Documente online.
Username / Parola inexistente
  Zona de administrare documente. Fisierele tale  
Am uitat parola x Creaza cont nou
  Home Exploreaza
Upload



















































Componentii solului

Geologie


Componentii solului

Solul este un corp natural afanat, eterogen si polidispers format la suprafata scoartei terestre. El a rezultat din transformarea substantelor minerale si organice cu ajutorul apei, aerului si organismelor vii. Drept urmare, materialele din care este constituit solul, privite din punctul de vedere al starii lor de agregare, se gasesc sub forma solida, lichida si gazoasa. Partea solida care reprezinta cca. 50% din volum, este formata din materie minerala si materie organica. Restul este reprezentat de apa si aer.



Aceste componente ale solului se afla in interactiune si sunt in proportii variate in diferitele soluri, dar si pe profilul de sol.

In afara acestor materii, in sol se gaseste componenta vie. Ea este de o importanta deosebita, deoarece organismele vii influenteaza toate procesele ce se petrec in sol.

1. Materia minerala solida

Materia minerala solida a solului ia nastere prin transformarea rocilor la suprafata scoartei terestre in urma proceselor de dezagregare si alterare chimica. Prin dezagregare roca este fragmentata in bucati, mai mari sau mai mici, iar prin alterare mineralele primare din roca sunt descompuse partial sau total, cu formarea de compusi minerali noi. In majoritatea solurilor, materia minerala solida depaseste 90 – 95 % din masa solului uscat.

Avand in vedere modul cum se formeaza  rocile ce alcatuiesc scoarta terestra, acestea au fost clasificate in trei mari categorii: roci magmatice, roci sedimentare si roci metamorfice.

Rocile din care provine materia minerala solida a solului se mai numesc in pedologie, roci parentale.

1.1. Clasificarea rocilor din punct de vedere pedologic

In stiinta solului, clasificarea rocilor scoartei terestre a avut in vedere modul cum acestea raspund la actiunea diversilor factori pedogenetici, precum si la natura produsilor rezultati in urma diferitelor procese de dezagregare si alterare.

Cea mai utilizata clasificare in acest scop este cea care are in vedere chimismul global al rocilor. Ea se identifica cu clasificarea rocilor magmatice, bazata pe continutul de silice si de elemente bazice. Aceasta clasificare a stabilit ca rocile scoartei terestre se pot imparti in patru grupe principale:

Rocile acide, se caracterizeaza prin continutul ridicat in silice. Cele mai cunoscute sunt: granitele, granodioritele, riolitele, dacitele, gnaisele, micasisturile, filitele sau gresiile cuartoase.  

Rocile neutre, sunt roci bogate in feldspati. In aceasta grupa sunt incluse: dioritele, sienitele, trahitele, tufurile andezitice si o mare parte din rocile argiloase.

Rocile bazice, sunt sarace in silice sau prezinta cantitati importante de carbonati. Asa sunt gabrourile, bazaltele, amfibolitele, sisturile verzi, tufurile, sticlele bazaltice si marnele.

Rocile ultrabazice, contin in proportie mare olivina sau carbonati. Aici sunt incluse peridotitele, calcarele, dolomitele si marmorele.     

1.2. Transformarea rocilor

In general, rocile se formeaza in conditii de presiune sau temperatura inalta, avand proprietati adaptate acestor conditii. Atunci cand ajung la contactul cu celelalte geosfere, aceste roci se gasesc in noi conditii si sufera un ansamblu de procese prin care, adesea, ele isi schimba complet starea lor primara. Procesele principale ale transformarii rocilor, numite si procese de meteorizatie, sunt de natura fizica, fizico-chimica si chimica. Procesele de natura fizica se petrec sub actiunea unor forte 343f59d mecanice si ele sunt cunoscute, mai ales, sub denumirea de dezagregare. Procesele fizico-chimice si chimice sunt grupate in ceea ce numim alterarea rocilor.

1.2.1. Dezagregarea rocilor

Procesele de natura fizica duc la faramitarea rocilor prin tensiunile ce apar in interiorul rocii ca urmare a modificarii conditiilor initiale, aceste modificari fiind cauzate de actiunea agentilor externi.

Dezagregarea rocilor este de fapt faramitarea mecanica a rocilor in fragmente mai mari sau mai mici, fara modificarea compozitiei chimice a acestora. Rocile, inca de la formarea lor, prezinta o serie de discontinuitati (diaclaze, planuri  de sistozitate, suprafete de strate etc.) sau goluri (porozitati, spatiile dintre elementele minerale ale rocilor granulare etc.), ce usureaza actiunea factorilor externi.

Procesele de dezagregare a rocilor sunt cauzate de variatiile de temperatura, variatiile de umiditate, cristalizarea unor substante, actiunea biologica sau de disparitia presiunii litostatice.

Variatiile de temperatura, ce au loc la suprafata terestra, se produc periodic (diurn sau sezonier) sau intamplator (deplasarea unor mase de aer rece sau cald). Efectul cel mai important il au insa oscilatiile diurne de temperatura, mai ales variatiile bruste, cauzate de radiatia solara directa si indirecta din timpul zilei. Rocile se incalzesc mai mult sau mai putin in functie de culoarea lor. Rocile sau mineralele de culoare inchisa absorb o cantitate mai mare de energie, incalzindu-se puternic, pe cand cele de culoare deschisa reflecta o mare parte din radiatii si se incalzesc mai putin. De asemenea, rocile se incalzesc mai puternic la suprafata si mai putin catre interior. Acele portiuni care se incalzesc mai mult, se vor dilata mai tare, decat cele care s-au incalzit mai putin, producand tensiuni mari in roca. In timpul noptii, racirea se produce mai rapid la suprafata, astfel ca procesul de contractare a rocilor cauzeaza aparitia de fisuri intre diferitele minerale sau intre partile externe si interne ale rocilor. In acest fel, are loc o slabire a coeziunii rocii, producandu-se dezagregarea sa. Cel mai mare efect al acestui proces se petrece in regiunile descoperite de vegetatie. Astfel, in regiunile desertice, ziua rocile se incalzesc pana la 70ฐ-80ฐ C, iar noaptea temperatura lor coboara pana catre 0ฐ C.

Variatiile de volum prin inghet-dezghet este un alt proces care duce la dezagregarea rocilor. Apa se infiltreaza in cele mai fine crapaturi ale rocii sau in porii acestora. Prin inghet ea isi mareste volumul cu cca. 9%, producand o presiune foarte mare asupra peretilor fisurilor. Datorita faptului ca procesul incepe de la suprafata catre interior si pe masura ce inghetul continua, presiunile devin tot mai accentuate catre adancime.

Dezagregarea prin inghet-dezghet este foarte activa mai ales in regiunile periglaciare, unde alternanta inghetului si dezghetului este foarte frecventa.

Variatiile de umiditate pot provoca dezagregarea unor roci, cum sunt argilele, marnele sau sisturile argilo-marnoase. Fenomenul se manifesta cu intensitate  mai mare in cazul prezentei in aceste roci a mineralelor de tip smectitic, care prin umezire isi maresc foarte mult volumul, creand presiuni si deplasari ale unor parti din roca. Prin uscare, roca se contracta, aparand numeroase fisuri care fragmenteaza roca. Procesul de umezire si uscare repetata este mult mai evident la suprafata rocilor argiloase. Aici, ziua, sub efectul insolatiei, roca se usuca foarte puternic, iar noaptea, prin racire, vaporii de apa din aer condenseaza si umezesc roca. Prin uscare se creeaza numeroase crapaturi, care maruntesc roca. Acest proces mai este cunoscut si sub numele de automulcire.

Cristalizarea unor substante din apele care circula prin crapaturile rocilor se produce in urma evaporarii  apei care le vehiculeaza. Prin cresterea cristalelor se produc presiuni asupra peretilor fisurilor, ceea ce provoaca in timp dezagregarea rocilor. Procesul acesta este foarte frecvent in regiunile aride, unde evapotranspiratia apei se petrece rapid.

Actiunea biologica in procesul de dezagregare a rocilor este data mai ales de radacinile plantelor. Acestea, pentru fixarea plantei si pentru extragerea substantelor utile, patrund in porii sau fisurile rocii pe care le largesc treptat, dezagregand roca. Si animalele provoaca dezagregarea rocilor, atat prin saparea de galerii, cat si prin presiunea calcaturii animalelor mari.

Disparitia presiunii litostatice este un fenomen ce duce la dezagregarea rocilor. In interiorul scoartei rocile sunt compactate datorita presiunilor mari generate de rocile supraiacente. Prin ajungerea la suprafata ca urmare a eroziunii si eliberarea de presiunea litostatica, are loc o destindere a rocii, intre granulele si stratele ei aparand fisuri fine, care treptat, prin largirea lor, pot provoca faramitarea rocii.

1.2.2. Alterarea chimica a rocilor

Alterarea chimica reprezinta totalitatea transformarilor suferite de mineralele din roci sub actiunea agentilor externi (a apei, aerului si a vietuitoarelor). Aceste transformari se petrec in insasi natura chimica a mineralului initial, rezultand adesea alti compusi. Alterarea se petrece mai ales in prezenta apei. Aceasta, prezentand unele molecule sub forma disociata, adica de ioni de hidrogen (H+) si de hidroxil (OH-), actioneaza fie ca un acid, fie ca o baza, in functie de compusii minerali care sunt intalniti in natura. Disocierea apei este mai intensa cu cat temperatura este mai ridicata, astfel ca, procesele de alterare sunt mult mai active in regiunile calde, decat in cele reci. De asemenea, procesele de alterare, depinzand de prezenta apei, sunt foarte intense in regiunile cu umiditate ridicata si foarte reduse in regiunile aride. Alterarea depinde si de compozitia chimica a rocilor, de structura lor sau de pozitia lor in relief. Alterarea rocilor este un fenomen complex, la desfasurarea lui participand mai multe procese simple, ca: dizolvarea, hidratarea, hidroliza, oxido-reducerea si carbonatarea.

Dizolvarea este un proces de trecere in solutie sub forma ionica sau moleculara a unei substante minerale. In natura, principalul dizolvant este apa.

Dizolvarea se poate realiza fara a exista o reactie chimica intre apa si mineralul solubilizat, si, in acest caz, prin evaporarea apei substanta dizolvata revine la starea chimica initiala. Acest tip de dizolvare este un proces pur fizic. Asa este cazul sarii geme (NaCl) care prin dizolvare in apa trece sub forma ionica de Na+ si Cl-, iar prin evaporarea apei, redevine sarea initiala. Carbonatul de calciu (CaCO3 ) si carbonatul de magneziu (MgCO3) sunt greu solubili, dar solubilitatea lor creste in prezenta bioxidului de carbon in apa, datorita trecerii carbonatilor in bicarbonati (acestia fiind de cca. 10 ori mai solubili decat carbonatii). Reactiile chimice sunt:CaCO3 + H2O + CO2 Ca(HCO3)2

Prin reducerea concentratiei CO2 in apa, reactia se petrece invers, adica bicarbonatul se descompune in carbonat, CO2 si apa, iar carbonatul precipita, realizandu-se astfel substanta initiala.

Solubilitatea mineralelor in apa nu este constanta, ea variaza in functie de tipul de  mineral si de conditiile fizico-chimice ale solventului, in primul rand de temperatura, pH-ul si compozitia apei.

Temperatura apei joaca un rol important, prin faptul ca unele minerale se dizolva mai repede odata cu cresterea acesteia. Asa sunt silicatii, clorurile sau oxizii. Alte minerale, cum ar fi carbonatii, sunt mai solubili cu cat temperatura apei este mai mica. Cunoasterea acestor aspecte ne ajuta la intelegerea proceselor ce se petrec in roci, in diferite conditii de mediu.

Compozitia apei are importanta deosebita. Asa sunt carbonatii care se dizolva mult mai repede daca apa contine CO2. Puterea de dizolvare a apei depinde de pH-ul sau. Astfel, alumina (Al2O3) este solubila doar in apa foarte acida (pH < 4) sau foarte alcalina (pH > 9).

Procesul de dizolvare este frecvent in alterarea rocilor calcaroase, in levigarea sarurilor solubile si a carbonatilor pe profilul solurilor, la trecerea in solutie si indepartarea unor produse rezultate prin alte procese de alterare.

Hidratarea este un proces fizico-chimic prin care mineralele ajung sa contina apa. Moleculele de apa pot fi atrase doar la suprafata particulelor minerale, procesul fiind de natura fizica sau moleculele de apa pot intra in reteaua cristalina a mineralelor, in acest caz avand loc un proces chimic.

▪ Hidratarea fizica se refera la atragerea moleculelor de apa la suprafata particulelor minerale. Molecula de apa prezinta cei doi atomi de hidrogen la un capat, iar atomul de oxigen la celalalt capat. Ea actioneaza ca un mic magnet (numit si dipol de apa), fiind atrasa de valentele libere ale atomilor de la suprafata particulelor minerale (fig. 3). La suprafata particulelor minerale se formeaza astfel un strat subtire de apa, numit pelicula de apa adsorbita. Cantitatea de apa adsorbita este cu atat mai mare cu cat gradul de maruntire a particulelor minerale este mai accentuat si prin urmare exista mai multe valente libere la suprafata. Apa adsorbita este o apa legata fizic si nu poate fi eliminata decat prin cresterea temperaturii.

Tot ca hidratare fizica este apreciat si fenomenul de patrundere a apei intre foitele mineralelor argiloase, deoarece nu se modifica compozitia lor chimica.

Prin hidratarea fizica, are loc o marire a volumului si prin urmare o crestere a presiunilor dintre granulele rocii, in final putand duce la dezagregarea acestora.

Fig.  Schema hidratarii fizice a mineralelor (Dupa N. Florea, 1963)

▪ Hidratarea chimica este un proces mai complex, de patrundere a apei in reteaua cristalina a mineralelor, avand loc o modificare a retelei cristaline, deci o schimbare a naturii mineralului. Patrunderea apei se face fie sub forma moleculara (apa de cristalizare), fie sub forma de grupe OH- (apa de constitutie).

Anhidritul prin hidratare trece in gips:

CaSO4 + 2H2O CaSO4 ท 2H2O

Hematitul trece prin hidratare in oxid de fier hidratat sau in hidroxid de fier.

Fe2O3 + nH2O Fe2O3 ท nH2O (ca apa de cristalizare)

Fe2O3 + H2O Fe(OH) 3 (ca apa de constitutie)

Hidratarea chimica se realizeaza prin patrunderea grupelor de OH- in reteaua cristalina, fiind foarte des intalnita  in cazul silicatilor.

Deshidratarea este procesul opus hidratarii, mineralul pierzand apa de hidratare fizica sau chimica. Procesul are loc atunci cand scade foarte puternic concentratia vaporilor de apa din atmosfera sau cand mineralul este incalzit. In aceste conditii, intai se pierde apa legata fizic, apoi apa de cristalizare si in final apa de constitutie.

Prin hidratare volumul mineralului creste, iar prin deshidratare acesta se micsoreaza. Alternanta acestor procese duce la dezagregarea mineralelor respective.

Hidroliza

Silicatii, substantele cele mai raspandite din natura, sunt considerati a fi saruri ale acidului silicic , un acid slab, cu baze puternice, cum sunt hidroxidul de sodiu (NaOH), hidroxidul de potasiu (KOH), hidroxidul de calciu si altele. Dupa V. M. Golsdschmidt, scoarta Pamantului este compusa preponderent din silicati, cei mai raspanditi apartinand grupei plagioclazilor.                                                                                                 

Fiind substante insolubile in apa, alterarea silicatilor are loc, in principal, prin hidroliza, proces prin care se produce descompunerea sarurilor sub actiunea ionilor apei. In natura, o mica parte din moleculele de apa, cca. o molecula din 107 molecule, sufera o disociere in ioni de hidrogen H + si oxidril OH -.

Cu toata concentratia aceasta redusa, ionii de hidrogen sunt foarte activi, putand inlocui relativ usor cationii mineralelor silicatice. Acest proces, cunoscut si sub numele de debazificare, incepe prin inlocuirea cationilor de K, Na, Mg, Ca si altii, de la suprafata mineralelor silicatice si apoi din interiorul acestora. Eliberarea cationilor duce la combinarea lor cu gruparea oxidril (OH-), si formarea de baze solubile. Acestea sunt usor deplasabile de la locul de formare si usor de asimilat de catre plante.

Prin reactia de debazificare a silicatilor, rezulta, pe langa bazele respective, o serie de forme ale acidului silicic care se descompun la randul lor in SiO2 si H2O. Aceasta etapa este cunoscuta sub numele de desilicifiere.

Hidroliza, spre exemplu, a olivinei magneziene se petrece dupa reactia:

Mg2SiO4 + 4(H+ + OH-) Si(OH)4 + 2Mg(OH)2

Si(OH)4 SiO2 + 2H2O

Inlocuirea cationilor nu se face dintr-o data, ci gradat, fiind in functie de concentratia ionilor de hidrogen, de viteza de miscare a acestora sau de gradul de instabilitate chimica a mineralului. Astfel, hidroliza este mai activa daca apa care ajunge la nivelul mineralului mai contine diverse substante. Apa de ploaie ajunge la sol incarcata cu bioxid de carbon CO2, formand acid carbonic H2CO3, ceea ce accentueaza procesul de hidroliza. In procesul de hidroliza o importanta mare o are si natura silicatului si conditiile de mediu in care se desfasoara acesta. Daca silicatii contin mai ales baze greu solubile, cum sunt Al(OH)3, Fe(OH)3 sau Mn(OH)3 etc., acestea se elimina mai greu decat bazele usor solubile, respectiv NaOH, KOH,, Mg(OH)2 etc. Bazele insolubile alcatuiesc prin acumulare mase amorfe, coloidale, ce precipita in imediata vecinatate a silicatului hidrolizat, contribuind adesea la franarea procesului de hidroliza.

Conditiile de mediu sunt un alt factor important in desfasurarea hidrolizei. In climatul cald si umed, etapele de debazificare si desilicifiere practic se contopesc, hidroliza ducand la descompunerea silicatului in oxizi si hidroxizi.

In unele conditii de mediu, dupa acest proces de destructie a silicatilor urmeaza un proces de formare de noi minerale, asa numitii silicati secundari sau minerale argiloase.

2Al(OH)3   +   2Si(OH)4    Al2Si2O5(OH)4  +  5H2O

hidroxid              acid

      de aluminiu        ortosilicic            caolinit                apa

Cantitatea si natura argilelor neoformate variaza in functie de microclimatul intern al solului, in principal de drenaj si de concentratia ionilor disociati, mai ales a celor bivalenti de calciu si magneziu. Atunci cand mediul favorizeaza eliminarea in stare solubila dizolvata a silicei si aluminiului, formarea de argila este impiedicata. Daca solul este putin permeabil, acesta face posibila acumularea in perioada umeda a elementelor libere si formarea unui gel mixt, iar uscarea temporara a mediului duce la cristalizarea acestor geluri si formarea, astfel, a mineralelor argiloase.

Reactia (pH-ul) solutiei solului si continutul in cationi bivalenti este esentiala in geneza mineralelor argiloase. La un pH  mai mic de 5, silicea si aluminiul sunt solubile (Acquaye si altii, 1965). Daca mediul este permeabil, ele pot fi indepartate din sol, iar daca este putin permeabil, gelurile de aluminiu si silice se pot acumula. La acest pH cantitatea de silice absorbita de aluminiu este redusa, formandu-se in acest fel o argila saraca in silice, de tip caolinit.

Atunci cand acest mediu acid se gaseste in prezenta humusului brut, compusii organici solubili (acizii fulvici) impiedica formarea de argila, ca urmare a mentinerii in stare solubila a constituentilor rezultati din alterare (proces care se petrece in cazul podzolirii).

Cand pH-ul  mediului este neutru, deci si concentratia de ioni de calciu si magneziu este mai ridicata, cantitatea de silice absorbita de aluminiu este mare. Se formeaza in acest caz alumino-silicati bogati in silice si in baze, acestia avand o capacitate ridicata de schimb cationic. Formarea montmorillonitului in vertosoluri se datoreaza prezentei in solutia solului a unui continut ridicat in ioni de calciu si magneziu, a unui drenaj natural  mediocru si a unui climat cu alternante distincte de sezoane umede si uscate .

Carbonatarea

Acest proces chimic duce la formarea in sol a carbonatilor. El se petrece sub actiunea bioxidului de carbon prezent in solutia solului. O parte din bioxidul de carbon impreuna cu apa formeaza acid carbonic (cca. 37%, dupa Nenitescu, 1963), care prin disociere mareste concentratia in ioni de H+ a solutiei solului si prin urmare provoaca o crestere a puterii de alterare a acesteia. Partea cealalta din bioxidul de carbon (63%) se gaseste sub forma dizolvata, de solutie. Prin procesul de hidroliza, in solutia solului sunt eliberati cationii metalelor alcaline si alcalino-pamantoase, care impreuna cu ionul hidroxil (OH-) formeaza hidroxizi, cum sunt: KOH, NaOH, Ca(OH)2 sau Mg(OH)2. Mai departe, acestia sunt neutralizati de acidul carbonic sub forma de carbonati.

2NaOH + H2CO3  Na2CO3 + 2H2O

2KOH + H2CO3  K2CO3 + 2H2O

Carbonatii de Na si K sunt foarte solubili in apa si sunt indepartati din sol de curentii de apa descendenti.

Reactia acidului carbonic cu hidroxizii de calciu si magneziu duce la formarea carbonatilor alcalino-pamantosi, conform reactiei:

Ca(OH)2  + H2CO3  CaCO3 + 2H2O

Daca in solutie exista inca acid carbonic, carbonatul de calciu, o sare greu solubila, trece in bicarbonat de calciu, usor solubil, ce este levigat pe profil sau chiar indepartat din sol.

CaCO3 + H2CO3 = Ca(HCO3)2

Oxidarea si reducerea

Oxidarea a fost considerata initial doar ca un proces de combinare a unei substante cu oxigenul, din aceasta reactie rezultand oxizi. In prezent, oxidarea este perceputa cu un sens mai larg, ea fiind orice proces in care are loc o cedare de electroni. Substanta care pierde electroni ii creste numarul sarcinilor pozitive, deci se oxideaza. Asa spre exemplu, trecerea Fe2+ in Fe3+.

Reducerea este procesul invers oxidarii, el putandu-se defini ca o reactie de scoatere a oxigenului dintr-o substanta oxigenata, ca scadere a sarcinii pozitive a unui element intr-o combinatie a sa, cum este trecerea Fe3+ in Fe2+ sau ca un castig de electroni de catre un atom sau de un ion.

Capacitatea mediului de a oxida sau reduce elementele cu care vine in contact este cunoscuta sub numele de potential de oxido-reducere sau potential redox si se noteaza cu Eh. Potentialul redox se exprima in valori pozitive, atunci cand mediul are capacitatea de oxidare si valori negative cand mediul este reductor. Prezenta oxigenului liber in mediu determina un Eh pozitiv, pe cand lipsa acestuia sau prezenta ionilor de hidrogen, a bioxidului de carbon, a hidrogenului sulfurat sau a metanului creeaza conditii reducatoare.

Procesele de oxidare si reducere sunt procese care afecteaza mai ales mineralele care contin fier si mangan, cum sunt silicatii primari (piroxeni, olivine, amfiboli, mice negre sau granati) sau sulfurile bogate in fier (pirita, calcopirita sau marcasita).

Mineralele primare s-au format in sectoarele profunde ale scoartei, la temperaturi si presiuni ridicate si intr-un mediu reductor. Din aceasta cauza, fierul si manganul se gasesc in reteaua cristalina a silicatilor sau sulfurilor ca fier sau mangan bivalent. In contact cu oxigenul, acesti ioni trec in oxizi ferosi sau manganosi si mai departe in oxizi ferici sau manganici.

Prezenta proceselor de oxidare sunt puse in evidenta de culorile galbui-roscate ale oxizilor si hidroxizilor de fier sau de cele brune negricioase ale oxizilor si hidroxizilor de mangan, iar procesele de reducere sunt remarcate prin culorile albastrui, verzui, vinetii sau negricioase ale oxizilor ferosi si manganosi sau a sulfurilor de fier sau mangan.

1.2. Alterarea biochimica

Din momentul aparitiei vietii pe Terra, procesele de alterare a rocilor se petrec in cea mai mare parte cu participarea directa sau indirecta a vietuitoarelor.

Vernadski, savant rus care a pus bazele geochimiei, arata ca organismele vii sunt principalul factor al migratiunii elementelor chimice in partea superioara a litosferei. Mediul actual, de la suprafata scoartei terestre, are proprietati fizico-chimice ce au fost determinate, in cea mai mare parte, de activitatea organismelor in decursul succesiunii erelor geologice.

In afara actiunii fizice, organismele vii manifesta asupra mineralelor  o actiune biochimica directa si una indirecta. Pentru necesitatile lor vitale, mai ales plantele inferioare (bacterii, ciuperci, alge si licheni) extrag din roci diferite elemente chimice. Asa spre exemplu, bacteriile anaerobe extrag oxigenul necesar metabolismului lor din oxizii de fier si mangan. Diatomeele si radiolarii extrag din silicati silicea si chiar plantele superioare extrag prin radacinile lor cationi bazici necesari in procesul de fotosinteza.



Un rol important in alterarea biochimica il au substantele pe care organismele le elibereaza prin procesele de asimilatie si dezasimilatie, asa cum este bioxidul de carbon, oxigenul, acizii minerali (azotic, azotos, sulfuric, clorhidric etc.) sau acizii organici (acetic, tartric, citric, humic si altii), substante care intensifica procesele de alterare a mineralelor. De asemenea, prin resturile organice pe care le lasa la suprafata solului si care sunt descompuse de microorganisme se formeaza acizi, baze sau saruri, substante care contribuie la alterarea rocilor prin stimularea proceselor de hidroliza sau au loc reactii directe cu diferite elemente componente ale mineralelor din scoarta.

1. Produsele rezultate prin procesele de dezagregare si alterare.

In urma proceselor de dezagregare si alterare a rocilor rezulta un material afanat. Acest material  ramane in loc sau este transportat de agentii externi si depus in alte zone, acolo unde actiunea agentului inceteaza. Prin depunerea produselor de dezagregare si alterare au luat nastere rocile sedimentare sau depozitele sedimentare.

1.1. Alcatuirea partii minerale a solului.

Procesele de dezagregare si alterare, manifestate in lungul timpului, au provocat o substantiala modificare fizica si chimica a mineralelor si rocilor. Dezagregarea a dus la transformarea mineralelor si rocilor masive in fragmente de diferite dimensiuni. Alterarea, usurata mult de dezagregare, a dus la formarea de compusi chimici si minerali noi. Principalele produse ale dezagregarii si alterarii sunt: sarurile, oxizii si hidroxizii, mineralele argiloase, praful, nisipul, pietrisul si bolovanii.

Sarurile

Aceste substante s-au format pe seama cationilor metalelor alcaline si alcalino-pamantoase (Ca, Mg, Na, K etc.), care din silicati trec prin hidroliza in solutie sub forma hidroxizilor respectivi. La randul lor, bazele rezultate intra in reactie cu diversi acizi (acid carbonic, azotic, clorhidric, sulfuric etc.), formandu-se sarurile respective. Cele mai frecvente saruri intalnite sunt clorurile de sodiu, potasiu, magneziu si calciu, sulfatii de sodiu, potasiu, magneziu si calciu, carbonatii si bicarbonatii de sodiu, potasiu, magneziu, calciu sau fier, fosfatii ferosi, fosfatii monocalcici, dicalcici si tricalcici, fosfatii de aluminiu si fier etc.

Oxizii si hidroxizii

In sol, o raspandire mare o au oxizii si hidroxizii de fier, mangan, aluminiu si silicea secundara. In urma hidrolizei inaintate a silicatilor are loc eliberarea ionilor de fier, mangan, aluminiu etc., care in functie de conditiile de mediu din locul respectiv pot trece in oxid feros (FeO) sau manganos (MnO), oxid feric  (Fe2O3)  sau manganic (Mn2O3), bioxid de mangan (MnO2) sau oxid de aluminiu (Al2O3). Prezenta apei face ca acesti oxizi sa se organizeze in hidroxizi , oxihidroxizi sau sescvioxizi . Din hidroliza silicatilor rezulta si silice (SiO2) care se gaseste adesea ca un gel, cu un continut variabil de apa, avand formula: SiO2 ท n H2O.

Oxizii si hidroxizii se comporta ca substante coloidale ce pot migra pe profilul de sol, dar aceasta se poate petrece doar in anumite conditii de umiditate, temperatura sau pH. In regiunile ecuatoriale permanent umede, unde temperaturile sunt in permanenta ridicate, iar reactia in sol este acida, doar oxizii si hidroxizii de aluminiu nu migreaza de la locul de formare. In schimb, in regiunile reci, cu umiditate ridicata si cu pH puternic acid, silicea secundara nu migreaza, dar sunt deplasati  pe profil hidroxizii de aluminiu, fier si mangan.

Mineralele argiloase 

Mineralele argiloase sunt componentele principale ale argilelor din soluri, ele rezultand in urma procesului de hidroliza. Formarea lor are loc fie prin transformarea mineralelor primare in urma pierderii unei parti din silice sau a unora din cationii metalelor alcaline sau alcalino–pamantoase, fie prin recristalizarea produsilor simpli rezultati din descompunerea acestora.

Asa cum s-a aratat mai sus, din alterarea diferitelor tipuri de silicati, in conditii de mediu specifice se formeaza un anumit tip de silicat secundar sau exista posibilitatea ca prin hidroliza totala a mineralelor primare sa rezulte produsi simpli (oxizi, hidroxizi si saruri), fara a se mai forma minerale argiloase secundare, asa cum se intampla in climatul ecuatorial permanent umed sau in climatul subpolar rece si umed.

Mineralele argiloase au structura foioasa si se gasesc sub forma de particule foarte mici (sub 0,002 mm), au o mare suprafata specifica, precum si capacitate de a retine si elibera molecule de apa si ioni 'schimbabili'. Multe din ele sunt plastice si au capacitate de contractare si gonflare la variatii de umiditate.

Mineralele argiloase sunt formate din strate de tetraedri de siliciu si octaedri de Al, Mg sau Fe. Configuratia tetraedrica rezulta prin dispunerea in jurul unui atom de siliciu a patru atomi de oxigen, iar prin dispunerea a sase atomi de oxigen si/sau grupari oxidrilice in jurul unui atom de Al, Mg sau Fe rezulta un poliedru, ce are o configuratie octaedrica (fig. 4). Prin asocierea stratelor de tetraedri cu cei de octaedri rezulta asa numita lamela sau foita a mineralelor argiloase. Asocierea se realizeaza in doua moduri: fie prin suprapunerea unui strat tetraedric cu unul octaedric si atunci rezulta minerale argiloase cu structura 1:1 (T:O), numite si minerale bistratificate (grupa caolinit – serpentina), fie prin cuprinderea intre doua strate de tetraedri a unui strat de octaedri, in acest caz rezultand minerale argiloase cu structura 2:1 (T:O:T), numite si minerale tristratificate (grupele micelor, smectitelor, vermiculitului sau cloritelor).

Fig. 4. Reprezentarea schematica a poliedrilor structurali care alcatuiesc reteaua mineralelor argiloase.

A. Tetraedru; B. Octaedru (Dupa Scheffer si Schachtschabel, citati de C. Craciun, 2000)

Atomii de Si din stratul tetraedric pot fi inlocuiti partial de catre atomi de Al3+ sau Fe3+, prin aceasta aparand un deficit de sarcina pozitiva, ce va fi compensat prin atragerea de cationi mono si bivalenti. La fel si stratele octaedrice, prin inlocuirea elementelor trivalente sau bivalente (Al3+, Fe3+, Fe2+, Mg2+), apare de asemenea, un deficit de sarcina pozitiva, care va fi echilibrata de cationi mono sau bivalenti.

Mineralele bistratificate prezinta mai putine substitutii de elemente in structura lor, astfel ca ele, datorita si spatiului interlamelar ingust si putin mobil, determina ca sarcina electrica pozitiva a lamelor sa fie redusa, iar prezenta a putine elemente compensatoare de sarcina monovalente si bivalente sa fie doar la suprafata externa si nu in spatiul interlamelar.

Fig. 5. Structura caolinitului (Dupa C. Craciun, 2000)

Fig. 6. Structura montmorillonitului

(Dupa C. Craciun, 2000).

Mineralele tristratificate prezinta un spatiu interlamelar mai mare, cauzat de excesul de sarcina electrica negativa, provenit din substitutiile izomorfe ale atomilor de Si, Al, Fe sau Mg. Compensarea se face cu cationi, molecule de apa sau moleculele organice, ele plasandu-se cu precadere in spatiul dintre foite.

Clasificarea mineralele argiloase s-a realizat tinandu-se cont de criterii structurale (configuratia retelei cristaline, tipul de foita si dimensiunea spatiului interlamelar) si chimice (elementele ce alcatuiesc stratul octaedric, marimea sarcinii electrice a foitei mineralului si elementele sau substantele chimice din spatiul interlamelar). Astfel, au fost stabilite urmatoarele tipuri:

- minerale argiloase bistratificate (caolinit – serpentinit)

- minerale argiloase tristratificate  (talc, smectite, vermiculit, illite, clorite)

- minerale cu structura fibroasa (palygorskit, sepiolit)

- minerale necristaline (allofane)

1.2. Compozitia granulometrica.

Produsele rezultate prin procesele de dezagregare si alterare sunt alcatuite din particule minerale de diferite dimensiuni. Ele au capatat diferite denumiri uzuale, de roci, bolovani, praf sau argila. In pedologie, aceste particule au fost denumite fractiuni granulometrice, ele fiind clasificate in functie de dimensiunile particulei.                                                                                           

Particulele elementare au diferite forme, cele fine putand fi puse in evidenta prin determinari microscopice, dar conventional se accepta forma sferica. Dimensiunea particulei granulometrice reprezinta, de fapt, diametrul echivalent, adica diametrul unei sfere care ar avea acelasi volum cu particula reala.

Fractiunile granulometrice mai mari de 2 mm au primit denumirea generala de scheletul solului, iar cele mai mici de 2 mm de materia minerala fina sau materialul pamantos fin.

Bolovanii (> 200 mm), pietrele (200 – 20 mm) si pietrisul (20 – 2 mm) sunt fragmente de roca dura, nealterate sau putin alterate. Ele se intalnesc in aproape toate solurile formate pe substrate de roci compacte, dure, din regiunile de deal si munte sau in solurile ce se dezvolta pe grohotisuri, morene, pe unele conuri de dejectie, sau albii si terase ale raurilor.

Bolovanii, pietrele si pietrisul din albiile si terasele raurilor sau din conurile de dejectie, deoarece au fost transportate de apa au o forma rotunjita. Gradul lor de rotunjire este cu atat mai mare cu cat distanta pe care au fost transportate este mai mare, in acelasi sens scazand si dimensiunile particulelor.                                                                                                                                        

                                                                                                                              Tabelul nr. 1.

                                   Dimensiunile fractiunilor granulometrice in diferite sisteme de grupare

Denumirea fractiunii

granulometrice

Dimensiunile fractiunilor granulometrice in mm

Sistemul

International

Scara Atterberg

Sistemul

Britanic

Sistemul

American

Roci

> 600

Blocuri

600 – 200

Bolovani

> 200

200 – 75

> 254

Pietre

200 – 20

254 – 76

Pietris

20 – 2

75 – 2

76 – 2

Nisip grosier

2 – 0,2

2 – 0,6

2 – 0,5

Nisip mediu

0,6 – 0,2

0,5 – 0,2

Nisip fin

0,2 – 0,02

0,2 – 0,06

0,2 – 0,05

Praf

0,02 – 0,002

0,06 – 0,002

0,05 – 0,002

Argila

< 0,002

0,002 – 0,0002

< 0,002

Argila fina

< 0,0002

Nisipul si praful sunt alcatuite, in principal, din minerale primare greu alterabile, mai ales cuart, la care, uneori, se mai adauga in cantitati reduse mica alba, feldspati, carbonati si alte minerale.

Argila, asa cum a fost prezentata mai sus, are o alcatuire in care predomina aluminosilicatii hidratati, cristalizati, iar in unele soluri, aceasta fractiune granulometrica mai poate contine oxizi si hidroxizi  de aluminiu, fier si mangan, aluminosilicati amorfi sau silice secundara.

2. Materia organica din sol




Activitatea organismelor vii in pedogeneza este esentiala, iar fara prezenta lor, practic nu putem vorbi ca avem un sol. In timpul scurs de cand a aparut viata pe Pamant, organismele vii au transformat o cantitate imensa de energie solara in energie chimica si fizica. Ele au vehiculat in ciclurile biologice o mare parte din elementele din natura, fiind responsabile de compozitia actuala a atmosferei, hidrosferei, a rocilor sedimentare si a solului.

Materia organica din sol este constituita din totalitatea substantelor organice, inclusiv organismele vii. Sursele de materie organica sunt reprezentate prin macroorganisme si microorganisme, organisme ce apartin regnului vegetal si celui animal.

2.1. Organismele vii

Microorganismele

Bacteriile sunt microorganisme procariote, unicelulare, de dimensiuni reduse (majoritatea au diametrul transversal de cca. 0,5ต si o lungime ce poate ajunge la mai multi microni), iar ca forma ele pot fi sferice, cilindrice sau spiralate.

O caracteristica importanta a microorganismelor bacteriene este aceea ca suprafata celulei prezinta sarcini electrice, astfel ca, ele se gasesc adsorbite pe structurile coloidale minerale sau organice.

Dupa modul cum isi procura bioxidul de carbon si energia necesara sintetizarii propriei sale materii organice, ele au fost grupate in doua categorii:  bacterii autotrofe (iau bioxidul de carbon din aer si energia din alterarea compusilor minerali: bacterii nitrificatoare, sulfobacteriile sau ferobacteriile) si bacterii heterotrofe (iau atat bioxidul de carbon, cat si energia necesara prin oxidarea materiei organice din sol).

Actinomicetele reprezinta o tendinta de evolutie a bacteriilor spre forme superioare de organizare, fiind, din punct de vedere morfologic, cele mai diferentiate organisme procariote (genului Streptomyces, genul Mycobacterium).

Ciupercile sunt microorganismele din sol care au cel mai inalt grad de dezvoltare morfologica si fiziologica. Ele apartin la patru clase: Zygomycetes, Ascomycetes, Basidiomycetes si Hyphomycetes.

Ciupercile sunt raspandite in toate solurile, gasindu-se in diferite stadii de dezvoltare, de la forme active, cum sunt hifele, la forme inactive, ca spori si scleroti. Dezvoltarea lor este conditionata de prezenta materiei organice in sol, respectiv de humus sau de resturi organice in curs de descompunere, dar unele din ele pot trai ca paraziti pe unele organisme animale sau pot da nastere la structuri simbiotice, numite micorize, rezultate prin asocierea cu radacinile vii ale plantelor.

Algele albastre (Cyanophyceae) sunt organisme unicelulare ce se aseamana mai mult cu bacteriile, dar datorita capacitatii lor de fotosinteza ele sunt incluse in grupa organismelor care sintetizeaza materie organica pe baza bioxidului de carbon atmosferic. Ele traiesc mai rar izolat si mai frecvent sub forma de filamente mobile, intalnindu-se in toate solurile, de la cele formate in regiunile calde umede sau uscate, la solurile regiunilor temperate si reci, cat si pe solurile aluviale sau pe haldele de steril.

Algele eucariote (alge verzi, rosii, brune, galbene verzui si diatomee) sunt plante inferioare ce poseda pigmenti asimilatori, ele fiind reprezentate in sol prin algele verzi (Chlorophyceae),  alge galbene verzui (Xanthophycae) si diatomee  (Diatomeae).

Algele verzi se gasesc adesea in simbioza cu ciupercile formand asa numitii licheni. Ele sunt organisme pionier pe rocile nealterate sau pe diverse materiale rezultate din activitatea umana si au rol important in mobilizarea elementelor nutritive, pregatind instalarea si a altor microorganisme.

Protozoarele sunt microorganisme ce apartin regnului animal cu toate ca au afinitati cu algele si ciupercile. Cele mai simple protozoare din sol apartin claselor Sarcodina si Rhizopoda.

Macroorganismele

Plantele superioare sunt macroorganisme care isi dezvolta in sol sistemul radicular, uneori ele au rizomi, tuberculi, bulbi sau fructe. De asemenea, in sol se gasesc seminte in stare latenta sau de germinare.

Radacina are o influenta deosebita asupra vietii din sol. Prin volumul de sol explorat, prin adancimea pana la care patrund (10 m la mar), radacinile au efect important in procesele de structurare si formare a solului. Ele organizeaza in jurul lor o lume vie cu structura si functii caracteristice. Vegetatia este pentru sol principalul furnizor de materie organica, aceasta fiind produsa in procesul de fotosinteza, unde cu ajutorul energiei solare, bioxidul de carbon din atmosfera este combinat impreuna cu apa si cu importante cantitati de diverse substante minerale. Substantele organice, produse pentru necesitatile vitale ale plantelor, se acumuleaza la suprafata solului sau in sol odata cu moartea organismelor care le-au produs sau doar a unor parti din acestea. La suprafata solului se acumuleaza partile aeriene ale plantelor, cum sunt tulpinile, frunzele sau fructele, iar in interiorul solului, materia organica provine predominant din moartea radacinilor. De asemenea, in sol, radacinile plantelor elimina numeroase substante nepolimerizate cum sunt: zaharurile, aminoacizii, acizii volatili, acizii hidroxi di- si tricarboxilici, cetoacizii, substante fenolice si altele. Aceste substante sunt cele ce favorizeaza dezvoltarea bogatei microflore rizosferice.

Cantitatea de resturi vegetale care ajunge in sol variaza in functie de tipul de formatiune vegetala. In cazul vegetatiei ierboase, sursa principala de resturi organice o reprezinta radacinile, partile aeriene fiind consumate de animale sau sunt indepartate de catre om. Astfel, dupa Alexandrova (1970), se apreciaza ca in regiunile de desert cantitatea de radacini de plante ierboase pe adancimea de 1 m ajunge anual la 3 – 12 t / ha, in zona de stepa  la 8 – 28 t / ha, iar in zona de padure la 6 – 13 t / ha, iar plantele cultivate lasa anual in sol o cantitate de radacini estimata la 6 – 15 t / ha. In ce priveste vegetatia arborescenta, sursa principala de materie organica o constituie frunzele si tulpinile moarte, care prin acumulare la suprafata solului formeaza un strat numit litiera. Cantitatea de frunze si tulpini moarte, ce ajung anual la suprafata solului in padurile zonei temperate, este de cca. 3 – 5 t / ha.

Pe langa vegetatia ierboasa si arborescenta, o cantitate importanta de resturi de materie organica  este adusa in sol de microflora solului. Se apreciaza ca ea lasa in sol o cantitate de cca. 1 / 3 din masa totala de resturi organice. Cantitati mult mai reduse, cca. 100 – 200 kg / ha, provin din moartea organismelor ce alcatuiesc fauna si microfauna solului.

Fauna solului reprezinta organismele animale ce traiesc in sol, ele apartinand la numeroase increngaturi.

Animalele din sol, cu exceptia protozoarelor, care au pigmenti asimilatori, au un regim alimentar variat, intalnindu-se animale micetofage, fitofage, saprofage, necrofage, coprofage sau animale pradatoare.

Animalele din sol, prin modul de viata dinamica, prin amestecul continuu a componentelor solului, organice si minerale, prin metabolismul lor si prin transportul diferitilor constituenti, au un rol deosebit de important in procesele pedogenetice.

Distributia speciilor si numarul populatiilor animale din sol depinde de evolutia solului si de conditiile geografice ale teritoriului dat.  

2.2. Materia organica nevie.

Materiile organice nevii care ajung in sol sunt alcatuite din organisme moarte sau parti din acestea, din dejectii animale si din exudate ale radacinilor.

Organismele moarte sunt substante cu structura foarte complexa, similara cu cea a materiei vii din care provin. Toate organismele vii sunt constituite in cea mai mare parte din apa, ce poate ajunge la 75 – 90 % din masa lor, la care se adauga diverse substante organice si minerale, in primul rand hidrati de carbon (celuloza si hemiceluloza) in proportie de cca. 50 %, lignine intre 10 si 40 %, substante proteice intre 3 si 20 %, lipide si substante tanante intre 1 si 15 %, precum si mici cantitati de elemente minerale (K, Na, Ca, Mg, Fe, Al, Si, P, S, Cu, Zn, I, B, Cl si altele), care sunt eliberate odata cu mineralizarea materiei organice si folosite in mare parte din nou de catre plante.

Mineralizarea

Procesele de mineralizare duc la descompunerea materiei organice, alcatuita din molecule organice mari, in produsi minerali simpli.

Descompunerea resturilor organice este influentata de structura chimica si anatomica a tesuturilor organice, de gradul de aerobioza al mediului in care se desfasoara aceste procese si de textura solului.

Cel mai rapid se descompun resturile organice bogate in proteine si amidon, acestea avand combinatii chimice ce sunt usor asimilabile de catre microorganisme. Mai greu sunt descompuse ligninele si substantele tanante.

Mediile oxigenate si cu reactie neutra pana la slab alcalina favorizeaza o descompunere rapida a resturilor organice, pe cand cele lipsite de oxigen (cu exces de umiditate) si cu reactie acida franeaza viteza de descompunere.

Un rol important in descompunerea a materiei organice il are textura solului. Daca solul contine o cantitate mai mare de argila, aceasta intervine in procesul de mineralizare prin absorbtia mai puternica a produsilor intermediari ai descompunerii, creand premise pentru procesele de humificare. In schimb, solurile nisipoase, datorita suprafetei specifice mult mai reduse, absorb o cantitate mult mai mica de produsi intermediari, mineralizarea se petrece rapid si afecteaza cea mai mare parte din materia organica. Aceste aspecte ale descompunerii materiei organice arata ca pe solurile nisipoase rata acumularii humusului este foarte scazuta, comparativ cu cea de pe solurile argiloase.

Humificarea

Humificarea cuprinde un ansamblu de procese biologice, biochimice, chimice si fizice ce afecteaza materia organica moarta, ajunsa la suprafata solului sau in sol.

Odata cu moartea organismelor, enzimele din celulele acestora actioneaza in mod independent, producand prin procese de hidroliza degradarea substantelor organice si eliberarea in mediul inconjurator de diversi compusi, unii fiind hidrosolubili, iar altii insolubili (lignine, celuloze, si alti constituenti ai membranelor celulare).

Organismele moarte, ca si diversii compusi insolubili, sunt divizati mecanic de activitatea faunei si sunt incorporati in sol, dar in acelasi timp sunt atacate si distruse de catre microorganismele saprofite (bacterii, actinomicete si ciuperci). Primele substante descompuse sunt hidratii de carbon (glucoza si celuloza), astfel ca este eliberata lignina din structurile celulelor vegetale.

Lignina este o substanta cu un inalt grad de polimerizare si foarte greu degradabila, transformarea ei producandu-se printr-o serie de complexe reactii chimice, in urma carora iau nastere substantele humice.

Formarea humusului din sol si alcatuirea lui este influentata de clima (alternanta perioadelor uscate si umede, de temperaturile ridicate sau de inghet), de prezenta ionilor de calciu sau de tipul mineralelor argiloase (producerea substantelor humice de catre unele ciuperci este mai rapida in prezenta montmorillonitului si mai redusa atunci cand in sol predomina caolinitul sau cuartul). De asemenea, asocierea intima a componentelor organice cu fractiunea argiloasa si cu sescvioxizii face ca materia organica sa fie doar partial accesibila microorganismelor, astfel ca, procesul de degradare a acesteia este mult incetinit.

Descompunerea substantelor humice din sol se petrece in perioade de timp diferite. Astfel, dupa E. A. Paul (citat de P. Papacostea), in solurile din Canada unele fractiuni bogate in azot persista in sol cca. 25 de ani, iar unele fractiuni aromatice pot persista in sol o perioada de timp cuprinsa intre 200 si 2000 de ani sau chiar mai mult. Prin aceasta rezistenta la degradare se poate explica acumularea in timp a humusului si formarea solului.

2.4. Humusul

Humusul este un complex de substante organice in diverse stadii de transformare, de la substante organice originare, substante organice in stadii intermediare de descompunere, compusi organici rezultati in urma proceselor de mineralizare si humificare (acizi, alcooli, aminoacizi, glicerine, zaharuri, aldehide, amoniac, metan, hidrogen sulfurat etc.) si substante humice propriu-zise.

Substantele humice propriu-zise reprezinta constituentul principal al humusului. Ele au culori inchise, de la brune galbui pana la negre, au continut ridicat de azot si proprietati de coloid, acestea din urma fiind date de prezenta gruparilor active hidroxilice (OH ) si de gruparile de tip carboxilic (COOH ) ai caror atomi de hidrogen pot fi inlocuiti de metale.  

Substantele humice din sol au fost clasificate in functie de metodele chimice conventionale utilizate pentru separarea lor, in: acizi huminici, acizi fulvici si humine.

Acizii huminici sunt produsi cu un grad inalt de polimerizare, au culoare bruna pana la neagra, sunt insolubili in apa si  au o ridicata capacitate de schimb cationic (350 – 600 me / 100 g acizi huminici). Impreuna cu metalele alcaline, acizii huminici formeaza humati usor solubili in apa, iar cand intra in combinatie cu Mg, Ca, Fe sau Al se formeaza humati greu solubili sau insolubili in apa.

Acizii fulvici sunt caracteristici solurilor din zona forestiera cu umiditate mai ridicata. Ei se formeaza mai ales prin descompunerea materiei organice, provenita de la vegetatia arboricola, sub actiunea predominanta a ciupercilor si mai putin a bacteriilor si actinomicetelor. Datorita umiditatii ridicate, moleculele de apa impiedica si ele formarea de lanturi moleculare mari, astfel ca, acizii fulvici au un grad de polimerizare redus. Acesti acizi sunt de culoare galbuie pana la bruna, sunt solubili in apa si formeaza cu metalele saruri solubile in apa. Ei au o capacitate de schimb cationic mai redusa (300 – 350 me/100 g acizi fulvici), iar in solutii apoase reactia lor este mai acida (pH = 2,6 – 2,8) fata de cea a acizilor huminici (pH = 4,5 – 6,5). Datorita aciditatii ridicate, ei produc o intensa alterare a mineralelor primare si impiedica  totodata formarea de minerale argiloase.

Huminele reprezinta partea cea mai stabila a humusului si rezulta in mare parte prin imbatranirea compusilor din humus, avand nuclee aromatice puternic policondensate. Huminele mai contin produse reziduale, rezultate din descompunerea materiei organice sau polizaharide, formate in urma activitatilor microbiene. Huminele formeaza cu mineralele argiloase si cu hidroxizii de fier si aluminiu, compusi organo-minerali foarte stabili, contribuind la formarea structurii solului.

Raportul carbon : azot (C:N)

Caracterizarea humusului din sol se face prin calculul unui indice dat de raportul C:N. (Indicele se obtine impartind numarul de atomi gram de carbon la numarul de atomi gram de azot din 100 g sol). Prin acest indice se obtin unele informatii asupra naturii humusului din sol si a conditiilor in care s-a realizat acumularea materiei organice in sol. El exprima sintetic un anumit bilant al proceselor de descompunere a materiei organice si de sinteza si acumulare a compusilor humici. Cele mai mari valori ale raportului C:N le prezinta materia organica proaspata, dar pe masura ce procesele de mineralizare si humificare degradeaza mai intens resturile organice, valorile scad progresiv, aceasta ca urmare a acumularii de azot. Astfel, cele mai mici valori C:N le prezinta humusul din solurile regiunilor de semidesert si stepa, pe cand humusul din litiera padurilor prezinta valori mult mai mari.

Limitele valorilor raportului C:N sunt folosite pentru aprecierea tipului de humus la solurile forestiere si de pajisti. Astfel, humusul de tip mull calcic are un raport C:N sub 15, mullul acid intre 16 si 19, humusul de tip moder intre 23 si 26, iar humusul brut are un raport C:N mai mare de 27.

Tipurile de humus

Variatia conditiilor pedogenetice duce la un anumit mod de formare si acumulare a humusului, el caracterizandu-se printr-o morfologie distincta, o anumita proportie de acizi huminici, acizi fulvici si humine, o activitate biologica specifica conditiilor de mediu, precum si un raport C:N distinct. Tinand cont de insusirile sale, au fost stabilite cateva tipuri si subtipuri de humus.

Humusul de tip mull prezinta materia organica complet humificata si amestecata intim cu componenta minerala a solului. El se formeaza in medii bine aerisite, cu o intensa activitate biologica, mai ales a ramelor si bacteriilor, mediu specific regiunilor de stepa si silvostepa. Mullul din solurile stepelor si silvostepelor are valori ale raportului C:N in jur de 10-12. Mullul din solurile forestiere si ale pajistilor are valori ale raportului C:N ce ajung la 16-19. (In functie de anumite insusiri a fost deosebit un mull calcic, un mull acid, un hidromull).

Humusul de tip moder este constituit dintr-o materie organica partial humificata, constand din fragmente foarte fine de resturi organice, din humo-lignine si alte produse intermediare de humificare. Mediul in care se formeaza este cu umiditate mai mare, cu temperaturi mai scazute si mai slab aerate, specific padurilor de foioase si conifere. In aceste conditii activitatea biologica este mai redusa, astfel ca moderul este amestecat doar in parte cu partea  minerala, descompunerea resturilor organice facandu-se sub actiunea preponderenta a ciupercilor.

Humusul brut sau morul, reprezinta forma cea mai putin descompusa a materiei organice, resturile vegetale mai pastreaza in mare parte structura initiala, vizibila macroscopic. Acest humus este de culoare deschisa, bruna galbuie sau roscata, este relativ afanat, iar deasupra acestui strat de humus se gaseste stratul de litiera. Catre orizontul mineral subiacent trecerea se produce adesea brusc, orizontul cu humus brut ne fiind amestecat cu partea minerala. Acest tip de humus este puternic acid. Humusul brut este sarac in azot, raportul C:N avand valori de 30-40. El elibereaza in sol cantitati insemnate de acizi fulvici, care impreuna cu apa de infiltratie patrunde in substrat, producand o intensa alterare a mineralelor primare.

Morul se formeaza in climatele umede si reci, sub o vegetatie de paduri de conifere sau de pajisti alpine, mai ales acolo unde apar asociatii de arbusti de Vaccinium vitis ideea si Vaccinium myrtillus. Humusul brut se intalneste in toate solurile forestiere, dar el reprezinta aici un studiu intermediar, de scurta durata, de descompunere a litierei.

Turba este un material organic format prin descompunerea plantelor moarte intr-un mediu saturat in apa. In functie de conditiile de mediu in care se formeaza si de materialul organic din care provin, turbele au fost clasificate in doua categorii principale: turbe eutrofe si turbe oligotrofe. Turba eutrofa este saturata in cationi, are reactie slab alcalina pana la slab acida si se formeaza pe seama vegetatiei de rogoz, papura, stuf sau de plante plutitoare sau submerse (iarba broastelor, broscarita, limbarita etc.). Turba oligotrofa este foarte acida si foarte saraca in substante minerale. Ea se formeaza in climate reci, intr-un mediu saturat cu apa din precipitatii si pe seama vegetatie de muschi din genurile Sphagnum si Eriophorum.

 Apa din sol

Apa reprezinta unul din elementele esentiale ale vietii, gasindu-se in natura sub forma de vapori, lichida si solida. Moleculele de apa din starea lichida sau solida se gasesc asociate (H2O)n , datorita faptului ca molecula este un dipol, iar intre molecule apar legaturi de hidrogen. La solidificare, apa isi mareste volumul, aducandu-si o contributie insemnata in procesele de dezagregare a rocilor.

In sol, apa are o importanta  deosebita, ea contribuind intr-o forma sau alta la toate procesele pedogenetice, fie ca este vorba de alterarea mineralelor, fie ca este mijloc de transport pentru diverse substante, fie ca organismele vegetale sau animale nu pot trai fara apa, de ele fiind legate procesele de bioacumulare si formare a humusului.

Sursa de apa din sol o constituie in primul rand precipitatiile atmosferice, iar in anumite conditii ea poate proveni din apele subterane freatice, din apele de inundatie, prin condensarea vaporilor de apa sau este adusa de om prin sistemele de irigatie.

1. Fortele care actioneaza asupra apei din sol

Solul este un corp cu o structura poroasa, fiecare particula din el fiind acoperita cu o pelicula mai groasa sau mai subtire de apa, iar spatiile dintre particule pot fi si ele ocupate de o anumita cantitate de apa.

Asupra apei din sol se manifesta diverse forte, fiecare avand un anumit efect asupra miscarii apei in interiorul acestui mediu. Natura fortelor si intensitatea cu care ele actioneaza sunt in functie de cantitatea de apa din sol si de temperatura acesteia. Aceste forte sunt: fortele de adsorbtie, fortele capilare, forta gravitationala, fortele de suctiune ale radacinilor plantelor, fortele osmotice, fortele hidrostatice si fortele determinate de tensiunea vaporilor de apa.

Conditiile de mediu, in primul rand temperatura si umiditatea solului ca si fortele care actioneaza aici, determina ca apa din sol sa se gaseasca sub anumite forme sau stari. Astfel, vorbim de apa in stare de vapori, in stare solida sau in stare lichida, de apa de constitutie sau de apa de cristalizare.

2. Formele de apa din sol

In functie de fortele care actioneaza asupra apei din sol, aceasta se afla sub trei forme:

Apa legata chimic reprezinta formele de apa care intra in componenta diferitelor substante din sol. Din acest punct de vedere se vorbeste de o apa de constitutie, ce intra in compozitia unor compusi minerali, organo-minerali sau organici sub forma de grupari hidroxilice (OH-) si de apa de cristalizare, forma ce se refera la moleculele de apa ce intra in structura cristalina a unor minerale (gipsul – CaSO4 2 H2O , soda – Na2(CO3)10 H2O) Aceste forme de apa sunt foarte puternic legate, ele putand fi cedate doar la temperaturi mari, ce pot depasi cateva sute de grade.

Apa legata fizic este o notiune in care sunt incluse formele de apa adsorbite la suprafata particulelor solide. In functie de marimea fortelor de retinere a apei s-au deosebit doua tipuri de apa : apa stabil legata, numita si apa higroscopica si apa labil legata sau apa peliculara (fig. 7).

Apa stabil legata sau apa higroscopica reprezinta apa adsorbita la suprafata particulelor solide cu o forta cuprinsa intre 10000 atmosfere si cca. 50 atmosfere. Forta aceasta este foarte mare, pentru ca dipolii de apa sunt atrasi de campurile electrice de forta ale cationilor adsorbiti de catre particulele minerale sau organice. Cantitatea de apa higroscopica depinde de umiditatea relativa a aerului si este cu atat mai mare, cu cat umiditatea este mai ridicata. Cantitatea maxima de apa pe care solul o poate adsorbi cand aerul are o umiditate relativa de 94 – 98 % se numeste higroscopicitate maxima sau coeficient de higroscopicitate. Valoarea coeficientului de higroscopicitate depinde de suprafata specifica a particulelor solului, de continutul de humus si compozitia acestuia, de compozitia mineralogica, de gradul de debazificare, de continutul de saruri solubile etc.

Fig. 7. Reprezentarea schematica a tipurilor

 de apa din sol (Dupa C. Chirita, 1953).

Fig. 8. Reprezentarea schematica a apei pendulare (de colt sau unghiulara) (Dupa A.A. Rode, citat de N. Florea. 1963).

Apa labil legata sau apa peliculara. Cand particulele de sol, ce au atins pragul de higroscopicitate maxima, ajung in contact cu apa lichida, ele atrag in jurul lor noi straturi de apa, ce se dispun peste stratul de apa stabil legata. Aceasta apa, retinuta cu o forta cuprinsa intre aproximativ 50 atmosfere si 0,5 atmosfere, a fost denumita apa labil legata sau apa peliculara. La o tensiune mai mica de 30 atmosfere, ea poate fi folosita de catre plante. Fata de apa stabil legata, pentru echilibrarea fortelor de retinere, apa peliculara se poate deplasa in stare lichida de la particulele cu pelicula mai groasa, catre cele cu pelicula mai subtire.

Apa libera se poate intalni in porii capilari si necapilari ai solului. Ea poate fi sub forma solida, cand temperaturile sunt negative si sub forma lichida, aceasta putandu-se deplasa sub actiunea fortelor capilare si a celei gravitationale.

Apa capilara apare in sol atunci cand cantitatea de apa a depasit necesarul pentru formarea apei peliculare. Ea este forma de apa libera care este retinuta in porii capilari ai solului de catre fortele capilare si s-ar scurge in interiorul solului sub actiunea fortei gravitatiei, daca nu ar interveni suctiunea cauzata de tensiunea de menisc.

Miscarea apei capilare este in functie de proprietatile constituentilor minerali si organici ai solului (substantele hidrofobe din sol nu se umecteaza), de marimea suprafetei specifice a particulelor solului, de porozitatea capilara si necapilara, de acestea depinzand marimea tensiunii meniscului apei capilare. Cu cat forta de legatura a apei capilare cu suprafata particulelor de sol este mai mare si cu cat diametrul capilarelor este mai mic, cu atat curbura meniscului este mai mare si forta de suctiune este mai puternica.

In functie de modul de umectare a solului s-au separat mai multe categorii de apa capilara:

- Apa capilara de colt, numita si unghiulara sau pendulara, se formeaza in jurul punctelor de contact dintre particulele solului (fig. 8).

- Apa capilara suspendata este retinuta in porii capilari din interiorul agregatelor structurale, cat si in cei dintre agregate. Ea provine mai ales prin patrunderea apei din precipitatii sau irigatii, dar si prin condensul vaporilor de apa.

Cantitatea maxima de apa capilara suspendata retinuta in mod durabil, dupa ce solul a fost umezit in exces, iar apa gravitationala s-a scurs, a fost numita capacitate de apa in camp.

- Apa capilara sprijinita se formeaza deasupra nivelului stratului acvifer freatic, ca urmare a ridicarii apei sub actiunea fortelor de menisc. Inaltimea pana la care se ridica apa capilara sprijinita depinde de alcatuirea granulometrica a solului sau a rocii. Ea variaza de la cativa zeci de centimetri la solurile nisipoase, la cativa metri in solurile lutoase si mult mai mult in solurile argiloase. Acest strat cu apa capilara sprijinita este cunoscut si sub numele de franj capilar.



In functie de adancimea la care se gaseste stratul acvifer freatic si de grosimea franjului capilar, el poate influenta regimul hidric si evolutia solului prin procesele de gleizare, salinizare sau alcalizare. Tinand cont de regimul climatic, de textura solului, de gradul de mineralizare si compozitia chimica a apei freatice, s-au stabilit asa numitele adancimi critice, subcritice si acritice ale apei freatice.

▪ Adancimea acritica a apei freatice reprezinta adancimea minima de la care apa freatica nu influenteaza deloc regimul hidric al solului.

▪ Adancimea subcritica este definita ca adancimea maxima de la care apa freatica influenteaza regimul hidric al solului, dar fara a saliniza orizonturile profilului de sol.

▪ Adancimea critica este o notiune utilizata pentru definirea a doua aspecte ale modului cum influenteaza apa freatica regimul hidric si evolutia solului si anume:

a) Adancimea critica de inmlastinire este adancimea maxima de la care apa freatica poate inmlastini solul.

b) Adancimea critica de salinizare este adancimea maxima de la care apa freatica poate saliniza solul.

Pentru ca producerea salinizarii solului este in functie si de gradul de mineralizare al apelor freatice, s-a introdus si notiunea de mineralizare critica, ce reprezinta pragul de la care concentratia in saruri solubile poate saliniza solul (tabelul nr. 2).

                                                                              Tabelul nr. 2.

Adancimea si mineralizarea critica a apelor freatice in diferite zone naturale  ( dupa  N. Florea, 1963)

Zona

Adancimea critica

Mineralizarea critica

  Zona de padure

< 1,1 m

0,5 – 0,8 g / l

  Zona de antestepa

1,8 – 1,9 m

0,7 – 1,2 g / l

  Zona de stepa

2,5 – 3,5 m

1,5 – 2,1 ( 3 ) g / l

Apa gravitationala reprezinta apa libera ce se scurge in interiorul solului, sub actiunea fortei gravitationale. Apa gravitationala provine din precipitatiile atmosferice, din aportul de apa adus prin irigatii, precum si pe seama unei parti din apa capilara, care este eliberata prin scaderea temperaturii si cresterea tensiunii vaporilor de apa. Prin deplasarea apei gravitationale in interiorul solului se transporta odata cu ea si unele din produsele rezultate in urma proceselor de alterare a rocii parentale si de mineralizare si humificare a materiei organice, prin aceasta ea contribuind la formarea diferitelor tipuri de orizonturi pedogenetice.

 Indicii hidrofizici

Diferitele varietati de apa din sol prezinta anumite proprietati, cauzate de fortele de retinere a acesteia de catre componenta solida a solului. O importanta mai mare o are mobilitatea apei din sol, iar pentru plante gradul de accesibilitate a acesteia. Aceste proprietati sunt exprimate prin anumite valori ale umiditatii solului, valori ce au primit numele de indici hidrofizici si corespund unui anume potential de retinere a apei in sol.

Cercetarile de fizica si hidrofizica solurilor au stabilit o serie de indici hidrofizici, dintre care mai utilizati sunt: coeficientul de higroscopicitate, coeficientul de ofilire, capacitatea de apa in camp, capacitatea de apa utila, capacitatea pentru apa capilara, capacitatea totala pentru apa sau permeabilitatea solului pentru apa.

Coeficientul de higroscopicitate (CH), numit si higroscopicitatea  maxima, constituie umiditatea pe care o are solul la echilibru cu o atmosfera ce are umiditatea relativa de 94 %. Din punct de vedere energetic, coeficientul de higroscopicitate reprezinta umiditatea solului la o suctiune corespunzatoare valorii pF = 4,7 sau a umiditatii care se realizeaza la 50 atmosfere.

Apa higroscopica este retinuta de fortele de adsorbtie si nu este accesibila plantelor.

Coeficientul de ofilire (CO) este un indice hidrofizic cu deosebita importanta teoretica si practica, el reprezentand limita intre apa accesibila si cea inaccesibila plantelor. Coeficientul de ofilire este definit ca acea umiditate a solului la care plantele se ofilesc ireversibil, el corespunzand unei valori pF in jur de 4,2 sau umiditatii la 15 atmosfere. Marimea coeficientului de ofilire este in functie de textura solului (tabelul nr. 3), variind in limite foarte largi, de la cca. 1 % in solurile nisipoase, la peste 20 % in solurile argiloase.                                                                                         

Tabelul nr.

Valorile coeficientului de ofilire pentru diferite categorii texturale  de sol (dupa Gr. Obrejanu, 1972)

Categoria texturala

Coeficientul de ofilire  (%)

Nisip

1 – 3

Nisip lutos

3 – 6

Lut nisipos

6 – 9

Lut

9 – 13

Lut argilos

13 – 15

Argila lutoasa

15 – 19

Argila, argila fina

19 – 24

Capacitatea de apa in camp (CC) este un indice hidrofizic, ce exprima cantitatea maxima de apa capilara suspendata, pe care o poate retine un sol cu alcatuire granulometrica omogena, la o umectare puternica si dupa scurgerea in profunzime a apei gravitationale.

Pentru ca determinarea capacitatii de camp prezinta unele dificultati, se foloseste frecvent un indice hidrofizic determinat in laborator numit echivalentul umiditatii (EU), indice ce prezinta valori apropiate capacitatii de apa in camp.

Capacitatea de apa utila (CU) reprezinta umiditatea accesibila plantelor si reprezinta cantitatea de apa din sol cuprinsa intre capacitatea de apa in camp si coeficientul de

Capacitatea totala pentru apa (CT) sau capacitatea maxima pentru apa reprezinta cantitatea de apa care satureaza solul, atunci cand toti porii sunt complet umpluti.

Permeabilitatea solului pentru apa

Permeabilitatea este o proprietate a unui corp de a permite sa treaca prin el un fluid, in cazul solului a apei sau a aerului.

Permeabilitatea solului este influentata in primul rand de porozitate, iar aceasta la randul ei depinzand de compozitia granulometrica, de structura, de gradul de tasare, de continutul de humus, de activitatea organismelor vii etc. Ca urmare, cu cat un sol este mai poros si pori au un diametru mai mare, cu atat permeabilitatea este mai mare. Cele mai permeabile soluri sunt cele cu textura grosiera, permeabilitatea scazand catre cele lutoase si argiloase.

Pentru caracterizarea marimii permeabilitatii solului se foloseste un indice determinat in laborator si care a fost numit conductivitate hidraulica (K).

Conductivitatea hidraulica este un indice ce caracterizeaza permeabilitatea si este utilizat mai ales in calculele ce se fac pentru lucrarile de desecare – drenaj, la stabilirea distantelor si adancimii de constructie a canalelor de desecare sau cele ale pozarii drenurilor.

Permeabilitatea solului influenteaza diferitele procese ce se petrec in sol, cum sunt cele de levigare a produselor, rezultate din alterarea mineralelor sau din mineralizarea si humificarea materiei organice. De permeabilitate sunt legate procesele de gleizare sau stagnogleizare a solului sau deficitul de umiditate, acestea impunand oportunitatea lucrarilor de imbunatatiri funciare.

4. Regimul hidric al solului

Apa in natura joaca un rol esential in realizarea schimbului de materie si energie intre domeniul mineral si lumea vie. Ea este parte componenta a marelui circuit geologic al materiei de la suprafata Pamantului. Prin numeroase transformari si deplasari, apa formeaza in natura un imens circuit, pus in miscare de energia primita de la Soare. Din acest circuit general al apei, face parte si circuitul apei in sol, acesta reprezentand totalitatea fenomenelor legate de patrunderea apei in sol, de miscarea prin sol si de iesirea ei din acest mediu.

Datorita variatelor conditii climatice de pe glob, circuitul apei in sol prezinta unele diferentieri de la o zona la alta. A. A. Rode (1963) (citat de Lupascu, 1998) a grupat aceste variatii in 5 tipuri principale de regim: pergelic, percolativ, periodic percolativ, nepercolativ si exudativ.

Regimul hidric pergelic este intalnit in regiunile unde se gaseste prezent stratul de permafrost. Acest regim prezinta doua perioade distincte. In perioada de iarna, apa din sol se gaseste in stare solida, iar in perioada de vara, deasupra stratului de permafrost se formeaza un strat de apa care se consuma in mica masura prin evapotranspiratie sau prin scurgeri laterale. Solul este, in general, permanent umed, iar pe terenurile orizontale sau depresionare are larga extindere fenomenul de inmlastinire.

Regimul hidric pergelic este specific criosolurilor, cat si subdiviziunilor gelice ale unor soluri.

Regimul hidric percolativ se intalneste in regiunile cu clima umeda, in sol realizandu-se anual sau de mai multe ori pe an un flux de apa descendent, ce ajunge pana la apa freatica. In acest tip de regim, umiditatea solului se mentine relativ constanta si apropiata de capacitatea de apa in camp. Regimul hidric percolativ este specific atat solurilor din zona tropicala umeda, cat si acelora formate in regiunile temperate umede sau in regiunile montane umede.

Regimul hidric periodic percolativ este caracteristic regiunilor mai putin umede. Aici, fluxul de apa ce patrunde in sol doar in anii cu precipitatii mai bogate poate ajunge pana la nivelul apei freatice. Solurile care prezinta acest regim au sarurile solubile indepartate complet din sol si doar carbonatul de calciu, mai putin solubil, se gaseste spalat catre baza profilului de sol. Asa sunt cernoziomurile argice, faeoziomurile sau preluvosolurile roscate.

Regimul hidric nepercolativ se intalneste in climatele secetoase sau aride, unde precipitatiile care cad umezesc doar o parte din sol. Sub acest orizont umezit se gaseste asa numitul orizont mort, permanent uscat, adica umiditatea lui se gaseste la nivelul coeficientului de ofilire. Asa sunt cernoziomurile, kastanoziomurile sau unele cambisoluri din regiunile desertice.

Regimul hidric exudativ este specific tot regiunilor cu clima secetoasa sau arida, intalnindu-se in arealele unde stratul acvifer freatic se gaseste la mica adancime. In aceste regiuni, in perioadele uscate si calde ale anului prin evapotranspiratia foarte intensa se creeaza o circulatie ascendenta a apei provenita din panza freatica. Acest fenomen este pus in evidenta, pe langa umiditatea ridicata a solului, de acumularile de saruri solubile din orizonturile superioare ale profilului de sol. Solurile caracteristice sunt solonceacurile, gipsisolurile si soloneturile.

4. Aerul din sol

Fiind un corp natural afanat, eterogen si polidispers, solul este format pe langa partea solida si lichida si dintr-o parte gazoasa. Aceasta parte reprezinta aerul din sol. El este un component important, ce participa la toate procesele ce se petrec in sol, dar mai ales la cele chimice si biologice. In solurile bine aerate, unde oxigenul este mereu reinnoit, procesele de oxidare sunt predominante, mineralizarea materiei organice este puternica, in sol se formeaza nitrati, oxizi ferici si manganici, sulfati etc. Atunci cand in sol oxigenul este deficitar, vor predomina procesele de reducere, mineralizarea materiei organice este mult incetinita si se vor forma mai ales nitriti, oxizi ferosi si manganosi sau sulfuri.

Aerul este absolut indispensabil pentru intretinerea vietii organismelor aerobe, fiind un factor ce influenteaza direct si indirect cresterea plantelor.

4.1. Volumul de aer din sol

Aerul si apa ocupa in sol spatiul porilor, spatiu ce reprezinta aproximativ 50 % din volumul solului. Deci, marimea volumului de aer din sol depinde de gradul de umiditate al solului.

Porozitatea solului este in stransa dependenta de densitatea aparenta, la unele soluri, aceasta putand limita volumul de apa si aer. Astfel, a aparut notiunea de porozitate de aeratie sau capacitatea de aer a solului, ce reprezinta continutul de aer al solului, atunci cand umiditatea lui se gaseste la valoarea capacitatii de camp, aerul din sol ocupand la aceasta umiditate doar porii necapilari, porii capilari fiind umpluti cu apa. S-a constatat ca pentru cresterea normala a plantelor, in sol trebuie sa existe un anumit volum de aer. Pentru majoritatea plantelor de cultura continutul minim de aer din sol se limiteaza la cca. 10 % din volumul porozitatii totale. Conditiile cele mai bune de crestere a plantelor se realizeaza atunci cand solul are o structura glomerulara bine formata si stabila, iar porozitatea de aeratie necapilara este egala cu porozitatea capilara, adica cea de retinere a apei.

4.2. Compozitia aerului din sol

Aerul din sol are, in general, aceleasi componente ca aerul atmosferic, doar ca proportiile principalilor componenti difera in anumite limite.                                                                                      

  Tabelul nr. 4.

Compozitia comparativa a aerului din sol cu cel atmosferic

(Date dupa C. D. Nenitescu, 1963, A. Canarache, 1990 si Gh. Lupascu, 1998)

Componentii aerului

Aerul atmosferic (% din volum)

Aerul din sol (% din volum)

Azot

78,09

78 – 80

Oxigen

20,94

10 – 20

Bioxid de carbon

0,03

0,3 – 3

Vapori de apa

1 – 2

~ 2

          

Din tabelul nr. 4, se observa ca azotul si vaporii de apa prezinta o concentratie apropiata sau putin mai ridicata fata de cea atmosferica, azotul datorita proceselor de humificare si mineralizare a materiei organice, iar vaporii de apa datorita faptului ca ei se gasesc de cele mai multe ori la presiunea de saturatie.

Continutul de oxigen in sol este mai redus ca cel din aerul atmosferic, iar cel de bioxid de carbon este mai mare. In general, micsorarea continutului de oxigen este insotita de o crestere a continutului de bioxid de carbon. Acest fapt se petrece in sol in urma proceselor de respiratie a organismelor aerobe, care consuma oxigen si elimina bioxid de carbon. De asemenea, descompunerea substantelor organice are loc, mai ales, prin reactii chimice de oxidare, deci cu consum de oxigen, iar printre compusii finali rezultati se afla intotdeauna bioxidul de carbon.













Document Info


Accesari: 12690
Apreciat:

Comenteaza documentul:

Nu esti inregistrat
Trebuie sa fii utilizator inregistrat pentru a putea comenta


Creaza cont nou

A fost util?

Daca documentul a fost util si crezi ca merita
sa adaugi un link catre el la tine in site

Copiaza codul
in pagina web a site-ului tau.




Coduri - Postale, caen, cor

Politica de confidentialitate

Copyright Contact (SCRIGROUP Int. 2019 )