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





















































Geneza si evolutia solurilor

Geologie




Geneza si evolutia solurilor

Geneza solurilor se bazeaza in principal pe trei procese fundamentale, respectiv pe cele de humificare, de alterare si de migrare. Aceste procese sunt conditionate de factorii bioclimatici si de factorii locali.

Factorii bioclimatici sunt reprezentati, dupa cum rezulta din denumire, de clima si de vegetatia unei regiuni. Ei definesc principalele zone climatice si de vegetatie ale Pamantului si genereaza totodata zonele mari de soluri.




Factorii locali cuprind relieful, roca parentala si drenajul apelor de suprafata sau freatice, caracterul local al acestora rezultand din variatia pe distante mici a insusirilor lor principale.

In afara acestor factori, un rol important in desfasurarea proceselor pedogenetice il are factorul timp si factorul uman, acesta din urma perturband adeseori echilibrul natural al ecosistemului, acel stadiu de climax, stabilit prin evolutia indelungata a vegetatiei si solului intr-un anumit climat.

Evolutia progresiva a solului intr-un anumit regim bioclimatic se poate petrece pana la realizarea echilibrului ecosistemic, acel stadiu numit 'climax'. Pentru stepa cu ierburi mici, stadiul de climax al solului il reprezinta kastanoziomul, pentru stepa cu ierburi inalte este specific cernoziomul, pentru silvostepa - faeoziomul, pentru climatul padurii de foioase stadiul de climax il realizeaza luvisolul, iar pentru padurea de conifere est 747j95h e specific podzolul. Stadiul de climax al solului se poate mentine o lunga perioada, atata timp cat el nu este modificat.

Evolutia regresiva a solului incepe atunci cand stadiul de climax al ecosistemului si implicit al solului este deranjat. Prin aceasta are loc o simplificare a profilului de sol. Modificarile pot surveni in urma unor schimbari climatice, ce pot genera o alta activitate biologica a solului, un alt regim hidric, intensificarea eroziunii naturale, dar, cel mai adesea, de degradarile cauzate de activitatea umana.

1. Factorii pedogenetici

1.1. Clima

Actiunea climei asupra solului se manifesta direct prin temperatura si umiditate si indirect prin intermediul vegetatiei si faunei.

Actiunea directa este bine evidentiata in fazele incipiente de formare a solului, cand rocile compacte sunt transformate prin procesele de dezagregare si alterare in produse tot mai fin dispersate. Aceste procese determina formarea principalelor componente minerale ale solului, cum sunt: particulele de praf si nisip, mineralele argiloase, sarurile, oxizii si hidroxizii s. a. De asemenea, clima determina o diferentiere a intensitatii si profunzimii pe care procesele de alterare actioneaza, putandu-se observa la nivel planetar o zonare a acestora, conforma zonelor de clima. In climatul arctic, intensitatea si adancimea proceselor de alterare sunt reduse si se manifesta doar in stratul de roca care se dezgheata in timpul verii. In climatul temperat alterarea este mai intensa si se petrece pe adancime mai mare, iar in climatul tropical umed, procesele de alterare a materialului mineral sunt extrem de puternice si afecteaza roca pe adancime foarte mare, adesea de mai multe zeci de metri.

O influenta marcanta a climei se inregistreaza si asupra proceselor de eluviere - iluviere, fapt ce cauzeaza o diferentiere accentuata a solurilor. In general, cu cat climatul este mai umed, cu atat eluvierea diverselor componente ale solului este mai intensa si pe adancime mai mare. In Romania, in zona de stepa, datorita uscaciunii climatului se inregistreaza levigarea in mare parte a sarurilor solubile si este inceputa eluvierea carbonatilor de Ca si Mg. In zona de silvostepa, ceva mai umeda, carbonatii sunt levigati catre 80 - 100 cm adancime si este inceputa debazificarea complexului adsorbtiv, iar in zona de padure, cu precipitatii si mai bogate, carbonatii sunt levigati catre baza profilului de sol sau mai jos, iar debazificarea mai accentuata a complexului adsorbtiv creeaza premiza migrarii fractiunilor argiloase.

Influenta indirecta a climei in pedogeneza are loc prin intermediul vegetatie si faunei. Clima creeaza conditii pentru dezvoltarea unui anumit gen de vegetatie, ceea ce determina un anumit tip de acumulare a materiei organice in sol. Acest fapt cauzeaza diferentieri si in privinta distributiei faunei din sol, activitatea acesteia, precum si conditiile de umiditate si temperatura, determina un anumit mod de humificare a materiei organice.

Invelisul de sol se afla in stransa corelatie cu caracterele generale ale climei, aceasta corelatie fiind dovedita de prezenta zonalitatii solurilor in concordanta cu zonele de clima.

In pedogeneza un interes deosebit il reprezinta cunoasterea regimului hidric si termic al solului. Pentru caracterizarea lui s-a folosit diferenta dintre precipitatiile medii anuale si evapotranspiratia din sol din cursul unui an sau indicele de ariditate de Martonne Iar = P / (T + 10) (P - precipitatii medii anuale; T - temperatura medie anuala).

1.2. Vegetatia si fauna

Factorul motor de transformare a rocilor in sol il constituie organismele vii, in principal formatiunile vegetale care sintetizeaza substante organice din cele minerale si microorganismele care descompun substantele organice, trecandu-le din nou in substante minerale si sintetizeaza substante organice complexe specifice solului.

Vegetatia intervine in geneza solurilor prin faptul ca asigura materia organica principala a solului. Ea contribuie, de asemenea, la modul de acumulare a humusului in sol, atat ca grosime a orizontului humifer, cat si ca tip de humus. Vegetatia protejeaza solul impotriva denudatiei, influenteaza bilantul apei in sol si microclimatul solului.

In cazul vegetatiei de stepa, bioacumularea are loc pe seama materiei organice rezultate din moartea radacinilor, in timp ce in cazul vegetatiei de padure sursa de materie organica o constituie frunzele care cad si raman la suprafata solului. Unele determinari au aratat ca in sol vegetatia de stepa lasa anual o cantitate de materie organica de cca. 30 t/ha, pe cand greutatea litierei dintr-o padure ajunge doar la 5 - 6 t/ha. Vegetatia de stepa este mai bogata in proteine, pe cand cea de padure este mai bogata in lignine. In solurile din stepa exista o microflora bacteriana bogata si foarte activa, fata de padure unde predomina ciupercile. Fauna in solurile stepei este mult mai numeroasa (viermi, insecte, animale rozatoare si insectivore) si activa. Ea transforma si amesteca substantele organice cu cele minerale si creeaza un humus de tip mull, de calitate superioara. Totodata, aceasta activitate, ca si calitatea humusului, duce la formarea unui orizont cu structurat, afanat si poros.

In cazul vegetatiei de padure, solurile chiar daca au un continut ridicat de humus, el este de calitate inferioara, fiind alcatuit din mul­te lignine ce sunt greu des­com­puse. Microflora este mai sa­ra­ca, consti­tuita mai ales din ciuperci. Conditiile de temperatura mai mica si umiditate mai mare duc la o mineralizare mai slaba a humusului, ceea ce nu permite eliberarea de substante nutritive in cantitate mare. Acesta este format mai ales din acizi fulvici nesaturati in baze, ce influenteaza la randul lor nefa­vo­rabil celelalte proprietati ale solului. Actiunea faunei este mult mai redusa, intervenind in maruntirea materiei organice si in deplasarea si amestecarea ei cu partea minerala, precum si la structurarea si afanarea materialului de sol.

1.3. Roca parentala

Roca parentala reprezinta materialul pe care se desfasoara procesele de solificare, iar proprietatile fizice, chimice si mineralogice ale rocii influenteaza pedogeneza si proprietatile solului.

In cazul regiunilor cu roci lutoase, cum sunt loessurile, evolutia solului decurge in conformitate cu conditiile de clima si vegetatie ale zonei respective. In zona stepei uscate se formeaza kastanoziomuri, in stepa cu ierburi inalte cernoziomuri, in silvostepa faeoziomuri, in zona padurii de foioase luvisoluri, in cea a padurii de conifere podzoluri etc.

Atunci cand apar roci parentale cu insusiri specifice, acestea impun proceselor de solificare o anumita evolutie. Unele din ele pot impiedica pedogeneza si dezvoltarea profilului de sol pana la nivelul tipului zonal. Asa spre exemplu, solificarea decurge mai lent pe rocile compacte decat pe cele mobile, ea se desfasoara mai rapid pe cele grosiere decat pe cele fine. Spre exemplu, in zona stepei umede, pe depozite grosiere se formeaza adesea faeoziomuri, iar pe loess se formeaza cernoziomuri. Diferentieri sunt inregistrate si in procesele de acumulare a humusului, astfel, in aceleasi conditii climatice acumularea de humus este mai intensa pe solurile argiloase decat pe cele nisipoase. Pe cele argiloase, ce retin o cantitate mai mare de apa, se dezvolta o vegetatie mai bogata, iar mineralizarea resturilor organice este mai redusa, comparativ cu cele nisipoase, ce sunt mai uscate, deci ofera conditii mai putin bune pentru dezvoltarea plantelor, iar resturile organice se mineralizeaza mai repede.

Compozitia chimica a rocii intervine in procesul de solificare. Procesul este mai lent pe rocile care au un continut mai mare de cationi schimbabili. Spre exemplu, in aceleasi conditii de zona umeda, pe marne si argile marnoase se formeaza faeoziomuri calcarice (FZka), pe cand pe argile lipsite de carbonati se formeaza preluvosoluri tipice (ELti). De asemenea, chimismul rocii imprima o anumita directie proceselor pedogenetice, astfel, pe calcare, chiar daca climatul este foarte umed, prezenta cationilor bazici determina formarea la suprafata solului a unui orizont A cu humus de tip mull calcic, iar solul ce a luat nastere este o rendzina. Alimentarea continua a complexului adsorbtiv cu ioni de calciu, proveniti din roca parentala, va determina o evolutie foarte lenta catre tipul de sol zonal.

Compozitia mineralogica are de asemenea importanta in procesul de solificare. Spre exemplu, pe argile cu continut ridicat de montmorillonit se formeaza vertosoluri sau alte soluri cu subtip vertic.

In tara noastra o serie de tipuri, subtipuri si varietati de soluri au fost separate in functie de roca pe care s-au format. Intalnim astfel: pe calcare: rendzina, litosol rendzinic, ca si varietatile subrendzice ale cernoziomului tipic, faeoziomului tipic etc; pe marne si argile marnoase: cernoziomuri tipice, varietatea marnice, eutricambosol tipic, varietatea marnic etc.; pe argile gonflante, montmorillonitice: vertisoluri si alte soluri cu subtip vertic; pe roci compacte: litosoluri si soluri cu subtip litic; pe tufuri vulcanice: andosoluri si alte tipuri de sol ce au subtip andic etc.

1.4. Relieful

Relieful diferentiaza solificarea prin unitatile sale mari, dar si prin mezo si microforme. El are atat o influenta directa, cat si una indirecta. Influenta directa se manifesta prin diferitele procese geomorfologice, cum sunt: eroziunea prin apa si vant, alunecarile de teren, colmatarile. Prin acestea solul este subtiat, deranjat-deplasat sau ingrosat. Rolul indirect se manifesta prin umezirea si incalzirea diferentiata a diferitelor forme de relief, printr-o anumita distributie a climei si vegetatiei care, dupa cum am vazut, influenteaza la randul lor geneza solului.

Pe versantii cu panta mare solurile au orizonturi scurte sau roca poate fi la zi, pe cand pe cei slab inclinati sau orizontali, de obicei, solul este profund (fig. 11).

Fig. 11. Variatia grosimii solului in functie de inclinarea reliefului

Fig. 12. Distributia solurilor pe Magura Mocrei (Dealurile Crisului).

1. Andezite; 2. Depozite coluviale; 3. Invelisul de sol. LSeu - Litosol eutric; FZvs - Faeoziom vertic; VSti - Vertisol tipic; ELti - Preluvosol tipic; LVti - Luvosol tipic; LVst - Luvosol stagnic.

Pe un versant cu expozitie nordica, in general mai umed, solurile sunt mai evoluate, decat cele formate pe unul cu expozitie sudica. Spre exemplu, Magura Mocrei din ju­de­tul Arad este constituita din aglo­me­rate andezitice. Pe eluviul de pe culme s-au format luvosoluri tipice (LVti) si lito­so­luri eutrice (LSeu). Pe scoarta de alterare acumu­lativa, ce cuprinde partea mijlocie si inferioara a versantilor, in partea nordica sunt formate luvosoluri tipice(LVti) si luvosoluri stagnice (LVst), iar in partea sudica sunt formate verto­soluri tipice (VSti), faeoziomuri vertice (FZvs) si preluvosoluri tipice (ELti) (fig. 12).

Formele minore de relief au de asemenea influenta in geneza solurilor. Astfel, in ariile depresionare din regiunea de campie (crovuri, padine, obarsii de vale) se formeaza soluri cu profil mai evoluat decat in arealele vecine. Acest fapt se datoreaza cantitatii mai mari de apa, provenita prin scurgerea din regiunea vecina mai inalta, care afecteaza roca de solificare pe o grosime mai mare si pe o perioada mai lunga de timp (fig. 13)

Fig. 13. Distributia solurilor pe un relief de campie cu crovuri.

A - In climat de stepa, pe depozite de loess; CZti - Cernoziom tipic; FZar - Faeoziom argic.

B - In climat de padure, pe argile gonflante; ELrs - Preluvosol roscat; PLab - Planosol albic

A. In climat de stepa si depozite de loess pe suprafata orizontala a campului s-a format un cernoziom tipic (CZti), pe cand in crov putem intalni un faeoziom argic, (FZar);

B. In climat de padure si depozite argiloase, gonflante pe terenul mai inalt sunt formate preluvosoluri roscate (ELrs), iar in padina vom intalni planosoluri vertice stagnice (PLvs - st).

1. Apele freatice si stagnante

Multe din procesele ce se desfasoara in sol au loc in prezenta apei. Uneori, solificarea are loc in conditii de exces de apa. Excesul de apa poate fi de suprafata sau pluvial (ape stagnante ce se acumuleaza din precipitatii) si freatic (din panzele de apa din interiorul scoartei aflate la adancimi mici, uneori aproape de suprafata sau chiar la suprafata).

Fig. 14. Variatia invelisului de sol in functie de adancimea nivelului stratului acvifer freatic.

1. Depozite fluviale; 2. Depozite coluviale; 3. Depozite loessoide.

ASen-ka - Aluviosol entic, calcaric; ASgc-ka – aluviosol gleic, calcaric; ASco - Aluviosol coluvic;

GSal-ka - Gleiosol aluvic, calcaric; RSeu - Regosol eutric; ELmo - Preluvosol molic.



In prezenta unui exces de umiditate, deci a unei aeratii slabe, au loc in sol procese predominante de reducere. Se formeaza compusi redusi de Fe si Mn care sunt solubili, au culori predominant verzui - cenusii pana la negre si dau un aspect patat, marmorat solului.

In functie de adancimea la care se gaseste nivelul stratului acvifer freatic este si intensitatea de manifestare a proceselor de gleizare in profilul de sol. Spre exemplu, in lunca, pe grindul de mal, unde apa freatica este la cca. 3 m adancime, sunt aluviosoluri entice, calcarice (ASen-ka), urmeaza o zona cu apa freatica la cca. 2 m adancime unde sunt formate aluviosoluri gleice, calcarice (ASgc-ka). Pe fostele brate parasite sunt formate gleiosoluri aluvice, calcarice (GSal-ka), aici stratul acvifer fiind la suprafata sau aproape de suprafata. Partea interna a luncii cu stratul acvifer freatic la 0,8-1,5 m adancime este ocupata de gleiosoluri aluvice eutrice (GSal-eu) si calcarice (GSal-ka) (fig. 14).

Procesele care au loc sub influenta apei freatice se numesc procese de gleizare, iar cele ce au loc sub influenta apei de stagnare de suprafata se numesc procese de stagnogleizare. Prin manifestarea intensa a acestor procese se formeaza orizonturi gleice sau stagnogleice, specifice clasei hidrisoluri, atunci cand ele se gasesc in partea superioara a profilului de sol.

Atunci cand apele freatice sunt aproape de suprafata si sunt bogate in saruri solubile, ele pot provoca salinizarea si sodizarea (alcalizarea) solului.

1.6. Timpul

Timpul este o conditie necesara a pedogenezei, pentru ca factorii de mediu sa actioneze prin diverse procese specifice. Chiar si cele mai simple reactii chimice din sol au nevoie de un anumit timp. De altfel, Sparks D. L. (1999) arata ca reactiile chimice ce au loc in sol se petrec intr-o anumita perioada de timp, unele din ele necesita perioade foarte scurte, iar altele perioade extrem de lungi. Astfel, s-a determinat ca unele din reactiile de asociere a ionilor sau de schimb ionic se petrec in microsecunde sau milisecunde, iar altele pot ajunge la minute sau ore. Alte reactii, cum sunt cele dintre solutia solului si mineralele fazei solide, ce implica dizolvarea mineralelor sau cristalizarea unor minerale noi, se pot petrece in perioade mai lungi de timp, ce ajung de la cateva zile pana la cativa ani sau mii de ani.

Timpul intervine si in realizarea diferitelor orizonturi ale solului (Birkeland, 1974). Primul care ajunge la starea stationara este orizontul A, apoi orizontul B cambic, urmeaza orizonturile B argic si C calcic, iar cel mai lung timp este necesar pentru orizontul B oxic (B feralic dupa WRBSR), apreciat ca poate depasi 1 milion de ani (fig. 15 B). In ce priveste realizarea profilului de echilibru pentru diferitele categorii de soluri (fig. 15 C), acelasi autor arata ca: Spodosolurile (podzolurile) sunt primele care ajung la starea stationara, urmeaza Molisolurile (cernoziomuri, faeoziomuri), apoi Ultisolurile (acrisolurile, dupa WRBSR), iar cel mai lung timp pentru a ajunge la starea de echilibru il necesita Oxisolurile (feralsolurile, dupa WRBSR).

Fig. 1 Diagrame privind variatia in timp a unor proprietati ale solului si a unor soluri pentru a atinge

starea stationara (Dupa Birkeland, 1974).

A - O situatie ipotetica privind evolutia continuturilor de humus, carbonati si argila;

B - Variatia de timp necesara pentru ajungerea la starea stationara a catorva tipuri de orizonturi;

C - Variatia de timp necesara pentru ajungerea la starea stationara a unor soluri.

Timpul necesar pentru evolutia unui sol pana la starea stationara poate dura pentru unele doar cateva sute sau mii de ani, iar pentru altele mai multe sute de mii de ani; este ceea ce numeste Duchaufour (1988, 2003) ciclu scurt, respectiv ciclu lung de evolutie.

Varsta solului este greu de stabilit. Se folosesc metode geologice, palinologice, arheologice sau cu radiocarbon (C14) pentru determinarea varstei absolute. Metodele geologice si arheologice adesea nu se pot folosi, deoarece nu dispunem de date, iar cele palinologice sau cu radiocarbon sunt prea laborioase sau costisitoare ca sa se poata efectua in mod curent. Acestea sunt folosite doar in cercetari speciale, pentru lamurirea unor aspecte de ordin teoretic.

Determinarea varstei unor soluri din Campia Romana prin metoda cu radiocarbon C14 (I. Munteanu si colab., 1997) a evidentiat ca orizonturile din primii 100 de cm sunt de varsta Holocena, pe cand depozitele subiacente, sub 180 cm adancime, sunt Pleistocene (Würm III). Autorii subliniaza faptul ca nu putem vorbi de o varsta a solului, privit ca intreg, ci doar de varsta diferitelor orizonturi ale solului, precum si faptul ca orizonturile de la suprafata sunt mai tinere decat cele mai din profunzime.

Cel mai adesea folosim varsta relativa, in care solurile se compara intre ele din punct de vedere al dezvoltarii profilului de sol si eventual a pozitiei pe care ele o detin pe diferitele forme de relief. Daca luam ca exemplu o vale cu terase dintr-o regiune piemontana din Romania (fig. 16), pe ea intalnim forme de relief de varsta diferita, ce prezinta tipuri de sol diferentiate intre ele de o anumita succesiune de orizonturi.

Pe formele de relief mai tinere, se constata ca profilul de sol are mai putine orizonturi fata de cele mai vechi. In lunca, solul are doar un scurt orizont A ocric, urmat de materialul parental, este ceea ce numim aluviosol. Pe prima terasa, solul, in afara de orizontul A ocric, prezinta sub acesta un orizont B cambic si mai jos roca parentala, acest sol este denumit eutricambosol. Pe terasa a II-a, intalnim un preluvosol, la care se diferentiaza un orizont B argic sub orizontul A ocric, iar pe nivelul superior, cel al suprafetei piemontului, s-a format un profil de sol mai complex, la acesta, intre orizontul A ocric si orizontul B argic s-a format un orizont luvic, solul, cu un profil alcatuit din orizonturile Ao - E - Bt - C, fiind denumit luvosol. Deci, putem spune ca luvosolul are o varsta mai mare decat preluvosolul, acesta din urma decat eutricambosolul si mai departe decat a aluviosolului.

Fig. 16. Schema privind dezvoltarea in timp a profilului de sol.

1.7. Factorul uman

Omul a influentat evolutia solului in decursul timpului prin activitatea pe care o desfasoara.

In primul rand, luarea in cultura a terenurilor a facut ca vegetatia naturala specifica sa fie inlocuita cu diverse plante agricole, ceea ce influenteaza pe mai departe solificarea. Astfel, cultivarea terenurilor acoperite candva cu paduri a dus la modificarea modului de formare si acumulare a humusului. De la un humus de tip moder, format pe baza litierei padurii, se ajunge la formarea unui humus de tip mull, rezultat in urma transformarii resturilor vegetatiei ierboase cultivate. Acest fapt a determinat formarea pe terenul cultivat a unui sol cu orizont A molic. Modificarile aparute sunt evidente in regiunea de campie, unde sub padure intalnim acum preluvosoluri tipice, iar pe terenurile alaturate, similare, dar cultivate agricol de o lunga perioada de timp, intalnim preluvosoluri molice.

Defrisarea padurilor si destelenirea pajistilor a dus adesea la accentuarea eroziunii pe terenurile inclinate, datorita atat modificarilor aparute in retentia apelor pluviale, cat si datorita mobilizarii orizontului superior al solului prin lucrarile agricole, ce poate fi mai usor deplasat de scurgerea apei pe versant. Un alt efect al defrisarii padurii este aparitia excesului de umiditate stagnant pe terenurile orizontale. Fenomenul apare mai ales in regiunile cu precipitatii destul de abundente si unde solul, format pe o roca parentala cu textura fina, prezinta un orizont B compact si putin permeabil. Cauza aparitiei excesului de umiditate stagnant o reprezinta reducerea substantiala a evapotranspiratiei, fata de cea specifica padurii, astfel ca, apa care nu se elimina prin evapotranspiratie se acumuleaza in sol sau la suprafata acestuia.

De fapt, toate lucrarile din domeniul agricol au repercusiuni asupra evolutiei solului. Lucrarile agrotehnice duc la afanarea partii superioare a solului, cele de chimizare si amendare modifica insusirile chimice ale solului. De asemenea, lucrarile ameliorative: irigare, desecare, indiguire, lucrarile antierozionale, lucrarile de ameliorarea saraturilor si altele duc la modificari importante in evolutia solurilor respective.

Influenta activitatii umane in unele teritorii a dus la transformari foarte puternice a orizonturilor de sol, formandu-se asa numitele orizonturi antropedogenetice. Sunt mentionate: orizontul hortic si antracvic in Sistemul Roman de Taxonomie a Solurilor, iar Baza Mondiala de Referinta pentru Resursele de Sol pe langa aceste doua tipuri de orizonturi mai utilizeaza tipurile: plaggic, iragric, hidragric si teric.

Intre factorii pedogenetici exista o stransa legatura, actiunea lor se interconditioneaza si adeseori este greu de distins actiunea unui factor de a celorlalti. In cercetarea de teren trebuie sa se examineze analitic si sintetic toti factorii pedogenetici pentru a ajunge sa intelegem corect geneza invelisului de sol si tendinta lui de evolutie. Putem, astfel, sa luam masurile cuvenite pentru stoparea acelor procese care conduc la scaderea fertilitatii solului.

2. Principalele procese pedogenetice

Pedogeneza reprezinta totalitatea proceselor specifice care contribuie la formarea solului. Ea se petrece sub influenta factorilor pedogenetici.

Procesele pedogenetice sunt procesele care intervin in formarea si evolutia solurilor. Prin aceste procese se formeaza diferite componente minerale si organice ale solului, are loc acumularea, transformarea in loc sau deplasarea unor substante in adancime. Se separa astfel unele structuri cu insusiri caracteristice, straturi numite orizonturi. Succesiunea naturala a orizonturilor de sol poarta denumirea de profil de sol. Cele mai cunoscute procese care duc la dezvoltarea profilului de sol sunt: bioacumularea, alterarea, gleizarea si pseudogleizarea, eluvierea-iluvierea, salinizarea, alcalizarea, vertisolajul, bioturatia si cele de aport sau transport la suprafata solului.

2.1. Procesele de bioacumulare

Bioacumularea este procesul esential al solificarii si consta din acumularea substantelor organice in partea superioara a profilului de sol, unde se formeaza un orizont bioacumulativ. Acizii humici, rezultati in urma proceselor de humificare a resturilor organice, formeaza complexe organo-minerale impreuna cu unele elemente minerale din sol. Complexele organo-minerale creeaza acele proprietati esentiale ale solului, necesare dezvoltarii plantelor superioare.

Bioacumularea depinde in primul rand de natura ierboasa sau lemnoasa a covorului vegetal. Pe terenurile cu vegetatie ierboasa, bioacumularea se realizeaza in mare parte pe seama masei mari de radacini, care ramane in sol in primii 30-40 cm. Pe terenurile cu vegetatie de padure, bioacumularea se realizeaza mai ales pe seama resturilor vegetale care cad pe sol (frunze si tulpini) si mai putin pe seama radacinilor. Bioacumularea depinde si de drenajul teritoriului. Pe terenurile mai slab drenate bioacumularea este mai intensa, deoarece umiditatea mai ridicata favorizeaza dezvoltarea mai puternica a vegetatiei, dar, in acelasi timp, mineralizarea materiei organice si a humusului este mai inceata, datorita aeratiei si temperaturilor mai reduse din aceste soluri. Spre exemplu, solurile hidromorfe prezinta o bioacumulare foarte intensa, iar in cazul ariilor cu mlastini permanente acumu­la­rea de materie organica este asa de puternica, incat la suprafata solului mineral se formeaza un orizont turbos.

In functie de modul cum se acumuleaza materia organica deosebim:

- orizont A cu materie organica bine humificata si intim legata cu partea minerala;

- orizont 0 - acumulare de materie organica, in general, slab transformata, neamestecata cu partea minerala;

- orizont T - acumulare de materie organica intr-un mediu saturat cu apa cea mai mare parte din an.

2.2. Procesele de alterare

Alterarea este un proces general care participa la formarea tuturor solurilor. Ea se desfasoara cu intensitati diferite, in functie de conditiile climatice si, in anumite conditii, de tipul de humus ce se acumuleaza in orizontul de suprafata. Temperatura si umiditatea influenteaza viteza alterarii si natura produselor secundare ce se formeaza. Cu cat temperatura este mai mare si umiditatea mai ridicata, cu atat mai intens si mai repede are loc transformarea mineralelor primare. Are loc eliberarea de oxizi, hidroxizi si saruri, din care o parte sunt indepartate, iar o alta parte, in anumite conditii, se transforma in minerale argiloase.

In conditiile climatului temperat, alterarea materialului parental se observa pe rocile fara carbonati sau dupa ce CaCO3 a fost indepartat total, dar, totodata, a avut loc si indepartarea unei parti din calciul schimbabil. Cunoscuta sub numele de brunificare, alterarea este pusa in evidenta de formarea unui orizont specific, cum este orizontul B cambic. Culoarea acestui orizont este data de oxizii si hidroxizii de fier si de argila neoformata, astfel ca el difera de culoarea si structura materialului parental initial.

In regiunile calde, caracterizate de o alternanta de sezoane umede si uscate, prin alterarea mineralelor primare se formeaza, in general, argila de tip 2 / 1 si oxizi de fier liber, cristalizati sub forma de hematit, acestia dand culoarea rosie, acea rubefiere specifica solurilor din regiunile mediteraneene si subtropicale. In zonele cu umiditate mai ridicata, alterarea este si mai intensa, aici mai persista cuartul, ortoza si muscovitul. Procesele de levigare duc la indepartarea mai intensa a bazelor si a silicei, argilele care se formeaza fiind de tipul 1 / 1, mai ales caolinit, iar oxizii de fier sunt segregati sub forma de pete si concretiuni, dand nastere asa numitelor orizonturi ferice.

In regiunile ecuatoriale, alterarea mineralelor primare este foarte puternica si se petrece pe adancime foarte mare, aici, doar cuartul mai persista. Spalarea din profilul de sol a bazelor, cat si a celei mai mari parti din silicea libera, duce la formarea de cantitati reduse de argila, mai ales caolinit si uneori halloisit. In schimb, are loc o acumulare reziduala a elementelor putin deplasabile, respectiv aluminiul si fierul. Aluminiul se gaseste sub forma de hidroxid, cristalizat ca gibbsit de culoare alba. Fierul se gaseste cristalizat sub forma de goethit, un oxi-hidroxid feric de culoare galbena sau sub forma de hematit, oxid feric de culoare rosie. Acest proces este cunoscut sub numele de feralitizare, si da nastere orizonturilor feralice, specifice feralsolurilor.

2.3. Procesele de eluviere-iluviere

Prin aceste procese intelegem indepartarea de catre apa ce se infiltreaza in sol a unora din constituentii orizonturilor superioare si acumularea lor in orizonturile inferioare.

Procesele de eluviere-iluviere au loc sub influenta conditiilor climatice, dar sunt conditionate si de depozitul de solificare sau adancimea stratului acvifer freatic. Aceste procese incep cu indepartarea sarurilor solubile, apoi a carbonatilor de calciu si magneziu, apoi a bazelor schimbabile din complexul adsorbtiv si a argilei.

Procesele de eluviere-iluviere, in general, nu se petrec in climatele extrem de aride sau au loc doar pe adancimi foarte mici. In stepe, de obicei, sarurile solubile sunt spalate din profilul de sol si incepe levigarea carbonatilor de Ca si Mg si acumularea lor intr-un orizont inferior, numit carbonatoacumulativ, calcic sau calxic. Cu cat cantitatea de precipitatii este mai mare, cu atat adancimea la care se formeaza orizontul Cca este mai mare. Dupa ce intreaga cantitate de CaCO3 a fost indepartata din orizonturile superioare ale profilului de sol, solutia solului devine nesaturata in cationi. Din complexul adsorbtiv al solului o parte din cationi trec in solutia solului si sunt levigati catre orizonturile inferioare.



Procesele de eluviere-iluviere a argilei incep atunci cand are loc o debazificare accentuata a complexului adsorbtiv al solului, cu pierderea in special a ionilor de Ca2+, ce au rol coagulant. Aceasta determina o scadere a stabilitatii hidrice a agregatelor structurale, care se vor dispersa in momentul cand solul se umezeste foarte puternic. De asemenea, procesul de levigare a argilei lipseste si in medii foarte acide, aici datorita prezentei ionilor floculanti de Al3+. In lipsa ionilor coagulanti, argila se disperseaza in apa. La procesul de levigare a argilei o contributie o au si micile cantitati de materie organica (acizi humici) prezente in solutia solului. Acestea blocheaza efectul floculant al ionilor de Ca2+ si Al3+ si, totodata, formeaza pelicule hidrofile protectoare la suprafata particulelor de argila, facilitand dispersia acestora (Duchaufour, 2003).

Deplasarea particulelor fine de argila are loc odata cu miscarea apei gravitationale prin porii mai mari. In orizonturile din adancimea profilului de sol, datorita impachetarii mai stranse a materialului, porii grosieri aproape ca lipsesc. Acest fapt provoaca o diminuare a circulatiei apei gravitationale, care circula mai ales ca apa peliculara sau capilara, astfel ca, se produce retinerea particulelor de argila in porii fini si pe fetele agregatelor structurale. Acumularea particulelor de argila se face sub forma de pelicule, ce au adesea culoare bruna si aspect usor lucios, ele imbracand peretii porilor si suprafata agregatelor structurale. Acumularea argilei da nastere orizontului B argic (Bt).

Pentru ca pe rocile mobile procesul de iluviere a argilei se suprapune peste procesele de brunificare, ce sunt insotite de neoformarea de argila, au fost stabiliti asa numitii indici de diferentiere texturala intre orizontul eluvial si orizontul B argic.

2.4. Procese de formare orizonturilor calcice, gipsice si durice.

Principalul proces care duce la formarea orizontului calcic este levigarea carbonatului de calciu de la suprafata solului si acumularea lui intr-un orizont situat in primii 100 cm ai profilului de sol. Aceasta deplasare a carbonatilor are loc in scurtele perioade ploioase din timpul anului. Dizolvarea calcitului (CaCO3) depinde de continutul in CO2 a aerului din sol, cat si de concentratia in ioni a solutiei solului. Apa de percolare se imbogateste in CO2, accentuand dizolvarea carbonatului de calciu, care este deplasat in interiorul profilului pana unde are loc scaderea concentratiei in CO2 si saturarea solutiei solului. Adancimea de levigare a carbonatului de calciu depinde de cantitatea de precipitatii ce cade in teritoriul respectiv. In zonele cele mai aride, aceasta levigare se petrece doar pe primii 5-10 cm, evaporarea apei aducand din nou la suprafata sarurile spalate initial. Procesele de deplasare a carbonatilor pe profilul de sol sau, adesea, lateral, pot duce la imbogatirea puternica a orizontului calcic, cu formarea asa numitului orizont hipercalcic (peste 50% CaCO3). Acest orizont, prin umectare si uscare repetata, determina intarirea si apoi cristalizarea carbonatilor sub forma de calcit si formarea unui orizont cimentat, numit petrocalcic.

Formarea orizonturilor gipsice este legata de prezenta unor materiale sedimentare bogate in gips sau de materiale care au fost imbogatite in gips, ca urmare a aportului de saruri provenit din apele freatice ce a dizolvat gipsul din rocile gipsoase. Apele provenite din putinele precipitatii au doar un rol de redistribuire a sarurilor pe profil. De obicei, carbonatul de calciu, care este mai putin solubil decat sulfatul de calciu, il gasim acumulat intr-un orizont situat deasupra orizontului cu gips. La fel ca in cazul de mai sus, prin acumularea in continuare de gips se pot forma orizonturi hipergipsice (peste 60% gips), care prin intarire sa treaca in orizonturi petrogipsice.

Procesele de formare a orizontului duric sunt legate de alterarea mineralelor silicatice (felspati, mice, amfiboli, piroxeni etc.), care prin hidroliza elibereaza silice si alte produse (silicati de aluminiu hidratati, cationi bazici, hidroxizi de fier). Silicea este deplasata la mica adancime, unde se depune pe fetele agregatelor structurale, in pori sau pe grauntii de nisip, sub forma de pelicule de opal si forme microcristaline de silice. Prin pierderea apei, aceste pelicule produc intarirea materialului orizontului sub forma de nodule sau il transforma in strat masiv. S-a constatat ca aparitia orizonturilor puternic cimentate este intalnita mai ales in regiunile vulcanice sau acolo unde sunt aparitii de materiale piroclastice. Sticla din aceste materiale se altereaza cu rapiditate, iar daca este bogata in baze sunt eliberate cantitati ridicate de silicati solubili.

2. Procesele de podzolire

Tot in cadrul proceselor de eluviere-iluviere ar putea fi incluse si procesele de podzolire, dar acestea sunt procese mai complexe, ce cuprind atat faza de alterare a materialului parental, cat si levigarea celei mai mari parti din produsii rezultati. Aceste procese sunt intalnite frecvent in regiunile cu climat temperat rece, specific padurilor de conifere si pe roci acide.

Procesul de podzolire se petrece in prezenta unei litiere sarace in elemente minerale bazice si azot, dar bogata in lignine, celuloze, ceruri, taninuri etc. Prin humificare si mineralizare, sub actiunea ciupercilor se formeaza un humus brut, puternic acid, constituit din resturi vegetale partial humificate. Acesta elibereaza in sol cantitati insemnate de acizi fulvici, ce provoaca procese intense de alterare a partii minerale a solului, silicatii sunt desfacuti in silice, hidroxizi de fier si aluminiu si baze. Produsii rezultati formeaza impreuna cu acizii din humus complexe organo-minerale solubile in apa. Complexele formate cu baze sunt cele mai solubile, ele fiind complet indepartate din profilul de sol. Complexele alcatuite din acizii fulvici si hidroxizii de Al si Fe (fulvatii de Al si Fe), solubile doar in mediu puternic acid (pH < 5,5), migreaza pe profil, precipita datorita prezentei aluminiului liber sau ca urmare a schimbarii conditiilor de reactie din orizontul B si apoi polimerizeaza sub forma de compusi amorfi. Acestia se depun sub forma de pelicule si formeaza asa numitul orizont B spodic. In cazul solurilor mai evoluate (podzoluri in SRTS) profilul prezinta doua tipuri de orizont spodic, un orizont inchis la culoare, bogat in materie organica (Bhs) si sub acesta un orizont de culoare rosiatica, de acumulare mai intensa a sescvioxizilor (Bs). Acest proces de translocare a produselor rezultate prin alterare din orizontul superior este cunoscut si sub numele de cheluviere, iar cel de acumulare in orizontul subiacent de chiluviere.

In urma procesului de cheluviere, deasupra orizontului Bs se formeaza un orizont Es - spodic de culoare cenusie, constituit din cuart si o parte din silicea coloidala, rezultata in urma distrugerii mineralelor primare sau secundare.

2.6. Procesele de hidromorfie

Aceste procese au loc in conditiile unui exces de apa permanent sau periodic in sol. Aparitia excesului de umiditate duce, in primul rand, la micsorarea continutului de aer din sol. In lipsa sau insuficienta acestuia, de obicei, sub actiunea bacteriilor anaerobe care isi procura oxigenul din compusii oxidati, au loc o serie de reactii chimice de reducere. Compusii rezultati sunt forme reduse ale fierului si manganului si au culori cenusiu verzui, albastrui. In perioada fara exces, cand aerul patrunde in sol, se petrec procese de oxidare, compusii redusi ai fierului si manganului trec in produsi oxidati, de culoare galbena pana la roscata sau bruna negricioasa, insolubili, care se depun sub forma de pete sau concretiuni feri-manganice.

Procesele de hidromorfie pot fi cauzate de excesul de umiditate de natura freatica, si atunci acestea se numesc procese de gleizare, iar cand sunt determinate de excesul de apa pluviala se numesc procese de stagnogleizare. Aceste procese determina formarea proprietatilor gleice sau stagnice.

Dupa Sistemul Roman de Taxonomie a Solurilor, proprietatile gleice se subimpart in doua categorii principale: proprietati reductomorfe si proprietati redoximorfe.

Proprietatile reductomorfe (glei de reducere) sunt specifice materialelor permanent umede si au culori de reducere (negru pana la alb: N1 - N8; verzui pana la albastrui: 2,5Y, 5Y, GY, BG, G sau B).

Proprietatile redoximorfe apar pe materiale ce sunt afectate alternativ de procese de reducere si de oxidare, cum se intampla in zona franjei capilare sau in orizonturile de suprafata ale solurilor cu niveluri fluctuante ale apei freatice. Proprietatile redoximorfe sunt puse in evidenta atat de petele de reducere (prezentate mai sus), cat si de cele de oxidare care sunt de culoare brun roscata (ferihidrit), brun galbui intens (goethit) sau pe materiale sulfato-acide pete galben intens (jarosit). Petele de oxizi apar pe fetele agregatelor structurale, pe peretii porilor mari sau pe canalele de radacini, in timp ce interiorul agregatelor au adesea culori de reducere.

Proprietatile stagnice apar in partea superioara a profilului de sol, daca acesta nu este drenat ori deasupra unui strat impermeabil sau slab permeabil. Alternanta perioadelor de umezire excesiva cu cele de uscare a solului face ca procesele de stagnogleizare sa prezinte atat reactii de reducere cat si de oxidare. Ele sunt puse in evidenta de aspectul marmorat al orizontului afectat de aceste procese. Suprafata agregatelor structurale este mai deschisa la culoare, dominata de culorile cenusii - verzui, iar interiorul agregatelor structurale are culori mai rosii.

Prin reactiile de reducere a fierului si manganului rezulta unii produsi solubili, ce se pot deplasa de la locul de formare. Cand solul se usuca, se produce reoxidarea acestora si depunerea lor sub forma de pete sau concretiuni.

Intensitatea procesului de gleizare sau stagnogleizare se apreciaza prin proportia petelor de culoare cenusiu-verzuie sau albastruie, ce se constata prin sectionarea materialului din sol. Daca culorile de reducere depasesc 50% din suprafata sectionata, orizontul este considerat glei de reducere (Gr), respectiv stagnoglei (W).

2.7. Procesele de salinizare si alcalizare

Prin salinizare se intelege procesul de imbogatire a solului in saruri solubile, iar prin alcalizare (sodizare) procesul de imbogatire a complexului adsorbitiv in ioni de sodiu. Procesele de salinizare si alcalizare sunt mai frecvente in zonele de desert, stepa si silvostepa, pe terenurile cu ape freatice aflate la adancimi mici si bogate in saruri solubile.

Procesul de salinizare a solului se petrece in perioada calda si uscata a anului cand evapotranspiratia este foarte ridicata si deficitul de apa din sol este suplinit prin ascensiune capilara din apa freatica. Odata cu apa sunt transportate si sarurile care se depun in orizonturile superioare ale solului. Daca in perioadele umede ale anului aceste saruri nu sunt indepartate in intregime de apa de infiltratie, treptat se va ajunge la o acumulare mare a lor, ceea ce va da solului caracterul de salinizat sau salin. Salinizarea poate fi determinata si de prezenta unor materiale parentale bogate in saruri solubile.

Ca o continuare a procesului de salinizare este cel de alcalizare a solului, proces ce consta in inlocuirea din complexul adsorbtiv al solului a ionilor de Ca2+ si Mg2+ cu ioni de Na+. Sodiul este un element constitutiv al celor mai multe saruri solubile transportate din apa freatica, el este foarte activ si inlocuieste Ca2+ si Mg2+ din complexul adsorbtiv. Acestea trec in solutie, formand carbonati si bicarbonati care precipita, inlesnind astfel schimbul cationic in directia patrunderii sodiului in complex.

In functie de gradul de salinizare al materialului de sol, orizonturile au fost denumite hiposalice, notate cu 'sc' si salice, notate cu 'sa', iar cele afectate de alcalizare au fost denumite hiponatrice, notate cu 'ac' si natrice, notate cu 'na'.

2.8. Procesele vertice

Procesele vertice sunt legate de climatele cu sezoane contrastante, umede si uscate, cum sunt cele subtropicale sau tropicale, dar si in cele de tip temperat continental. In aceste climate, in procesul de alterare a rocilor si de neoformare de argila, prezenta ionilor de Ca2+ determina formarea in cantitati mai mari a argilei gonflante, de tipul montmorillonitului.

Procesele vertice se petrec pe materiale cu textura fina care contin minerale argiloase gonflante. Ele constau in deplasarea elementelor structurale unele fata de altele ca urmare a gonflarii, aceasta ducand la amestecarea materialului de sol. In perioada secetoasa a anului solul crapa pe o adancime mare. In aceste crapaturi cad materiale din orizonturile superioare. Dupa precipitatii abundente solul se umecteaza, marindu-si din nou volumul. Din cauza materialului cazut in crapaturi, cantitatea de sol supusa procesului de gonflare este mai mare decat cea initiala. Prin gonflarea materialului de sol apar forte care imping agregatele unele peste altele. Deoarece rezistenta mai mica, care se opune acestor forte, este cea dinspre suprafata solului, agregatele se deplaseaza in sus, de obicei sub un unghi de 60°. Astfel, aceste deplasari dau nastere la suprafete de frecare, numite oglinzi de alunecare, iar elementele structurale capata o forma de fus, asa numita structura sfenoidala.

Miscarea, amestecarea continua a materialului de sol, determina o slaba diferentiere a orizonturilor, producandu-se, totodata, o redistribuire a humusului pe profil, ceea ce face ca orizontul humifer sa fie foarte gros, dar humusul sa fie putin abundent.

Aceste procese duc la formarea unui orizont specific, numit vertic si notat cu 'y'. Orizontul vertic este specific vertosolurilor si subtipurilor vertice.

Miscarile care se produc in masa solului sunt puse uneori in evidenta de aparitia la suprafata terenului a unui microrelief ondulat, cunoscut sub numele de gilgai sau coscove.

2.9. Procesele de bioturbatie

Aceste procese se datoreaza animalelor sapatoare din sol, care deplaseaza materialul de sol dintr-un orizont in altul, amestecandu-le si atenuand limitele dintre acestea. Orizontul specific se numeste orizont vermic.

2.10. Procesele de aport sau transport la suprafata solului

Procesele de sedimentare, prin care se depune material la suprafata solului, ce este apoi incorporat in sol. Aluvionarea periodica si depunerile eoliene sunt cele mai importante. Aluvionarea este specifica luncilor raurilor, ce prezinta viituri periodice, iar depunerile eoliene, specifice zonei cu climat uscat, intalnite mai ales in regiunea de campie si podis.

Procesele de denudatie, prin care solul este subtiat si mentinut intr-un stadiu incipient de dezvoltare, mereu tanar. Principalele procese sunt cele de eroziune areolara si lineara, solifluxiune, alunecari de mase de pamant, precum si decopertarile efectuate prin activitatea umana.

2.11. Procesele legate de activitatea umana

Aceste procese se refera la unele activitati umane, care conduc la modificari importante asupra solului, cum sunt lucrarea frecventa a pamantului pe adancime mare, fertilizarea intensiva cu materiale organice si anorganice o lunga perioada de timp, aplicare frecventa de materiale pamantoase sau irigarea cu ape ce aduc mari cantitati de sedimente si altele. Aceste procese determina formarea de orizonturi caracteristice care difera intre ele prin materialele constitutive. Asa sunt orizonturile: teric, iragric, plaggic, hortic sau antracvic.

3. Orizonturile pedogenetice si profilul de sol

Ca urmare a actiunii diverselor procese pedogenetice, se ajunge ca materialul din care este alcatuit solul sa fie organizat in structuri specifice, cum sunt agregatele structurale, peliculele, eflorescentele, concretiunile, forme ale activitatii biologice s. a. Aceste structuri elementare se gasesc asamblate in formatiuni cu anumite insusiri, dispuse aproximativ paralel cu suprafata reliefului, numite orizonturi. Caracterele morfologice ale acestora fac ca ele sa fie limitate ca intindere, astfel ca, ele au o anumita grosime, iar pe orizontala putand trece intr-un alt orizont sau pot disparea.



Orizonturile pedogenetice si subdiviziunile lor, in general, reflecta schimbari calitative fata de materialul parental initial. Sunt insa orizonturi mai putin modificate de procesele pedogenetice sau altele chiar fara a fi afectate de acestea, numite uneori strate, dar care au importanta in definirea solului.

Orizonturile pedogenetice prezinta anumite relatii intre diferitele asamblaje din interiorul lor, marcate de unele insusiri specifice, cum ar fi: structura, porozitatea, culoarea sau asociatia de culori sau prezenta de neoformatiuni. De asemenea, ele se gasesc si in relatie cu orizonturile superioare lor sau cu cele subiacente.

Conform Sistemului Roman de Taxonomie a Solurilor, in functie de caracteristicile morfologice, fizice, chimice, mineralogice sau biologice, au fost stabilite cateva tipuri principale de orizonturi pedogenetice, notate cu litera majuscula, dupa cum urmeaza: O, T, A, E, B, C si R. Aceste tipuri de orizonturi utilizate in Romania concorda cu sistemul de orizonturi utilizat de FAO, doar ca in sistemul FAO orizontul turbos este notat cu H (histic) in loc de T, iar orizontul de tranzitie AC este notat cu Bk.

Pe langa aceste tipuri principale de orizonturi pedogenetice, se utilizeaza in caracterizarea solurilor asa numitele orizonturi de asociere, care se folosesc doar impreuna cu orizonturile principale. Ele sunt notate cu: G, W, sa, na, sc, ac, n si se scriu dupa orizontul cu care se asociaza.

De asemenea, la descrierea solurilor se utilizeaza si o serie de sufixe literale pentru sublinierea unor caracteristici ale orizontului sau cifre arabe pentru subdivizarea orizonturilor.

3.1. Orizonturile de sol si stratele principale

Orizont O (organic nehidromorf)

Este un orizont format prin acumulare de material organic depozitat la suprafata solului, care nu este saturat cu apa mai mult de cateva zile pe an; este deci un orizont organic nehidromorf.

Fractia minerala se gaseste in proportie mica, in general mai putin de jumatate din greutate.

Orizontul O se dezvolta la partea superioara a solurilor minerale formate sub padure. El nu include orizonturile formate prin descompunerea masei de radacini sub suprafata solului mineral, caracter specific orizontului A.

Orizontul O este constituit din:

Ol - litiera, constand din material organic proaspat, nedescompus sau foarte putin descompus;

Of - orizont de fermentatie, format din materia organica incomplet descompusa, in care se recunosc cu ochiul liber sau cu lupa (marire x lo) resturi vegetale cu structura caracteristica;

Oh - orizont de humificare, in care materialul organic este intr-un stadiu foarte avansat de descompunere, incat nu se mai recunosc cu ochiul liber, ci numai cu lupa, resturi vegetale cu structura caracteristica.

Cand depaseste grosimea de 20 cm, orizontul O poarta denumirea de orizont folic.

Orizont A (bioacumulativ)

Este orizontul mineral format la suprafata sau sub un orizont O, in care structura initiala a rocii a disparut practic in intregime si care este caracterizat prin una sau mai multe din urmatoarele proprietati:

- o acumulare de materie organica intim amestecata cu fractiunea minerala;

- nu manifesta proprietati caracteristice orizontului E sau B;

- proprietati rezultate in urma cultivarii, pasunatului sau altor genuri similare de perturbari;

Sunt considerate, de asemenea, orizonturi A si stratele arate, notate cu Ap, chiar daca sunt grefate direct pe orizonturi E, B sau C.

Daca orizontul de suprafata are proprietatile orizontului E, dar domina acumularea de materie organica humificata, este considerat orizont A.

Orizont E (eluvial)

Este un orizont mineral al carui caracter principal il constituie saracirea in argila silicatica, oxizi de fier si / sau aluminiu sau o combinatie a acestora prin deplasare prin sol, vertical sau lateral, fie ca solutie fie ca suspensie; se caracterizeaza deci printr-o crestere a continutului de particule de nisip si de praf. Evident, structura initiala a rocii a disparut.

Un orizont E este situat in mod obisnuit aproape de suprafata, sub un orizont O sau A (cu exceptia profilelor erodate sau decopertate) si deasupra unui orizont B; simbolul E poate fi utilizat fara a tine cont de pozitia in profil pentru toate orizonturile care intrunesc cerintele mentionate si care sunt rezultatul unei pedogeneze.

Fata de orizontul O sau A situat deasupra, orizontul E este mai sarac in materie organica si mai deschis la culoare.

Un orizont E este, in general, dar nu si in mod necesar, de culoare mai deschisa decat un orizont B subiacent. In anumite soluri, culoarea este cea a particulelor de nisip si de praf, dar in multe altele, pelicule de oxizi de fier sau alti compusi mascheaza culoarea particulelor primare. Un orizont E se diferentiaza de un orizont B subiacent, in acelasi profil, printr-o culoare de valoare mai ridicata sau o croma mai mica, sau prin amandoua, ori printr-o textura mai grosiera sau prin combinarea acestor caracteristici.

Orizontul B (de subsuprafata)

Este un orizont mineral, format sub un orizont A, E sau O in care, pe langa pierderea in intregime sau aproape in intregime a structurii initiale a rocii, se asociaza unul sau mai multe dintre caracterele dominante urmatoare:

- concentrare iluviala, singura sau in combinatie, de argila silicatica, substante amorfe active compuse din materie organica si compusi (oxizi) cu aluminiu, cu sau fara fier;

- trasaturi morfologice de deplasare (levigare) a carbonatilor;

- pelicule de argila si sescvioxizi care fac ca orizontul sa aiba in mod vadit o culoare cu o valoare mai mica sau o croma mai mare sau o nuanta mai rosie decat orizontul supra si subiacent fara iluviere aparenta de oxizi de fier;

- alterare care genereaza sau elibereaza argila silicatica si / sau oxizi si care formeaza structura poliedrica sau prismatica daca au loc schimbari de volum odata cu modificarea continutului de umiditate;

- fragilitate (la presare intre degete se sfarama brusc fiind casant).

Toate tipurile de orizonturi B sunt orizonturi de subsuprafata, cu exceptia cazurilor cand o parte din profil a fost erodat sau decopertat.

Orizonturile B difera foarte mult intre ele. Pentru estimarea naturii lor este necesara stabilirea relatiilor cu orizonturile supra si subiacente. Ca atare, orizonturile B trebuie sa poarte si un sufix pentru a dobandi o suficienta semnificatie in descrierea profilului si caracterizarea solului.

Un orizont B de alterare si / sau de schimbare de culoare in situ se noteaza cu Bv; un orizont B cu acumulare de argila se noteaza cu Bt; cel cu acumulare de oxizi de fier (si de aluminiu) se noteaza cu Bs, iar cel cu iluviere de humus cu Bh. Aceste notatii suplimentare sunt doar calitative, nefiind definite cantitativ ca in cazul orizonturilor diagnostice.

Orizont C (materialul subiacent)

Este un orizont sau strat mineral, situat in partea inferioara a profilului, constituit din materiale neconsolidate sau slab consolidate si care nu prezinta caracterele diagnostice pentru orizonturile A, E sau B. El poate reprezenta sau nu materialul parental al orizonturilor supraiacente care este puternic afectat de procese pedogenetice. Poate fi penetrat de radacinile plantelor.

Sunt considerate orizonturi (strate) C si materialele geologice relativ compacte care se desfac (maruntesc) in 24 de ore, daca fragmente uscate sunt puse in apa sau daca in stare umeda pot fi faramitate.

In multe cazuri solurile sunt formate din material puternic alterat anterior; un astfel de material care nu intruneste cerintele pentru orizonturile A, E sau B este considerat orizont C.

Acumularile de carbonati, gips sau alte saruri mai solubile pot fi prezente in orizontul C; uneori orizonturile respective sunt chiar cimentate cu carbonat de calciu sau gips.

Urmatoarele notatii de detaliu se folosesc pentru orizontul C:

Cn - orizont (strat) C fara carbonati (necarbonatic):

Ck - orizont (strat) C cu carbonati (de regula reziduali)

Cca - orizont C carbonato-acumulativ, calcic sau calxic.

Stratul R (roca subiacenta consolidata - compacta)

Este un orizont mineral, situat la baza profilului, constituit din roci consolidate - compacte in loc. In mod conventional se includ la roci consolidate - compacte si pietrisurile cimentate (si impermeabile), ca si rocile fisurate (permeabile) si pietrisurile.

Granitul, bazaltul, gnaisul, calcarul dur sau gresia sunt exemple de roci in loc considerate ca R. Fragmentele uscate la aer dintr-un strat R, daca sunt puse in apa, nu se faramiteaza in 24 de ore. Stratul R este suficient de coerent pentru ca in stare umeda sa nu se dezmembreze, chiar daca este fisurat sau zgariat. Roca in loc poate prezenta fisuri, dar acestea sunt putin numeroase si atat de mici, incat numai cateva radacini le pot penetra. Fisurile pot fi imbracate sau umplute cu argila sau alte materiale.

Stratul R nefisurat si impermeabil se noteaza cu Rn.

Daca stratul R este fisurat si deci permeabil sau este format din fragmente de roca sau pietris fluviatil (cu mai putin de 10% material fin) se noteaza cu Rp.

Orizontul sau stratul T (turbos sau organic hidromorf)

Este o patura organica de suprafata sau de subsuprafata, dar aparand la mica adancime, constituita dominant din material organic in diferite stadii de descompunere si care este saturata cu apa perioade lungi (de peste o luna) in cei mai multi ani, cu exceptia solurilor drenate artificial.

3.2. Orizonturi de asociere

Orizont G (gleic)

Este un orizont mineral format in conditiile unui mediu saturat in apa, cel putin o parte din an, determinat de apa freatica situata la adancime mica.

Se gaseste, in general, sub un orizont T sau se asociaza cu orizonturile A, B sau C. Se disting:

Gr, orizont gleic de reducere; orizont G format in conditii predominant de anaerobioza, prezentand colorit uniform cu culori de reducere sau aspect marmorat, in care culorile de reducere apar in proportie de peste 50% din suprafata rezultata prin sectionarea elementelor structurale (daca acestea exista) sau prin sectionarea materialului fara structura. Se considera culori de reducere:

a) culorile neutrale N (crome <1);

b) culorile mai spre albastru decat 10Y (vezi plansa de culori suplimentara pentru culori de reducere - oxidare in determinatorul de culori Munsell);

c) nuante 2,5Y - 10Y cu crome £

Unele sisturi si alte sedimente pot sa aiba crome mici; aceste nu se considera orizont Gr decat daca acesta a rezultat in urma unui indelungat proces de umezire in exces.

Excesul de umiditate din apa freatica poate lipsi, daca solul este artificial drenat.

Go, orizont gleic de oxidare - reducere; orizont G format in conditii de aerobioza alternand cu perioade avand conditii de anaerobioza. Prezinta urmatoarele caractere:

- aspect marmorat, in care culorile de reducere apar in proportie de 16-50%; culorile in nuante de 10YR si mai rosii cu crome >2 (pete de oxidare) apar in proportie mai mare decat a celor de reducere pe suprafata rezultata prin sectionarea elementelor structurale, daca acestea exista, sau prin sectionarea materialului lipsit de structura; parte din suprafata poate prezenta culoarea matricei (culoarea materialului neafectata de gleizare);

- exces de umiditate o parte din an, care poate lipsi daca solul este artificial drenat.

Orizont W (pseudogleic sau stagnogleic)

Este un orizont mineral, format la suprafata sau in profilul solului, in conditiile unui mediu in care solul este mare parte din an saturat in apa acumulata din precipitatii (sau alt sursa) si stagnanta deasupra unui strat impermeabil sau slab permeabil. Prezinta un aspect marmorat (pestrit), in care culorile de reducere, prezente atat pe fetele, cat si adesea in interiorul elementelor structurale, ocupa peste 50% din suprafata rezultata prin sectionarea elementelor structurale, daca exista, sau prin sectionarea materialului lipsit de structura si se asociaza cu culori in nuante de 10YR si mai rosii, cu crome mai mari de 2 (pete de oxidare); parte din suprafata poate prezenta culoarea matricei (culoarea materialului neafectat de stagnogleizare).

In mod frecvent se constata o precipitare a sescvioxizilor, sub forma de pelicule si concretiuni.

Se grefeaza pe orizonturi A, E sau B.

3.3. Orizonturi de tranzitie

Sunt orizonturi care prezinta o parte din caracterele orizontului supraiacent si o parte din ale celui subiacent catre care se face tranzitia.

Exista doua tipuri de orizonturi de tranzitie:

- orizonturi de tranzitie obisnuite (propriu-zise) la care tranzitia se face treptat de la proprietatile unui orizont la proprietatile celuilalt orizont si se noteaza cu cele doua litere majuscule corespunzatoare orizonturilor respective (de ex.: AB, AC, BC, EB etc.);

- orizonturi de tranzitie mixte (de intrepatrunde) sunt acele orizonturi in care se intrepatrund proprietati ale celor doua tipuri de orizonturi principale, trecerea intre orizonturi fiind neregulata sau in limbi (glosica). Se noteaza cu doua litere mari intre care apare semnul + (de ex.: E + B; B + R; C + R etc.).

3.4. Profilul de sol

Orizonturile pedogenetice sunt volume de sol ce au o anumita extindere in plan orizontal, cat si pe verticala. Dispunerea pe verticala a unuia sau mai multor orizonturi pedogenetice alcatuieste ceea ce numim profil de sol sau pedon, iar extinderea pe orizontala a aceleiasi succesiuni verticale de orizonturi, adica de pedonuri, formeaza un polipedon. Polipedonul este cunoscut la noi sub denumirea de unitate elementara de sol sau unitate teritoriala de sol.











Document Info


Accesari: 6461
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.




eCoduri.com - coduri postale, contabile, CAEN sau bancare

Politica de confidentialitate

Copyright © Contact (SCRIGROUP Int. 2020 )