indicele de Martonne (Iar) sau

indicele de ariditate:

Iar =10T

P

P -precipitaii medii multianualeT - temperaturile medii multianuale


7/45

Indicele de ariditate prezint urmtoarele valori n condiiile climatice din ara noastr: n jur de17 n zona de step, 50 n zona de pdure i peste 80 n zona montan.

2.3 ORGANISMELE VEGETALE I ANIMALE

Solurile nu se pot forma n lipsa factorului biotic, i anume vegetaia. Totui acest factor nu poate

fi considerat ca variabil independent deoarece este determinat de clim, sol i condiiile locale (Florea,2004).

Vegetaia influeneaz formarea solului prin furnizarea de materie organic solului, contribuind laacumularea humusului n sol att n ceea ce privete cantitatea ct i calitatea acestuia.

Astfel, n zonele de step pe seama descompunerii resturilor vegetale provenite de la vegetaiaierboas bogat n elemente bazice, cantitatea de humus rezultat este mai mare, acesta fiind alctuit dinacizi huminici care imprim solurilor o culoare nchis. Solurile formate sunt bogate n humus i elementebazice care determin un grad nalt de fertilitate (Cernoziomurile). Solurile formate n zonele de pduresunt caracterizate printr-o mare aciditate, coninut sczut n elemente nutritive, materia organic este slabhumificat (se formeaz humus brut) iar activitatea biologic este redus (Districambosolurile). Foarteimportant este i proveniena resturilor vegetale, deoarece sub vegetaia provenit din pdurile defoioase, acestea antreneaz de dou-trei ori mai multe elemente nutritive comparativ cu resturile vegetale

provenite din pdurile de conifere.Vegetaia are un rol hotrtor asupra distribuiei nveliului de sol deoarece dup schimbarea

asociaiilor vegetale se pot stabili limitele de soluri n teritoriu. n general vegetaia acioneaz n procesulde solificare ntr-un timp foarte ndelungat, schimbarea asociaiilor vegetale producndu-se mult mairapid dect schimbarea nveliului de sol.

Activitatea faunei din sol prezint alturi de vegetaie, o influen foarte mare n procesul depedogenez al solurilor. Fauna existent n sol a fost grupat n funcie de mrime n microfauna (animalecu dimensiuni 80 mm).

D.C. Coleman i D.A. Crossley, (1996) au stabilit influena faunei n circuitul nutrienilor i rolulexercitat de acestea n procesul de structurare al solului dup cum urmeaz (tabelele 2.1 i 2.2):

Rolul faunei n formarea soluluiTabelul 2.1

Ciclul nutrienilor Constituia solului

Microflora(Bacteriile iciupercile)

Catabolizeaz materiaorganic. Mineralizeaz iimobilizeaz nutrienii.

Produce compui organicicare consolideaz agregatelesolului

Hifele cimenteazparticulele n agregatestructurale

Microfauna Regleaz populaiile debacterii i ciuperci. Modificcircuitul nutrienilor

Pot afecta agregatelestructurale prin actiuneamicroflorei

Mezofauna

Regleaz populaiile deciuperci i microfauna.Fragmenteaz resturilevegetale.

Produce granule reziduale,creeaz biopori ideclaneaz procesul dehumificare


8/45

Macrofauna

Fragmenteaz resturilevegetale

Combin particuleleminerale cu cele organice.Distribuie microorganismelei materia organic.Contribuie la declanareaproceselor de humificare

Cele mai reprezentative organisme animale ntlnite n solTabelul 2.2

Denumirea Dimensiuni Orizontul

Nematozi < 1mmOrizontulO, A, B

Artropode < 1mm OrizontulO, A

Ostracozi < 1mm Orizontul O

Acarieni < 1mm OrizontulO, A

Collembole 1-6 mm OrizontulO, A

Viermi 3-15mm OrizontulO, A, B

Pduchi delemn

5-12 mm OrizontulO, A

Insecte 5-20 mm Orizontul O,A

Viermi 100 mm Orizontul A,B,C

Rme 20-200 mm OrizontulO,A,B,C

Un rol foarte important n sol l au rmele care prin activitatea lor duc la acumularea n sol adiferiilor compui specifici. Se consider c anual trec prin tubul digestiv al rmelor o cantitate de solcuprins ntre 50 i 600 t/ha.


9/45

2.4 ROLUL RELIEFULUI N PEDOGENEZ

Relieful influeneaz procesul de pedogenez al solurilor, att direct prin procese de eroziune,alunecri, colmatare, deflaie ct i indirect prin captarea n mod diferit a energiei solare, a apeideterminnd procese de solificare diferite. Relieful prin cele trei mari tipuri geomorfologice:macrorelieful, mezorelieful i microrelieful, acioneaz n distribuia solurilor prin repartiia difereniat a

cldurii i precipitaiilor odat cu schimbarea altitudinii. Macrorelieful cuprinde cele mai reprezentativeforme de relief: cmpie, platou, lanurile muntoase. n zonele montane unde relieful determin oschimbare altitudinal a climei i implicit a proceselor pedogenetice determin o etajare pe vertical asolurilor cu profil scurt i scheletice.

Formele de mezorelief i microrelief manifest un rol indirect, n principal prin modificareacondiiilor locale de clim i vegetaie, influennd n mod frecvent condiiile de drenaj al solurilor. nzonele depresionare pe lng apa czut din precipitaii, exist un aport de ap provenit din scurgerile depe versanii terenurilor nvecinate care determin procese de stagnare a apei la suprafaa soluluifavoriznd procesele de stagnogleizare. Pe terenurile vlurite datorit aportului diferit de umiditate,nveliul de sol prezint grosimi diferite deoarece apa antreneaz i particule de sol care se depun nprile joase determinnd grosimi diferite ale solului (fig. 2.1). Acumularea de humus este mai redus pecoame unde stratul de sol este mai mic i mai mare n partea inferioar, n comparaie cu carbonatul de

calciu care se ntlnete la adncime mai mic n partea superioar i mai mare n partea inferioar.

Fig. 2.1 Grosimea solului pe relief fragmentat

Expoziia versantului determin procese deosebite, prin faptul c versanii sudici beneficiaz de ocantitate de cldur mai mare, evapotranspiraia este mai intens i umiditatea deficitar. n cazulversanilor cu expoziie nordic acetia sunt mai reci, prezint o umiditate mai ridicat iar tipul de solformat este diferit n comparaie cu solul format pe versantul cu expoziie sudic sau sud-vestic. n anul1935 Milne a studiat modul de formare al solurilor de pe versani i a introdus noiunea de caten. Catenareprezint o secven de soluri situate de-a lungul unui versant. Factorul principal care determin aceastsecven de soluri este panta care condiioneaz infiltraia apei n sol, de care depinde permeabilitatea,distribuia covorului vegetal, influeneaz scurgerile de suprafa i antrenarea particulelor de sol dinpartea superioar n partea inferioar a versantului.

Pe forme depresionare se acumuleaz o cantitate mai mare de ap i astfel iau natere soluri

afectate de exces de umiditate, ca de exemplu preluvosolurile stagnice n timp ce pe terenurile plane naceleai condiii climatice se formeaz preluvosolurile. n funcie de relief variaz i condiiile de roc, dehidrografie i hidrologie care influeneaz formarea i diversificarea nveliului de sol.

2.5 APA FREATIC I STAGNANT

n general formarea solurilor decurge n condiii normale de umiditate ce caracterizeaz oanumit zon, acestea influennd procesele de eluviere-iluviere a diferiilor compui organici sauminerali, bioacumularea etc.

Grosimea soluluipe teren fragmentat


10/45

n unele cazuri procesul pedogenetic decurge n condiii de exces de ap, care poate fi de naturpluvial i este ntlnit la terenurile aflate n arii depresionare sau de natur freatic atunci cnd apafreatic se afl la adncimea de unde poate influena profilul de sol. Datorit excesului de umiditate, peprofilul de sol apar culori specifice datorit aeraiei slabe, n care au loc procese de reducere a hidroxizilorde fier i mangan determinnd apariia culorilor albstrui, verzui, cenuii. Aceste proprieti se numescproprieti reductomorfe iar orizontul format se noteaz cu Gr (gleic de reducere). Atunci cnd alterneaz

condiiile de reducere cu cele de oxidare, cum sunt de exemplu zona franjei capilare i orizonturile desuprafa ale solurilor cu niveluri fluctuante ale apei freatice apar culori glbui, ruginii iar orizontul senoteaz cu Go (glei de oxido-reducere). Solurile influenate de apa freatic sunt mai bogate n materieorganic, au un orizont humifer mai profund, debazificarea i procesele de eluviere -iluviere sunt reduseiar solurile formate se numesc gleiosoluri.

n cazul n care apa freatic conine sulfai, cloruri sau carbonai de sodiu determin mbogireasolului n sruri solubile datorit proceselor de salinizare, solurile formate se numesc solonceacuri.Procesele de alcalizare sunt datorate acumulrii de ioni de sodiu schimbabiln sol (Soloneuri).

Proprietile stagnice ale solurilor sunt legate de saturaia determinat de apa stagnant temporarla suprafaa solului sau n partea superioar a profilului de sol. Orizontul format prezint culori vineii,albstrui, verzui cnd apa stagneaz o perioad mai lung de timp iar orizontul se numete stagnogleic(W) iar solurile poart denumirea de stagnosoluri. Atunci cnd apa stagneaz o perioad scurt de timp pe

profilul de sol determin apariia culorilor glbui, rocate datorate oxidrii compuilor de fier i mangan,proprietile se numesc hipostagnice, iar orizontul stagnogleizat rezultat se noteaz w.

2.6 TIMPUL CA FACTOR PEDOGENETIC

Procesele pedogenetice care duc la formarea solului se desfoar n timp, acestea desfu rnd-sepe durata a sute, mii sau chiar milioane de ani. Cu toate c durata exact de formare a unui sol este dificilde stabilit, se poate aprecia vrsta unui sol n funcie de gradul de dezvoltare a profilului de sol.

Cnd formarea solului ajunge la echilibru cu mediu se consider c a fost atins stadiul de climaxde evoluie, n care intrrile n sistemul sol sunt echilibrate de ieiri.

Solurile pot fi monogenetice (soluri recente) cum sunt cernoziomurile, kastanoziomurile, la careformarea a nceput n condiii similare cu cele actuale i poligenetice (unele luvosoluri) la care se regsesc

att caracteristici ale evoluiei n condiii actuale ct i caracteristici ale genezei din fazele anterioareacestea fiind considerate motenite sau relicte. Vrsta absolut a solurilor nu poate fi stabilit dupprofilul de sol, deoarece intervin numeroi factori (relieful) care joac un rol important n frnareadezvoltrii solului. Cele mai recente soluri care au vrst 0 sunt considerate terenurile eliberate de ape,att natural ca urmare a retragerii acestora ct i antropic, rezultate n urma efecturii diferitelor lucrri dendiguire sau amenajare (Aluviosolurile din Balta Ialomia, Balta Brila, etc.).

Formarea profilului de sol n mod natural se produce cu o rat de 1 mm n 200-400 ani. Perioadade formare a unui profil de sol n cazul solurilor evoluate este estimat la 2000-10.000 de ani. Pentrudeterminarea vrstei solului se utilizeaz Metoda carbonului radioactiv dup raportul izotopilor 14C, 12C.Vrsta Cernoziomurilor Cmpiei Ruse este considerat la circa 10.000 ani, podzolurile din Scandinavia la5-6000 ani. Determinri privind vrsta solului s-au efectuat i n Romnia pe baza datrii cu 14C amateriei organice din solurile situate n partea de sud a rii. Astfel orizontul A la cernoziom s-a format n

urm cu 1500-2000 de ani, iar in cazul preluvosolului orizontul A dateaz de 1000 de ani. Acestedeterminri nu reflect vrsta solului ci a materiei organice din orizontul superior. Totui se poate apreciavrsta solului n funcie de gradul de dezvoltare al profilului de sol. Cu ct solurile sunt mai binedifereniate, prezint un grad de alterare mai mare i cu ct schimbrile suferite n procesul de pedogenezsunt mai accentuate comparativ cu rocile pe seama crora s-au format acestea au o vechime mai mare.


11/45

2.7 FACTORUL ANTROPIC N PROCESUL DE PEDOGENEZ

Activitatea antropic nu este considerat un factor natural pedogenetic, dar datorit aciunii saleomul poate influena direct sau indirect evoluia solurilor. Odat cu intensificarea tehnologiilor agricolede ctre om prin modificarea ecosistemului, solurile au suferit modificri att n sens pozitiv ct inegativ.

n urma fertilizrii cu ngrminte organice i minerale a solurilor agricole se reface consumul denutrieni n sol care au fost ndeprtai odat cu ridicarea recoltei. Introducerea sistemelor de irigaiicompenseaz deficitul de ap din punct de vedere climatic dar totodat pot produce creteri ale umiditiin sol isrturarea acestuia ca urmare a utilizrii apei necorespunztoare.

Prin nlocuirea sistemelor naturale cu agroecosisteme se modific regimul hidric al solurilor prinnlocuirea vegetaiei naturale cu culturi care pot produce apariia excesului de umiditate dup defriareapdurilor. Pe versani sunt intensificate procesele de eroziune ale solului sau favorizarea deflaiei eolienen cazul solurilor nisipoase. n ultima perioad datorit industrializrii accelerate, mari suprafee de solurisunt afectate mai mult sau mai puin de diferite procese de degradare, n care solurile pot suferi oacidifiere pronunat i o contaminare cu metale grele sau substane chimice provenite din emisiileindustriale. Extraciile de petrol pot produce poluri ale soluluicu petrol sau ap srat. Cu toate c soluleste considerat un sistem depoluator, care acioneaz ca un filtru biologic capacitatea sa de depoluare este

limitat. De asemenea, suprafee nsemnate sunt scoase din circuitul agricol pentru exploatri miniere desuprafa, construcii, drumuri etc. care modific ecosistemul zonal. Prin aplicarea msuriloragropedoameliorative omul poate ameliora fertilitatea sczut a solurilor, prin modificarea n sens pozitiva nsuirilor fizice, chimice i biologice.

CAPITOLUL 3

FORMAREA I ALCTUIREA PRII MINERALE A SOLULUI

3.1 ORIGINEA I COMPOZIIA LITOSFEREI

n prima faz a solificrii partea superioar a litosferei era alctuit din roci masive, dure rezultateprin rcirea i consolidarea magmei telurice. Aceste roci n timp au fost supuse aciunii factorilor demediu care au dus n prima faz la dezagregarea rocilor dure n funcie de compoziia acestora. Asupra

rocilor mrunite a acionat tot timpul factorul biologic, determinnd transformri fizico-chimice ibiochimice care au dus la formarea solurilor.Litosfera cuprinde ptura solid de la suprafaa Terrei, avnd o grosime de aproximativ 70-120 de

km i este alctuit din minerale i roci (tabelul 3.1).Mineralele sunt substane anorganice solide i omogene din punct de vedere fizico-chimic. Rocile

au rezultat prin asocierea pe cale natural ntre dou sau mai multe minerale.


12/45

Principalele elemente ntlnite n litosfer, atmosfer,hidrosfer i biosfer (%)

Tabelul 3.1

Elemente Litosfera Atmosfera Hidrosfera Biosfera

Hidrogen 2,9 66,4 49,8

Oxigen 60,4 21 33 24,9Carbon 0,16 0,03 0,01 24,9Azot 78,3 0,27Siliciu 20,5 0,033Aluminiu 6,2 0,016Fier 1,9 Calciu 1,9 0,006 0,07Fosfor 0,08 0,03Clor 0,33 Sulf 0,04 0,017 0,017

n general sunt foarte puine elemente n stare nativ care intr n alctuirea litosferei, majoritatea

se gsesc sub form de combinaii chimice care alctuiesc mineralele. Sunt cunoscute peste 3000 deminerale n litosfer, pondere mai ridicat prezentnd cca. 100 dintre acestea.Mineralele n funcie de compoziia lor au fost grupate n:

1.Clasa elementelor nativeSulf (S), Cupru (Cu), Aur (Au), Argint (Ag), Platina (Pt), Diamant (C),etc.

2.Clasa sulf uri lor cuprinde combinaii ale sulfului cu diferite metale sau metaloizi. Cele maireprezentative sunt: pirita (FeS2), blenda (ZnS) i galena (PbS).

3.Clasa srurilor haloide cuprinde mineralele rezultate din combinarea halogenilor cu diferitemetalesarea gem (NaCl), silvina (KCl), fluorin (CaF2).

4.Clasa oxizilor i hidroxizilorrezult din combinarea metalelor i metaloizilor cu oxigenul sau cugruparea hidroxil. Cei mai rspndii sunt oxizii de fier: hematitul (Fe 2O3), limonitul (FeO[OH] nH2O), oxizii de siliciu-cuarul (SiO2) i oxizii de mangan: piroluzita (MnO2).

5.Clasa srurilor oxigenatecuprinde sruri naturale ale acizilor oxigenai care n funcie de radicalulacidului se grupeaz n:

a. nitraii - sruri ale acidului azotic: salpetru de Chile (NaNO3) i salpetru de India(KNO3);

b. carbonaii - sruri ale acidului carbonic: calcitul (CaCO3), magnezitul (MgCO3) idolomitul (CaMg(CO)3;

c. sulfaii- sruri ale acidului sulfuric: gipsul (CaSO4 2H2O) i anhidritul (CaSO4);d. fosfaii - sruri ale acidului fosforic: apatita (Ca5F(PO4)3i vivianitul Fe3(PO4)2 8H2O;e. silicaii - mineralele ce compun aceast clas reprezint circa 90% din volumul total al

litosferei. n general toate rocile magmatice, metamorfice si sedimentare sunt formate peseama silicailor.

Silicaii au la baza formrii lor, grupri de SiO4, cu configuraie tetraedric, numite tetraedrii de

SiO4. Un tetraedru de siliciu privit izolat se prezint ca o grupare ionic avnd un atom de siliciu ncentru i 4 ioni de oxigen n coluri (SiO4)4-.La baza structurii silicailor se afl gruparea tetraedric SiO4

4-legtura Si-O fiind cea mai puternicdin toate structurile cristaline cunoscute (fig. 3.1). Stabilitatea acestei grupri este dat de raza mic aionului de siliciu (0,39) i de raza mare a ionului de oxigen (1,32), rezultnd o mpachetare foartestrns a gruprii SiO4

4-. Interesant este faptul c ionii se pot nlocui ntre ei, de exemplu Si 4-cu Al3+, cucondiia ca volumele lor ionice s fie apropiate i reeaua cristalin s rmn neutr.


13/45

Fig. 3.1 Schema tetraedrului de SiO44-

Dup modul n care se angreneaz tetraedrii de SiO44-pot rezulta mai multe tipuri de structuri, cu

minerale reprezentative pentru fiecare tip de structur, din care pot fi studiate numai acele minerale caresunt rspndite icare sub o form sau alta, influeneaz procesul de solificare.

Participnd la constituia solului cu o pondere apreciabil, studierea silicailor prezint oimportan deosebit.

Dup modul de formare silicaii pot fi: primari i secundari (cei care se formeaz din silicaiiprimari n cursul unor procese de alterare i care prezint o constituie mai complicat i un caracter maipmntos).

Din punct de vedere chimic, silicaii pot fi: acizi (n general cei de culoare deschis), i bazici (ceide culoare nchis, silicai feromagnezieni), influennd n mod diferitformarea i proprietile solului.

n funcie de structura lor cristalin, silicaii se clasific n mai multe grupe:

Silicai cu structur insularDintre acetia cel mai rspndit este mineralul olivin (Mg, Fe)2SiO4, un silicat feromagnezian

care se altereaz uor datorit prezenei fierului n stare de oxidare +2 (n condiii atmosferice stabilefierul este trivalent) .

Fig. 3.2 Silicai cu structur insular

Silicai cu grupe finite de tetraedri de SiO44-

Au o structur intern asemntoare cu a silicailor insulari, dar tetraedrii de siliciu n acest caz segrupeaz cte doi (Si2O7), trei (Si3O9) i ase (Si6O18). Silicaii din aceast grup au proprietiasemntoare cu cele ale silicailor cu tetraedrii izolai de SiO4

4-.Dintre aceti silicai cel mai cunoscut este turmalina. Aceasta cristalizeaz hexagonal, are o

culoare neagr, brun sau albastr. Se ntlnete n rocile metamorfice i n cele magmatice.

Silicai cu structur n lanuri infinite de tetraedri de SiO44-

Silicaii din aceast grup prezint proprieti asemntoare, comportndu-se foarte apropiat dinpunct de vedere chimic. n general, sunt silicai feromagnezieni cu grad de alterare mare, de culoarenchis i un aspect fibros. Se deosebesc dou subgrupe n funcie de natura lanurilor formate:

- silicai cu lanuri simple, numii piroxeni, din care mai rspndit este augitul,un silicat cu ocompoziie chimic complex. n roci acetia se recunosc dup aspectul scurt columnar, n sprtur avndaspectul unor pete de culoare nchis (verde, brun i mai frecvent neagr), de multe ori cu conturhexagonal (fig. 3.3).


14/45

Fig. 3.3 Silicai cu structur cu lanuri simple

-silicai cu lanuri duble(sau n benzi), numii amfiboli, din care mai rspndit este hornblenda.Se recunoate n roci dup aspectul alungit, sub form de bastonae de mrimi foarte diferite de culoareneagr sau neagr-verzuie (fig. 3.4).

Fig. 3.4 Silicai cu structur n lanuri duble

Silicai cu structur n strate infinite de tetraedriAu un aspect foios i sunt foarte rspndii n rocile metamorfice i sedimentare. Principalele

grupe de silicai care prezint un rol foarte important n procesul de solificare sunt:A. Grupa micelor:- mica alb(muscovit) (Si3Al)O10(OH)2Al2K, este un aluminosilicat foarte rezistent la procesul

de alterare, care poate ajunge pn n depozitele sedimentare sub forma nisipurilor micacee.- mica neagr (biotit) (Si3Al)(O)10(OH)2(Mg,Fe)3K, este un aluminosilicat feromagnezian cu

rezisten mic la alterare, n urma cruia rezult compui ai fierului, magneziului, potasiului, aluminiului,de culoare neagr.B. Grupa cloritelor care cuprinde un ansamblu de minerale sub form de mase solzoase sau

lamelare de culoare verzuie, deseori asociate n rocile metamorfice cu sericitul.C. Grupa mineralelor argiloase, prezint proprieti comune: sunt minerale secundare, cu

aspect de mase afnate, fin granulare, deschise la culoare (alb, cenuiu, roz, glbui), cu duritate mic deunde rezult un tueu unsuros. Prin umezire prezint miros specific de pmnt reavn, cu volum variabiln funcie de umiditate (la umezeal i mresc volumul, gonfleaz; prin uscare i micoreaz volumul, secontract). De asemenea, prezint o proprietate chimic deosebit de important i anume capacitatea deschimb cationic (funcioneaz ca nite shimbtori de cationi, cationii).

Dei apropiate din punct de vedere fizic i chimic se pot deosebi trei grupe de minerale argiloase:- mice hidratate: illitul provenit din mic alb i vermiculitul provenit din alterarea biotitului.Structura este n foie tristratificate cu distana dintre ele de 10 i cu o capacitate de schimb

cationic de 40 me/100 g sol.- montmorillonit(grupa smectit) i beydellitcu structur n foie tristratificate cu distana ntre ele

de 14 - 19 , cu o capacitate de schimb cationic de 85 - 150 me % i respectiv 55 - 65 me/100 g sol.- caolinit - halloysit, cu structur bistratificat, cu distana ntre foie de 7 i cu capacitatea de

schimb cationic de 10 - 15 me/100 g sol.


15/45

Fig. 3.5 Structur plan

Silicai cu structur spaial

Aceti silicai determin formarea unor reele poroase, uoare, de culoare deschis. Mai rspndiii mai importani n procesul de solificare sunt feldspaii care pot fi: potasici (ortoclazi) unghiurile dintrefoiele de clivaj fiind de 900; ca reprezentant: ortoza (Si3AlO8)K; calcosodici (plagioclazi), unghiurile declivaj sunt n general mai mari de 90o, mineralele mai rspndite din aceast grup fiind albitulSi3AlO8Na i anortitulSi2Al2O8Ca.

Fig. 3.6 Structur spaial

3.2 PROCESELE DE FORMARE A PRII MINERALE A SOLULUI

Mineralele i rocile de la suprafaa scoarei terestre sunt supuse permanent unor procese intensede transformare sub aciunea agenilor atmosferei, hidrosferei i biosferei. n urma acestor procese, rociledure au devenit afnate, permeabile pentru ap i aer, iar elementele chimice au trecut n forme simpleuor accesibile plantelor. Procesele care au contribuit la transformarea rocilor dure sunt dezagregarea ialterarea.

3.2.1 Dezagregarea

Dezagregarea este procesul fizico-mecanic prin care rocile policristaline, coezive, sunt

fragmentate n pri mai mici, fr ca natura mineralogic a rocilor s fie afectat.a) Dezagregarea datorit variaiilor de temperatur (dezagregarea termic)

Se manifest sub influena razelor solare, care produc nclzirea stratului superior al rociloracestea dilatndu-se mai mult dect stratele profunde (rocile i mineralele sunt corpuri rele conductoarede cldur care nu se nclzesc uniform de la suprafa spre interior). ntre stratele rocilor apar tensiuniperpendiculare pe suprafa care determin fisuri paralele pe suprafaa rocilor. n cursul nopii cndtemperaturile scad, nveliul exterior al rocii se contract mai mult dect stratele interne ale rocilor ducndla apariia unor fisuri perpendiculare pe suprafaa rocii. Repetarea proceselor de dilatare i contraciecontribuie n timp la formarea de crpturi i fisuri care favorizeaz mrunirea rocilor. De asemenea,


16/45

culoarea mineralelor determin intensitatea proceselor de dezagregare, mineralele melanocrate (culorinchise) se nclzesc mult mai rapid dect mineralele leucocrate (de culoare deschis) iar procesul dedezagregare se desfoar mult mai rapid. Totodat, rocile poliminerale care conin mai multe minerale auproprieti termice diferite i dezagregarea lor este mult mai rapid dect la rocile monominerale.Dezagregarea datorat variaiilor de temperatur este mai accentuat n zonele de pustiu i n z onelemuntoase, unde variaiile diurne de temperatur au o amplitudine mai mare.

b) Dezagregarea datorit ngheului i dezgheului (gelivaia)Se produce prin ptrunderea apei n fisurile produse de dezagregarea termic, n cazul apariiei

temperaturilor de nghe 00C sau mai mici. Prin ngheare apa i mrete volumul cu aproximativ 9%,exercitnd presiuni laterale de 2000-6000 kg/cm 2 asupra pereilor i crpturilor contribuind lafragmentri ale rocilor. Acest proces se manifest n zonele nalte cu ngheuri puternice dar i n zonatemperat unde exist ngheuri repetate n timpul iernii.

c) Dezagregarea sub aciunea biosferei (dezagregare biomecanic)Se desfoar cu intensiti mai reduse comparativ cu dezagregarea termic i se manifest pe arii

geografice largi. Acest proces are loc prin ptrunderea rdcinilor plantelor, a cror cretere n lungime igrosime exercit presiuni de 30-100 kg/cm2, producnd mrunirea rocilor la adncime mai mare. Deasemenea rdcinile pot secreta anumite substane care prin dizolvare, determin slbirea coeziunii dintreparticule. Animalele care triesc n sol (mamifere, viermi, rme, insecte) au o aciune indirect,

contribuind la amplificarea dezagregrii prin favorizarea ptrunderii n roc a aerului ia apei.Factorul antropic poate contribui n mod indirect la dezagregarea rocilor prin efectuarea de lucrri

de construcii, de drumuri, de exploatare a carierelor i a exploatrilor miniere.d) Dezagregarea sub aciunea apelor curgtoare, a zpezii ia ghearilor

Apele curgtoare acioneaz n procesul de dezagregare n mod diferit din bazinul superior ctrecel inferior. Pe cursul superior al rurilor datorit pantelor mari i scurgerilor rapide, predomin procesulde dislocare a rocilor i de mrunire prin izbire, frecare i rostogolire. Pe cursul mijlociu, procesulprincipal este determinat de transportul materialului erodat prin suspensie, fragmentele cu diametrul maimic de 0,8 mm i prin trre cel grosier. Fragmentele grosiere n urma proceselor de transport idiminueaz dimensiunile prin spargere, lefuire i dizolvare. Pe cursul inferior al apelor curgtoare,datorit vitezei reduse a acestora are loc depunerea materialelor sub form de aluviuni de diferitediametre. Aciunea zpezilor i ghearilor se manifest n zonele montane, unde n timpul avalanelor sunt

desprinse blocuri de roc care sunt mrunite prin rostogolire i lovire. De asemenea, ghearii n timpuldeplasrii lor desprind roci pe care le mrunesc sub aciunea greutii ile depun ca material morenic.

e) Dezagregarea prin aciunea vntuluiVntul se manifest cu intensiti diferite n regiunile n care vegetaia este redus sau lipsete n

general n zonele deertice i pe culmile munilor. Aciunea mecanic a vntului cuprinde trei procesedistincte:

a. erodarea- produce lefuirea rocilor sub aciunea intensitii vntului ncrcat cu diferiteparticule de roci. Vntul reuete s lefuiasc excavaiuni de diverse forme i mrimi(ex. Babele, Sfinxul de pe platoul Bucegi, (fig 3.7).


17/45

Fig 3.7 BabeleMunii Bucegi

b. transportulvntul transport n toate direciile prin rostogolire sau prin aer particule dediferite mrimi caren urma lovirii cu diferite obstacole sau a frecrii ntre ele, acesteasunt mrunite n fragmente din ce n ce mai mici.

c.

sedimentarea se manifest n momentul ncetrii aciunii vntului prin depunerea lasuprafaa solului a materialului transportat. Materialul depus d natere la depoziteeoliene sub form de dune i interdune (atunci cnd materialul transportat a fost nisipos).

f) Dezagregarea sub aciunea forei gravitaionaleSe produce n zonele accidentate, unde fragmentele de roc sunt desprinse de pe marginea

abrupturilor, iar n cdere se lovesc de alte roci i se mrunesc. Gravitaia se manifest i pe versaniiputernic nclinai din zonele montane unde sunt desprinse i deplasate gravitaional blocuri mari de piatrcare se mrunesc prin izbire, frecare i rostogolire.

Mrunirea rocilor conduce la creterea suprafeei de contact ntre partea solid pe de o parte iaerul, apa de cealalt parte.

Pentru aprecierea suprafeei de contact se impune cunoaterea granulometriei fragmentelor

rezultate prin fragmentarea unitii de volum a solidului. Dac presupunem c fragmentul avea formaunui cub cu muchia de 1 cm atunci suprafaa de contact a acelui corp cubic este de 6 m2/m3. Diviznd acelcorp prin dezagregare n cuburi cu laturi de 1 cm suprafa de contact crete de 100 de ori (tabelul 3.2).

Creterea suprafeei particulelor rezultate prin divizarea unui cubcu latura de 1 cm

Tabelul 3.2

Latura cubului Numrul decuburi

Suprafaa cuburilor

1 cm 1 6 x 1 =6 cm21/2 = 0,5 cm 23 6 x 2 =12 cm21/4= 0,25 cm 43 6 x 4 =24 cm2

1/10=1mm 103

6 x 10 = 60 cm2

1/100=0,1 mm 1003=106 6 x 100 =600 cm2

1/1000=0,01 mm 10003=109 6 x 1000=6000 cm2

1/10000=0,001 mm 100003=1012 6 x 10.000=6m2

1/100.000=0,0001mm =0,1 100.000=1015 6 x 100.000=60m2

1/1.000.000=0,01 1.000.0003=1018 6x1.000.000=600m2

n urma proceselor de dezagregare se formeaz un strat afnat de diferite grosimi, alctuit dinfragmente cu dimensiuni variate de la bolovani i pietre la fragmente de dimensiuni mici de nisip fin i


18/45

praf. Acesta reprezint roca mam sau materialul parental pe seama cruia ncep procesele de formare asolurilor.

3.2.2 Alterarea

Alterarea este procesul chimic prin care mineralele primare din roci sunt transformate subaciunea factorilor externi (apa, aerul, vieuitoarele) n minerale secundare, cu proprieti noi, deosebite demineralele iniiale.

Procesele de alterare se desfoar concomitent cu procesele de dezagregare care nlesnescdesfurarea acestora prin mrirea suprafeei de contact ca urmarea mrunirii materialului mineral.

1. Aciunea apei n procesele de alterareApa este principalul agent al transformrilor chimice de la suprafaa litosferei, care particip n

procesul de alterare, fie sub form molecular (H2O) fie sub form ionic (H+i OH-).

Principalele procese de alterare a mineralelor sub influena apei sunt hidratarea, hidroliza idizolvarea.

Hidratarea reprezint procesul fizico-chimic care const n atragerea apei la suprafaa

particulelor minerale (hidratare fizic), i/sau ptrunderea apei n reeaua cristalin a mineralelor(hidratarea chimic).

Hidratarea fizicconst n atragerea moleculelor de ap la suprafaa particulelor, rezultate nurma proceselor de dezagregare datorit energiei libere existente i a caracterului de dipol al moleculei deap.

Moleculele de ap suntatrase de sarcinile libere n jurul cristalului formnd un strat subire de apnumit ap pelicular. Gradul de hidratare al mineralelor depinde de mrunirea materialului. Cu ctacesta este mai mrunit cu att cantitatea de ap reinut este mai mare.Apa pelicular reinut de cristaleste suficient de stabil pentru ca ea s nu fie ndeprtat gravitaional ci doar prin evaporaie odat cucreterea temperaturii.

Hidratarea fizic nu schimb compoziia chimic a reelelor mineralelor dar favorizeazdesfurarea altor procese.

Hidratarea chimicreprezint procesul de ptrundere a apei n reeaua cristalin a mineralelor,provocnd schimbarea reelei cristaline i chiar a sistemului de cristalizare.

CaSO4+2H2O Ca SO4 2H2O

anhidrit gips

Apa intrat n reeaua noului mineral, nu este disociat n H+ i (OH)-, ci rmne n staremolecular nedisociat. n aceste condiii procesul de hidratare poate fi reversibil prin nclzire,materialul hidratat descompunndu-se n mineral anhidru i ap liber avnd loc deshidratareamineralelor.

Hidratarea i deshidratarea se manifest la suprafaa pmntului unde exist oscilaii aletemperaturii, care determin variaii ale presiunii vaporilor de ap din atmosfer. n general h idratarea se

manifest ntr-un climat umed iar deshidratarea n zonele cu climat secetos.DizolvareaReprezint procesul de dispersie n ap a substanei minerale pn la nivel molecular sau ionic. n

urma dizolvrii se obine o soluie mineral alctuit din ap care reprezint mediul de dispersie isubstana dizolvat numit component solubilizat.

Dizolvrile pot fi: congruente la care substana dizolvat n ap revine la starea chimic iniialdup evaporarea solventului (apa) i incongruent n care substana dizolvat nu mai revine la stareachimic iniial dup evaporarea solventului.


19/45

Ex. n urma dizolvrii feldspatului potasic n ap la temperatur normal nu se mai obine unfeldspat prin evaporarea apei ci un amestec de K(OH) i SiO2 nH2O avnd o structur amorf totaldeosebit de structura feldspatului.

Solubilitatea mineralelor pot varia n funcie de natura mineralelor dar i de condiiile fizico-chimice ale apei. Reeaua cristalin a mineralelor influeneaz foarte mult solubilitatea ace stora.Mineralele care prezint reele cu legturi ionice (clorurile, sulfaii, carbonaii) au o solubilitate mult mai

mare dect mineralele cu legturi covalente (cuarul, feldspai, sulfuri). Cu toate acestea solubilitateamineralelor depinde de diferiifactori cum sunt temperatura apei, pH-ul apei i compoziia acesteia.

Dizolvarea contribuie la alterarea rocilor care au liantul de legtur calcaros (gresiile calcaroaseprin dizolvare formeaz nisipurile), la levigarea carbonailor pe profilul de sol i la aprovizionareaplantelor cu elemente nutritive. Datorit dizolvrii calcarului, gipsului, masivelor de sare iau natereformele de relief carstic foarte des ntlnite n ara noastr.

Hidroliza - reprezint procesul de transformare a mineralelor ca urmare a nlocuirii cationilor cuionii de hidrogen din ap. Aceasta poate fi definit i prin efectele pe care le produce i anumedescompunerea unor sruri n prezena apei n acizii i bazele din care au provenit.

Hidroliza silicailor se produce n trei etape: debazificarea, desilicifierea i argilizarea.Debazificareaare loc n urma proceselor de dezagregare unde la suprafaa fragmentelor se gsesc

diferii ioni de K, Na, Mg i Ca. Apa ncrcat cu CO2disociaz n ioni de H+i OH-. Ionii de H avnd o

energie de schimb foarte mare ptrund n reeaua cristalin a silicailor i elimin dinreea ionii de K, Ca,Na i Mg. Ionii trec n soluie i formeaz cu gruprile OH diferite baze KOH, NaOH, Mg(OH)2, Ca(OH)2.

Desilicifierea reprezint faza n care din reeaua silicatului primar se pune n libertate o parte dinSiO2 sub form de silice secundar. Silicea secundar eliberat se depune sub form de pulberealbicioas.

n climatele calde i umede cele dou etape debazificarea i desilicifierea acioneaz simultanpractic se contopesc n una singur astfel nct hidroliza unui silicat complex se reduce la schema simpl:

silicat complex + ap disociat silice + baze.

Argilizarea - nucleele alumino-silicice rmase dup debazificare i desilicifiere sufer procese de

hidratare dnd natere unor silicai noi denumii silicai secundari. Aceti silicai sunt principaliiconstitueni ai argilei iar faza de formare a silicailor secundari se numete argilizare. Un exemplu lconstituie formarea caolinitului n urma proceselor de sintez dintre hidroxizii fundamentali:

4Al (OH)3+4Si(OH)4Al4Si4O10(OH)8+10H2Ohidroxizi caolinit ap

Viteza hidrolizei depinde de urmtorii factori:a) dimensiunea particulelor minerale - hidroliza crete n intensitate odat cu micorarea

dimensiunii cristalelor;b) concentraia ionilor de H+, exprimat prin pH-ul apei. Odat cu scderea pH-ului viteza

hidrolizei crete;

c) procesul de hidroliz se desfoar mai rapid odat cu creterea temperaturii n regiunilecalde i mai lent n regiunile umede;d) cantitatea de ap determin o cretere a hidrolizei deoarece prin circulaia sa vertical

elimin produii de hidroliz;e) gradul de instabilitate a mineralelor care depinde de compoziia chimic i de condiiile

de formare (anortit-ortoza-albitul).

2. Aerul ca agent al alterrii


20/45

La contactul cu aerul numeroase substane devin instabile reacionnd prin reacii de oxidare,reducere i carbonatare pentru a forma compui minerali mai stabili. Aceste procese de cele mai multe orise petrec n prezena apei.

Oxidareapoate fi definit ca:a. procesul de combinare a unei substane cu oxigenul 2SO2 + O2 = 2SO3 sau

pierdere de hidrogenH2S + O = H2O;

b. ca o cretere a valenei unui metal ca urmare a pierderi i de electroni, ca deexemplu trecerea fierului bivalent n fier trivalent sau a manganului bivalent nmangan trivalent sau tetravalent.

FeCl2+ Cl =FeCl3

Ionul Fe2+se combin cu oxigenul i formeaz oxidul feros (FeO) de culoare verde. Oxidul ferosse combin din nou cu oxigenul rezultnd oxidul feric (compus al fierului trivalent de culoare roie).

2FeO + O = Fe2O3(hematit)

Oxizii ferici pot intra n reacie cu apa rezultnd hidroxizii de fier coloidal de culoare glbuieconform reaciei:

Fe2O3+ 3H2O=2Fe(OH)3

Dac solurile au exces de umiditate iar apa este ncrcat cu CO2 oxidul feros poate trece nbicarbonat sau carbonat feros n funcie de concentraia de CO2.

FeO+CO2=FeCO3(carbonat feros)FeCO3+CO2+H2O=Fe(HCO3)2(bicarbonat feros)

Ca i n cazul fierului, manganul este eliminat din reeaua cristalin a silicailor i sufer aceleai

transformri. Prezena compuilor de fier i mangan pe profilul de sol imprim anumite culori specifice,culori rocate pn la glbui n funcie de gradul de hidratare al fierului datorate prezenei compuiloroxidai ai fierului i culori brun negricioase imprimate de oxizii i hidroxizii de mangan.

Reducereaeste procesul invers oxidrii prin pierderea oxigenului sau pierdere de sarcini pozitivei ctig de sarcini negative. Acest proces are loc n condiii anaerobe determinat de excesul de umiditate.

n stare redus, compuii feroi i manganoi sunt solubili, fiind asigurat circulaia acestorelemente n sol i n plant, n timp ce n stare oxidat precipit pe profilul de sol.

Fe2O32Fe+3O

Mn2O32MnO+O

nsuiri reductoare au i hidrogenul i hidrogenul sulfurat din mediile anaerobe prin desfurarea

urmtoarelor reacii:

Fe2O3+H2 2FeO+H2OFeO+H2S FeS+H2O

Procesele de oxidare i reducere se petrec deseori concomitent n urma alternrii perioadelor deaerobioz cu cele de anaerobioz, iar orizonturile de sol prezint un aspect marmorat, colorit pestri. Pefondul vineiu-verzui al compuilor de fier apar pete glbui, ruginii ale oxizilor de fier i pete brune-negricioase ale oxizilor de mangan.


21/45

Carbonatarea este determinat de dioxidul de carbon din ap, care acioneaz asupra bazelorrezultate din alterarea rocilor i mineralelor dnd natere la carbonai i bicarbonai. Dizolvarea n ap aCO2 determin apariia acidului carbonic care este mult mai agresiv asupra mineralelor comparativ cudioxidul de carbon.

CO2+H2OH2CO3

Reacionnd cu bazele alcaline (KOH, NaOH) acidul carbonic duce la formarea unor carbonaifoarte solubili n ap:

2KOH+H2CO3K2CO3+2H2O

2NaOH+H2CO3Na2CO3+2H2O

Reacia acidului carbonic cu Ca i Mg determin formarea carbonailor de Ca i Mg care sunt maipuin solubili n ap.

Ca (OH)2+CO2CaCO3+H2O

Solubilitatea n ap a carbonatului de calciu este foarte redus, de ordinul a 2-3mg/l i poateprecipita n sol. Dac n ap exist un exces de H2CO3prin dizolvarea continu n ap a CO2carbonaiitrec n bicarbonai de calciu, care sunt uor solubili.

CaCO3+H2CO3=Ca(HCO3)2

Odat cu ndeprtarea pe profilul de sol a carbonailor la baza acestuia treptat se acumuleazcarbonai insolubili care duc la formarea orizontului Cca (carbonatoacumulativ). n zonele n care unuisezon umed i succede unul uscat cu evaporaie intens datorit circulaiei ascendente carbonaii potreveni n orizonturile superioare sub form de bicarbonai, unde pot trece din nou n carbonai. Fenomenulpoart denumirea de recarbonatare. Carbonatarea i decarbonatarea sunt procese reversibile adic are loc

att formarea de carbonai cti levigarea lor din roci sau din soluri.

3. Vieuitoarele ca agent al alterriiOrganismele animale i vegetale au un rol important n procesele de alterarea a mineralelor i

rocilor, att direct prin activitatea lor, ct i indirect prin produsele rezultate din activitatea saudescompunerea lor.

Referitor la aciunea direct a organismelor n procesul de alterare biologic, plantele inferioaresunt reprezentate prin bacterii (aprox. 1 miliard de bacterii ntr-un gram de sol), ciuperci (pn la 1milion/gram de sol), alge (pn la 100.000/gram de sol) i licheni. Acestea se fixeaz direct pe suprafaamineralelor i rocilor contribuind la alterarea lor prin elementele pe care le extrag pentru hran i prinsubstanele acide pe care le secret:

-bacteriile anaerobe i asigur oxigenul necesar metabolismului lor din oxizi, prin reducerea

fierului i manganului trivalent;-ciupercileptrund cu ajutorul hifelor n porii i fisurile rocilor, contribuind att la dezagregarea

lor ct i la alterarea silicailor primari, prin acizii pe care -i secret (acidul carbonic, diveri acizi organicietc.);

-lichenii contribuie ca i ciupercile prin acizii secretai (acidul carbonic, acidul lichenic) laalterarea mineralelor de la suprafaa rocilor, iar prin hifele cu care ptrund n pori, la dezagregarea acestorroci.

Alterarea biologic a rocilor dure datorat plantelor inferioare, alturi de dezagregarea i alterareachimic, contribuie la formarea unui strat de 5-10 mm grosime, condiie necesar pentru instalarea


22/45

plantelor superioare care la rndul lor continu alterarea biologic. Prin activitatea rdcinilor plantelorsuperioare care extrag selectiv elementele chimice, acestea pot produce modificri ale compoziiei rocilor.Secreiile rdcinilor plantelor pot conduce la alterarea mai rapid a silicailor primari din roci, iar aciziiorganici rezultai n urma descompunerii sub aciunea microorganismelor reacioneaz cu componenteleminerale din roci i sol formnd complexe organo-minerale de tipul humailor de Ca, Fe, Al etc.Organismele animale acioneaz n procesul de alterare indirect prin eliberarea de CO2, H, H2S, NH4, acizi

minerali i organici (rezultai n urma descompunerii resturilor organice) care acioneaz asupramineralelor i rocilor prin procese de oxidare i carbonatare.

3.2.3 Produsele rezultate n urma proceselorde dezagregare i alterare

n urma proceselor de dezagregare se formeaz particule grosiere de diferite mrimi iar n urmaproceselor de alterare rezult compui noi cu proprieti diferite de rocile sau mineralele pe seama croras-au format. Principalele produse rezultate n urma proceselor de dezagregare i alterare sunt: bolovani,pietre, pietri, nisip, praf, minerale argiloase, silice coloidal, oxizi i hidroxizi, sruri.

Bolovani i, pietrelei pietriulreprezint fragmente de roci cu diametrul cuprins ntre 2-200 mm,rezultate n urma proceselor de dezagregare, avnd o compoziie foarte variat din punct de vedere al

alctuirii mineralogice.Nisipul rezult n urma proceselor de dezagregare a diferitelor minerale i roci. n funcie de

diametrul particulelor, nisipul se clasific n nisip grosier (2 -0,2 mm) i nisip fin 0,2-0,02 mm. Nisipulprovine n general din dezagregarea cuarului acesta fiind practic nealterabil, fiind alctuit din cuar,feldspai i mice i determin la soluri o permeabilitate ridicat pentru ap i aer. Nisipul nu elibereazelemente nutritive prin alterare i nu posed capacitate de reinere a elementelor nutritive, n acestecondiii nu contribuie la fondul nutritiv, influennd numai starea fizic a solurilor.

Praful este tot un produs al dezagregrii i alterrii fiind alctuit din particule cu diametrulcuprins ntre 0,02-0,002 mm. Praful prezint aceeai compoziie mineralogic ca a rocii pe seama creias-a format. Intr n alctuirea rocilor sedimentare detritice less, depozite lessoide, aluviuni depuse subaciunea vntului sau a apei.

Mineralele argiloase. Conform recomandrilor Comitetului de Nomenclatur al Societii

Mineralelor Argiloase termenul de argilse refer la un material natural alctuit n principal din mineralefin granulate care sunt n general plastice, la coninuturi potrivite de ap i care se ntrete, devenind durela uscare sau ardere (Guggenheim i Martin 1995). Structura mineralelor argiloase se bazeaz pecombinarea a dou tipuri de poliedri structurali: unii cu configuraie tetraedric i alii cu configuraieoctaedric. Primul tip se formeaz prin dispunerea a 4 atomi de oxigen n jurul unui atom de siliciu, sa ualuminiu (tetraedru), iar al doilea tip prin dispunerea a 6 atomi de oxigen i sau hidroxil n jurul unui atomde Al3+, Mg2+, Fe3+, Fe2+- octaedru (fig.3.8).

A B

O i/sau OH Al Si


23/45

Fig. 3.8 Poliedrii structurali care alctuiesc reeaua mineralelor argiloase. Tetraedru (A) i Octaedru(B)

Din punct de vedere al structurii mineralele argiloase se mpart n: minerale dimorfice sau custructur 1:1 (T-O) (grupa caolinit-serpentin) i trimorfice sau cu structur 2:1 (T -O-T) care cuprindegrupele micelor, smectitelor, vermiculitelor i cloritelor.

Silicea coloidal (SiO2 nH2O)se formeaz n soluri din alterarea silicailor. n soluri, siliceacoloidal se prezint sub form de pulbere albicioas i se ntlnete n orizonturile eluviale.

Oxizii i hidroxiziin soluri apar frecvent oxizi i hidroxizi sub form de pelicule, depuse la suprafaa altor minerale,

ca ageni de cimentare a agregatelor de sol sub form de concreiuni de diferite dimensiuni i foarte rar caacumulri singulare distincte n sol.

Ponderea cea mai mare n masa solului o au oxizii i hidroxizii de Si, Al, Fe i Mn rezultai nurma proceselor de alterare a substratului mineral.

Oxizii i hidroxizii de fier provin n soluri din alterarea mineralelor care conin n reeauacristalin o cantitate ridicat de fier. n funcie de condiiile mineralogice ale materialului parental, deumiditate, temperatur i reacie n soluri pot exista urmtorii hidroxizi i oxizi liberi de fier:

a) sub form de geluri amorfe de Fe(OH3);b) sescvioxizi de Fe divers hidratai dintre care cei mai rspndii n soluri sunt hematitul(Fe2O3) care este un oxid de fier nehidratat, iar ca oxizi de fier hidratai, limonitul 2Fe 2O33H2O i goethitul Fe2O3 H2O. Sescvoxizii hidratai imprim solurilor din zona mai umed oculoare brun-glbuie iar sescvioxizii nehidratai o culoare brun rocat sau rocat.

Oxizii i hidroxizii de aluminius-au format n urma proceselor de alterare a silicailor care coninioni de aluminiu. n sol, n prima faz acetia apar ca un gel amorf, incolor care n timp cristalizeaztreptat, trecnd prin diferite faze intermediare culminnd cu faza final unde se formeaz hidrargilitul

(Al2O3 3H2O) i diasporul (Al2O3 H2O) care este o form deshidratat a sescvioxizilor de aluminiu.Gelurile de hidroxid de aluminiu mpreun cu gelul de silice n regiunile umede formeaz complexesilico-aluminice amorfe care n timp duc la formarea de minerale secundare argiloase. n regiunilemontane hidroxizii de aluminiu migreaz pe profilul de sol mpreun cu humusul, silicea i hidroxizii defier i se acumuleaz n orizontul B humicoferiiluvial (Podzol).

Oxizii i hidroxizii de mangan se formeaz prin oxidarea ionilor de Mn din silicai (biotit,amfiboli, piroxeni). Se ntlnesc alturi de oxizii ferici n solurile afectate de exces de umiditate(Stagnosoluri i Gleiosoluri) n care predomin condiii de oxido-reducere. Pe profilul de sol pot fintlnii sub form de pete de culoarebrun-negricioas formnd neoformaii ferimanganice sau bobovine.Uneori aceste neoformaii ferimanganice sunt n ntregime sau n cea mai mare parte cu caracter relict attn soluri ct i n materialul parental.

Sruriles-au format n urma reaciilor dintre baze i acizi iar n urma gradului de solubilizarepot fi: uor, mijlociu, greu i foarte greu solubile. Srurile solubile sunt splate pe profilul de sol nfuncie de gradul de solubilizare i de cantitatea precipitaiilor.

Srurile uor solubilesunt sruri ale acidului azotic (azotai de Na, K, Ca etc.), clorhidric (cloruride Na, K, Mg, Ca, etc.), sulfuric (sulfai de Na, K, Mg), fosforic (fosfai monocalcici i dicalcici) icarbonic (carbonatul de sodiu). Aceste sruri solubile avnd o solubilitate ridicat sunt foarte uorndeprtate de pe profilul de sol.


24/45

Srurile mijlociu solubilesunt reprezentate prin sulfatul de calciu (gips).

Srurile greu solubile sunt reprezentate de carbonatul de calciu i magneziu. O importandeosebit nsol o are CaCO3care imprim solurilor un grad ridicat de favorabilitate prin mbuntireansuirilor fizico-chimice a acestora. Carbonatul de calciu devine solubil i poate fi ndeprtat pe profilul

de sol atunci cnd apa din precipitaii este ncrcat cu dioxid de carbon i carbonatul de calciu trece nbicarbonai.

Srurile foarte greu solubile se regsesc n solurile acide i sunt combinaii ale acidului fosforiccu fierul i aluminiul.

CAPITOLUL 4

FORMAREA I ALCTUIREA PRII ORGANICE ASOLURILOR

4.1 COMPOZIIA CHIMIC A RESTURILOR VEGETALE

esuturile plantelor verzi conin o cantitate de ap cuprins ntre 60 i 90% din greutatea total.Analizele efectuate n cazul resturilor vegetale, au demonstrat c un procent de 90-95% din greutateamateriei organice este constituit din carbon, oxigen i hidrogen.

n timpul fotosintezei plantele obin aceste elemente din dioxidul de carbon i ap, iar cenua ifumul rezultate n timpul arderii sunt de 5-10 % din materialul uscat. n cenua rezultat pot fi gsitemulte elemente nutritive luate de plante din sol cu toate c acestea sunt n cantiti mici, joac un rol vitaln nutriia plantelor i animalelor. Compoziia chimic a plantelor verzi cuprinde urmtoarele elemente(fig. 4.1).

Fig. 4.1 Compoziia chimic a plantelor verzi

Materia organic aflat n diverse stadii de transformare sub aciunea microorganismelor estealctuit din dou grupe principale de componeni:

1. Componeni de natur specific (substane humice) formate prin procese de descompunere sintez polimerizare care sunt caracteristice humificrii. n solurile bogate n materie organic,bine aerate din zonele de step i silvostep cu activitate biologic bun aceti componenireprezint 80-90% din masa humusului, iar n solurilor forestiere cu litier au un procent mult maisczut.

Apa75%Materie uscat 25%

Compui organiciCeluloza45%Lignine20%Hemiceluloz 18%Proteine8%Polifenoli2%Zaharuri i amidon 5%Grsimi 2%

Componenteelementare

Carbon42%Hidrogen8%Oxigen42%Cenu 8%


25/45

2. Componeni de natur nespecific (nehumici) care constau din resturi organice care pstreazstructura esutului i o parte din acestea sunt eliberate prin procese de descompunere n:

- diferite substane organice ca: lignine, celuloz, hemiceluloze, substane pectice, proteine,etc;

- produi intermediari de descompunere: monozaharide provenind din hidraii de carbon,aminoacizi din proteine, ali compui organici cu caracter acid, fenoli provenind din

lignine; grsimi, ceruri etc.Compoziia chimic este foarte diferit n funcie de proveniena resturilor vegetale, ierburile

perene fiind mult mai bogate n proteine i hemiceluloz dect resturile vegetale provenite de la vegetaiaforestier (tabelul 4.1).

Compoziia chimic pe grupe de substane organice a unor specii vegetale(dup M.M. Kononova, citat de Florea N., 2005)

Tabelul 4.1

Formaiavegetal Proteine Celuloz Hemiceluloz Lignin

Ceruri,rini,

grsimiIerburi perene

rdcini 1015 2025 25 - 40 10 - 15 10 - 12frunze 1220 15 10 - 20 5 -

Gramineerdcini 510 2530 25 - 40 10 - 15 5 - 12

Specii de foioasefrunze 410 1525 10 - 20 10 -lemn 1 4050 20 - 30 10 - 25 3 - 5

Specii de rinoasecetin 57 20 15 - 20 15 20 - 25lemn 1 4550 15 - 25 25 - 30 -

Muchi 510 1525 20 - 35 - -

Licheni 35 510 60 - 80 8 - 10 -Alge 1015 510 50 - 60 - -Bacterii 4070 - - - -

Modul de aprovizionare a solurilor cu resturi vege tale este diferit n funcie de tipul de biocenoznatural sau cultivat, deoarece n pajiti, pduri i culturi agricole solurile primesc anual la suprafa i ninteriorul lor cantiti diferite de resturi organice moarte, vegetale i microorganisme.

n cazul solurilor de sub pdure predomin acumularea de resturi vegetale la suprafaa soluluiconstituit din frunze, ace moarte, ramuri, fragmente de scoar, conuri, resturi organice moarte careformeaz o ptur continu numit litier. Aceasta este specific solurilor din zona forestier i prinfunciile ei contribuie n mare msur la anumite particulariti ale acestor soluri. Grosimea stratului delitier variaz n funcie de cantitatea de resturi vegetale czute anual la suprafaa solului precum i de

tipul vegetaiei forestiere avnd grosimi cuprinse ntre 1 -3 cm n zona pdurilor de conifere i 3-6 cm npdurile de foioase. n pduri pe lng litier solul primete materie organic i din rdcinile arborilor, arizomilor, bulbilor care contribuie la formarea humusului la solurile din zona de pdure (tabelul 4.2).


26/45

Cantitatea biomasei existente i productivitatea productorilorprimari n ecosistemele terestre

(Rodin et al., 1975 - citat din Pedogenesis and Soil Taxonomy, vol I., pag. 198)Tabelul 4.2

Tipul de ecosistem Biomasa existentkg/ha

Productivitateakg/ha.an

Tundr 200 - 35 000 40 - 3 500Pustiu 1.000 - 4.500 200 - 1 500Pajiti 20.000 - 40.000 3.000 - 46 000Pduri temperate cufrunze cztoare

90.000400.000 14.40021.000

Pduri de coniferetemperate i boreale

125.000 - 700.000 4.80012.800

Pduri tropicale itemperate - calde cufrunze late

120.000450.000 8.30021.000

La solurile din zona pajitilor la suprafaa solului se acumuleaz materie organic provenit dinpartea aerian i subteran a plantelor. Cantitile de resturi organice moarte sunt variabile n funcie detipul de pajiti i de tipul de sol. n pajitile bine ncheiate resturile organice din masa aerian a ierburilori rdcinilor nsumeaz n medie cca 11000 kg, ceea ce reprezint o cantitate de 2-3 ori mai mare dectmateria organic provenit de la vegetaia lemnoas.

Resturile organice ierboase depuse la suprafaa solului sunt repede descompuse n ntregime, pecnd la cele provenite din prile subterane ale plantelor descompunerea este mai lent i sunttransformate parial n humus.

4.2 PROCESELE DE DESCOMPUNERE A MATERIEI ORGANICE

Resturile organice constituite din esuturi vegetale i animale, microorganisme sunt atacate de

numeroi ageni fizici, chimici i biologici suferind diferite procese de descompunere. Viteza dedescompunere a resturilor vegetale i animale este foarte mult influenat de condiiile climatice. Astfel nzona de step caracterizat prin temperaturi ridicate i precipitaii sczute descompunerea resturilorvegetale se desfoar mult mai rapid n comparaie cu zona de pdure i montan unde datoritprecipitaiilor ridicate i temperaturilor sczute descompunerea este mai lent, anual rmnnd o cantitatensemnat de resturi vegetale nedescompuse sau parial descompuse.

Descompunerea resturilor vegetale se desfoar sub aciunea organismelor i microorganismelorcare utilizeaz materia organic pentru hran i surs de energie.

Mineralizareareprezint procesul prin care resturile organice depuse la suprafaa solurilor aeratesunt supuse urmtoarelor faze de descompunere: hidroliza, oxido-reducerea i mineralizarea total (fig.4.2).

Humificareaeste un proces complex de formare a unor substane organice specifice solului cu un

grad nalt de polimerizare. Substanele organice nou formate prezint uniti structurale care sunt alctuitedintr-un nucleu aromatic (fenolic sau chinonic) i catene laterale (lanuri alifatice) de diferite naturi:radicali hidrocarbonai, peptide, uronide etc. Catenele laterale prezint urmtoarele grupe funcionale:grupa carboxil (COOH), grupa fenolic (OH) i grupa metoxil (OCH 3). Nucleele aromatice sunt legatentre ele prin intermediul atomilor de C, O i N formnd lanuri de lungime variabil cu grad depolimerizare diferit.

Viteza de mineralizare i humificare a materiei organice n soluri se desfoar diferit n funciede condiiile de mediu, fiind mai rapid n zonele cu temperaturi ridicate, umiditate sczut, aeraie bun


27/45

i reacie neutr. n zonele umede i rcoroase cu o slab activitate biologic n condiii de aciditatepronunat, coninut redus de azot n materia organic iar humificarea se desfoar foarte lent.

OXIDO-REDUCEREA HIDROLIZA

Fig. 4.2 Etapele descompunerii componentelor organice

4.3 ACIZII HUMICI

Datorit formrii substanelor humice n condiii diferite de clim i vegetaie alctuirea acestoraeste diferit i n funcie de zona de formare se disting 3 mari grupe de acizi: acizi huminici, acizi fulvicii huminele.

Acizii huminici sunt compui rezultai n procesul de humificare care au un grad ridicat depolimerizare. Acetia rezult pe seama descompunerii resturilor vegetale de natur ierboas bogate nelemente bazice sub aciunea direct a bacteriilor. n cadrul acizilor huminici deosebim urmtoarele grupefuncionale: COOH (carboxil), OH (oxidril fenolice), CO (carbonil), OCH3(metoxil), NH, NH2, SO3H.Se cunosc trei grupe de acizi huminici: ac izi huminici cenuii, acizi huminici bruni i acizi huminici

himatomelanici.a) Acizi huminici cenuii sunt foarte puternic polimerizai din aceast cauz posed greuti

moleculare foarte mari pn la 100000, au culoare nchis (neagr, neagr-cenuie), coninutul de carbon58-62% i de azot pn la 7,5%. Aceti acizi predomin n general la solurile din zona de step bogate ncarbonat de calciu (Cernoziomuri, Faeoziomuri, Rendzine).

b) Acizi huminici bruni se carcterizeaz prin culori mai deschise, au un grad de polimerizaremijlociu, un coninut de carbon de 50-60% i 3-5 % azot. Se ntlnesc la soluri cu reacie acidLuvosoluri, Planosoluri, Alosoluri etc.

Substaneproteice

-peptide-aminoacizialifatici iaromatici-baze purinice i

pirimidinice

Hidraiide carbon

-hexoze-pentoze-aminozaharide-acizi ureici-celobioz

LignineleSubstanele tanante

comp. polifenolici

LipideleRinile

glicerinacizi grai

-acizi organici-alcooli-alcooli-amoniac-dioxid decarbon-ap

-oxiacizi-acizi organicivolatili-aldehide-alcooli-dioxid decarbon-ap

-fenoli-chinone-dioxid decarbon-ap

-acizi organicivolatili-hidrocarburi-dioxid decarbon-ap

MEDIULAEROBAcizi-HNO2,HNO3,H2SO4,H3PO4Sruri deCa2+, Mg2+,K+, Na+Amoniacul(NH4)

MEDIULANAEROBCH4, H2,

N2, H2S,H3PO4,

NH3, H2O,CO2

MINERALIZARE


28/45

c) Acizi himatomelaniciau o culoare roie-brun i se acumuleaz n materia organic aflat ndiferite stadii de descompunere. Prezint un coninut de carbon de 58-62%

Acizii fulvici sunt substanele humice cu gradul de polimerizare cel mai mic. Greutateamolecular este mic 2000-9000, au culoare glbui brun-glbuie i un coninut de carbon de42-52%. Seformeaz pe seama descompunerii resturilor organice provenite de la vegetaia lemnoas din zona desilvostep i pdure. Predomin n cazul solurilor acide sau slab acide.

Huminelereprezint fraciunea cea mai stabil a humusului, fiind alc tuite din acizi huminiciintim legai cu mineralele argiloase i din diferite substane organice asemntoare cu materia organicnedescompus.

4.4 PRINCIPALELE TIPURI DE HUMUS

n funcie de resturile organice i de condiiile ecopedologice ale proceselor de humificare nsoluri sau la suprafaa acestora se acumuleaz cantiti i categorii diferite de humus. n funcie decondiiile de aeraie n care are loc procesul de humificare (Duchaufour, 1970) distinge urmtoarele tipuride humus:

- n mediul n care predomin procesele de aerobioz: mull, moder i morul;- n mediul anaerob: turba i anmoor.Mullul se formeaz pe seama materiei organice complet humificat i amestecat intim cu

partea mineral a solului. Acest tip de humus este caracteristic solurilor aerate cu o bogat activitatemicrobian. n funcie de zona de formare se disting dou tipuri de mull: mull calcic i mull forestier.

-mullul calciceste puternic saturat n ioni de calciu, se formeaz pe seama vegetaiei ierboase dinzona de step fiind alctuit din acizi huminici puternic polimerizai. Determin formarea unui orizont Amolic de culoare nchis, negricioas cu o reacie neutr-slab alcalin. Raportul C:N este n jur de 10.

-mullul forestier este format pe substrat mineral necalcaros, este acumulat pe grosime mic nzona pdurilor de foioase fiind alctuit din acizi fulvici. Prezint culori brune-negricioase, o reacie slabacid sau moderat acid iar raportul C:N este de 12-15.

Moderul este un tip de humus alctuit din materie organic parial humificat, n care se potobserva esuturi de plante nedescompuse. Moderul se formeaz n soluri slab aerate cu umiditate ridicati temperaturi sczute. Raportul C:N este de 15-25. n funcie de zona de formare iau natere urmtoarele

tipuri de moder:-moderul forestier oligotroficse formeaz pe seama vegetaiei lemnoase din pduri de rinoase,

humusul format este moderat acid;-moderul calcic se formeaz din vegetaia dezvoltat pe materiale parentale calcaroase cu un

coninut ridicat de humai de Ca de culoare nchis. Se ntlnete n orizontul Oh la Rendzine;-moderul de pajiti alpine se ntlnete la solurile din zona montan se formeaz pe seama

vegetaiei ierboase constituit din graminee ntr-un climat foarte umed i rcoros. Acesta se acumuleazntr-un orizont A de culoare neagr foarte acid, raportul C:N este de 15-20.

-moderul hidromorfse formeaz la solurile afectate de exces de ap prelungit (Stagnosoluri) ncondiii de anaerobioz.

Morul - se mai numete i humusul brut deoarece este constituit din resturi vegetale foarte puindescompuse este foarte puternic acid avnd un raport C:N de 30-40 n orizontul organic i 25 n orizontul

A. Se ntlnete la solurile din zona montan acoperite de pduri de rinoase (molid i brad).Turba - este constituit din resturi vegetale nedescompuse sau parial descompuse ntr-un mediu

saturat cu ap n cea mai mare parte a anului. n funcie de natura vegetaiei se pot ntlni:- turba eutrofbogat n substane minerale care s-a format pe seama resturilor vegetale provenite

de la Carex(rogoz),Phragmites (trestie) i stuf. Turba eutrof este saturat n ioni de calciu raportul C: Neste mai mic de 30.

- turba mezotrof este mai srac n substane minerale i a luat natere din resturi organiceprovenite de la rogoz i muchi.


29/45

- turba oligotrofeste constituit din muchi n condiii de umiditate foarte ridicat i temperaturisczute din arealul montan. Se formeaz pe materiale parentale acide. Este o turb extrem de srac nsubstane minerale, acid raportul C:N este de 40.

Anmor- se formeaz n cazul solurilor afectate de exces de umiditate periodic provenit din apafreatic, i este constituit din materiale aluviale (argil, praf i nisip) i aproximativ 30% materie organicbine humificat. Se poate ntlni la unele soluri freatic umede la Gleiosoluri.

4.5 ROLUL HUMUSULUI

Humusul reprezint constituentul solului cu importante influene asupra nsuirilor fizice, chimicei biologice ale solurilor cu implicaii asupra strii potenialului de producie. Humusul imprim soluluiculori nchise contribuind la mrirea absorbiei radiaiilor calorice cu implicaii pozitive asupra regimuluitermic al solurilor. De asemenea are nsuirea de a contribui la formarea agregatelor structuralecontribuind prin capacitatea sa de cimentare la formarea structurii glomerulare i grunoase. Prin aceastambuntete indirect nsuirile aerohidrice ale solului prin mrirea porozitii, permeabilitii pentru api aer.

Datorit coninutului ridicat n azot i cationi bazici legai sub form de humai, humusulreprezint un rezervor de elemente nutritive pentru plante. mpreun cu mineralele argiloase humusul

formeaz complexul adsorbtiv al solului avnd rolul de reinere i schimb de cationi. n urma procesuluide mineralizare a materiei organice i prin capacitatea mare de adsorbie i schimb cationic humusulasigur aprovizionarea continu cu elemente nutritive uor accesibile pentru plante fiind elementulesenial alfertilitii solului. n soluri humusul este nu numai o surs continu de elemente nutritive, ci iun agent activ de reinere a acestor elemente date prin fertilizarea organic i mineral care n urmainteraciunii cu humus sunt levigate foarte uor.

Humusul reprezint un substrat prielnic pentru dezvoltarea microorganismelor. Astfel esteasigurat i intensificat dinamica biochimic a solului, totalitatea proceselor de transformare asubstanelor i energiei n sol. Substanele humice i ali compui organici cu caracter acid provenite dinhumus acid elibereaz ioni de H+ n sol i mresc concentraia acestora n soluie crescnd aciditateasolului. Aceast influen este cu att mai nsemnat cu ct humusul este mai nesaturat i solul este maisrac n baze. Turbele oligotrofe, humusul brut, moderul sunt bogate n acizi fulvici i reprezint o surs

important de ioni de H+n sol.


30/45

CAPITOLUL 5

FORMAREA I ALCTUIREA PROFILULUI DE SOL

Succesiunea de orizonturi pedogenetice care se observ pe profilul de sol de la suprafa pn lamaterialul sau roca parental constituie profilul pedogenetic.

Orizonturile pedogenetice sunt strate de sol, paralele cu suprafaa terenului, relativ uniforme,difereniate fizic, chimic i morfologic ntre ele rezultate prin procesul de formare a solului, proprieticare difer de cele ale stratelor supra sau subiacente prin urmtoarele caracteristici uor msurabile nteren: culoarea, textura, structura, consistena, prezena sau absena carbonailor, a neoformaiilor, etc.Pentru identificarea orizonturilor de sol sunt necesare totui, uneori, determinri de laborator pentrucompletarea observaiilor din teren.

n afar de orizonturile pedogenetice, unele soluri prezint stratificaii datorit neuniformitiiiniiale a materialului parental care marcheaz discontinuiti litologice. O succesiune de diferitemateriale nu trebuie considerat ca orizonturi pedogenetice, ci ca "strate". Deosebirea dintre ele nu estentotdeauna foarte clar, deoarece procesele de formare a solului acioneaz pe ntregul material stratificat(stratul este o depunere mecanic de material fr legtur genetic cu formarea solului; orizonturilepedogenetice sunt formate prin procese pedogenetice n timp i prezint legturi ntre ele, secvena lor

avnd caracter unitar).n mod curent, solurile sunt caracterizate prin succesiunea specific de orizonturi i prin

descrierea i definirea proprietilor fiecrui orizont. Se noteaz cu simboluri care au o anumitsemnificaie calitativ de ordin general, care ns nu nlocuiete descrierea.

Sistemul iniial de notare a orizonturilor A, B, C, D, R a evoluat n timp astfel c s-a difereniat dela o ar la alta.

n prezent n Romnia a fost introdus sistemul adoptat de un grup FAO (1967, revizuit n 1990),n care se folosesc urmtoarele litere pentru orizonturile principale: T, O, A, E, B, C, i R (cu deosebireafa de FAO c n loc de simbolul H se utilizeaz simbolul T pentru orizontul turbos; de asemenea sefolosete notaia AC n loc de Bk).

n cele mai multe cazuri orizontul O i C i ntotdeauna orizontul R nu sunt orizonturipedogenetice, ci strate sau orizonturi litologice (nepedogenetice), deoarece caracteristicile lor nu sunt

produse ale proceselor pedogenetice. Ele sunt totui introduse ca orizonturi sau strate principale pentru csunt elemente importante, de referin n profilul de sol.

Notaiile de orizonturi fiind bazate pe morfologia acestora i reflectnd efectele pedogenezei suntutilizate n caracterizarea sintetic i identificarea solurilor.

Pe lng aceste orizonturi pedogenetice principale, se utilizeaz n caracterizarea solurilor i oserie de orizonturi pedogenetice denumite de asociere, care nu se folosesc independent, ci numai asociateunuia dintre orizonturile principale menionate anterior, caracterele lor grefnduse pe orizontul cu care seasociaz. Aceste orizonturi sunt: G, W, sa, na, sc, ac, y, z, an - care se scriu dup orizontul cu care seasociaz - de ex: AG, CG, BW, Asa etc.

De asemenea, la descrierea solurilor se utilizeaz i o serie de sufixe literale pentru subliniereaunor caracteristici ale orizontului sau cifre arabe pentru subdivizarea orizonturilor, redate mai departe.

5.1 PROCESE PEDOGENETICE DE DIFERENIEREA ORIZONTURILOR

Principalele procese pedogenetice care au loc n solurile din Romnia sunt: bioacumularea,argilizarea, eluvierea, argiloiluvierea, cheluviere-chiluviere (eluviere-iluviere humicoferiiluvial),gleizarea i stagnogleizarea, saliluviere - sodizare i procesele vertice.

a) Bioacumularea constituie esena procesului de pedogenez i const n acumularea nstraturile superioare ale profilului de sol a materiei organice aflate n diferite stadii de descompunere.Humusul format n urma procesului de mineralizare a res turilor vegetale se integreaz cu partea mineral


31/45

a solului ceea ce duce la formarea unui orizont bioacumulativ (orizontul A) sau a unui orizont deacumulare a materiei org

Pedologia solului

Documents

Transcript of Pedologia solului