Bazele Stiintei Solului

Embed Size (px)

Citation preview

LUCRARI PRACTICE LA BAZELE STIINTEI SOLULUI

I. SCOPUL TEMEI

Insusirea notiunilor de baza privind proprietatile fizice si chimice ale solului.

2

II. DATE INITIALENumar ordine= n= 11

Analiza granulometrica N = (31.4 0.8n)% = 22,6%. P = (32.6 0.2n)% = 30,4%. A = (36 + n)% = 25%.

Faza solida minerala a solului se gaseste in diferite grade de dispersitate, de la fragmente grosiere de roca pana la particule coloidale. Fragmentele mai mari pietris, pietre formeaza scheletul solului, iar particulele mai fine alcatuiesc solul propriu-zis. Raporturile cantitative dintre particulele solului de diferite dimensiuni variaza de la un sol la altul, de la un orizont la altul si definesc compozitia granulometrica sau textura solului. Pentru definirea compozitiei granulometrice, particulele elementare sunt grupate in mai multe categorii denumite fractiuni granulometrice. Principalele fractiuni granulometrice sunt nisipul, praful si argila.

3

Densitatea solului Densitatea solului reprezinta masa unitatii de volum din faza solida. Serveste la aflarea prin calcul a porozitatii totale a solului si la calculul intervalului de timp si a adancimii la care trebuiesc efectuate pipetarile la analiza granulometrica a solului. D = 2.6 2.7 g/cc. Densitatea aparenta Prin densitate aparenta se intelege raportul dintre masa solului uscat si volumul total al lui (incluzand porii). Densitatea aparenta caracterizeaza starea de afanare a solului, dand o orientare destul de exacta asupra porozitatii totale a solului. DA = (1.1 + 0.05n) g/cc = 1.65 g/cc. Continutul total de saruri solubile La adancimea h=(10 + 3n) cm = 43 cm (195 + 6n) mg / 100 g sol = 261 mg / 100 g sol. Tipul de salinzare : sulfatic.

4

III. CERINTELE SI REZOLVAREA TEMEILucrarea nr. 1 Prezentati fazele constituiente si principalele proprietati fizice ale solului, care deriva de aici.

5

Solul s-a format si se formeaza in continuare la suprafata uscatului. Invelisul solid cel mai extrem al Pamantului este alcatuit din minerale si roci si poarta denumirea de scoarta terestra. Partea superioara a Pamantului este intalnita sub denumirea de litosfera. Initial, litosfera a fost alcatuita numai din minerale si roci primare, rezultate din consolidarea magmei compacte, iar suprafata uscatului avea un aspect stancos, masiv, intalnit in prezent numai in masivele din zonele muntoase. Plantele, pentru crestere au nevoie de un mediu care sa permita dezvoltarea radacinilor, asigurarea cu substante nutritive, cu apa, etc. Scoarta initiala nu putea sa asigure astfel de conditii deoarece nu era afanata. Cu toate ca substantele nutritive se gaseau in scoarta terestra in cantitati suficiente, acestea nu se gaseau totusi intr-o forma usor accesibila plantelor. In decursul timpului, sub actiunea agentilor hidrosferei, atmosferei, mai tarziu si a biosferei, partea superioara a scoartei terestre, adica mineralele si rocile primare au fost supuse unor procese de dezagregare (maruntire) si alterare (modificare chimica). Efectele cele mai importante ale acestor procese constau in transformarea rocilor primare compacte in roci secundare afanate, alcatuite din particule de nisip, praf, argila care lasa intre ele o retea de spatii sau pori. Dezagregarea si alterarea, transportul si depunerea produselor rezultate au dus la formarea de compusi si roci noi, la modelarea scoartei, la deplasarea materialului din partile inalte in cele joase, la diferentiere reliefului. Apa din precipitatii, ajunsa la suprafata scoartei, alcatuita din roci masive, compacte, nu patrunde decat prin fisuri si crapaturi, deci nu se poate inmagazina. De asemenea, prin roca masiva nu patrunde sau patrunde o cantitate mica de aer. Deci, o astfel de roca nu are deloc sau contine foarte putin aer. Apa din precipitatii, ajunsa la suprafata scoartei alcatuita din roci afanate, patrunde si este retinuta in pori, formand in acest fel rezerve pentru plante. De6

asemenea, roca afanata contine in pori si aer, asigurand si din acest punct de vedere conditii pentru cresterea si dezvoltarea plantelor. Rocile primare nu contin nici substante de nutritie in forme simple, accesibile plantelor. Rocile dezagregate si alterate au in alcatuirea lor si diferite saruri, formate pe seama mineralelor primare, deci pot asigura intr-o oarecare masura si unele substante nutritive pentru plante. In urma proceselor de dezagregare si alterare se creeaza, in parte superioara a scoartei terestre conditii minime de apa, aer si substante nutritive, care permit instalarea plantelor si a microorganismelor. Prin fotosinteza, plantele transforma substantele minerale, care sunt solubile si deci supuse spalarii in adancime, in substante organice ce alcatuiesc corpul lor. Dupa parcurgerea ciclului vital, resturile organice respective, sub actiunea microorganismelor, sunt, in parte, descompuse in substante minerale, o parte fiind folosita de plantele urmatoare, iar o alta fiind transformata in humus, component organic specific solului. Acest proces, denumit bioacumulare, repetandu-se an de an, in partea superioara a scoartei terestre are loc o retinere si chiar o acumulare de substante nutritive, sub forma de humus. Datorita dezagregarii, alterarii si bioacumularii, procese care continua si dupa instalarea plantelor si bioorganismelor, precum si ca urmare a migrarii produselor rezultate din aceste produse, partea superioara a scoartei terestre sufera profunde modificari fizice, chimice si biologice, transformandu-se in sol, care este un corp natural cu alcatuire si insusiri proprii. Privit sub aspect fizic, solul poate fi definit ca un sistem polifazic deoarece in alcatuirea lui sunt reprezentate cele trei faza principale: solida, lichida si gazoasa.

Faza solida - constituita din particole de sol (minerale sau organice) care

reprezinta 50% din volumul total (45% - partea minerala; 5% - partea organia).7

Faza lichida - reprezentata din apa din sol: contine substante dizolvate Faza gazoasa reprezentata de aerul solului

Ultimele doua ocupa restul de 50% din volumul total avand tendinta de a se exclude reciproc. Din cauza complexitatii solului cat si a interactiunilor existente aici aceste faze amintite mai sus nu pot fi usor separate. In

diagrama de mai jos sunt prezentate cele trei faze care intr n alctuirea compoziiei solului i pe baza crora se pot defini relaii de mas i volum caracteristice.Figura 1.1 Diagrama schematica a solului, ca sistem trifazicMa - masa aer (neglijabil) Mw - masa apei Ms - masa solidelor Mt - masa total Va - volumul aerului Vw - volumul apei Vp - volumul porilor (Vp = Va+Vw) Vs - volumul solidelor

8

Vt - volumul total (Vt = Vp+Vs)

Faza solida este reprezentata prin matricea solului, alcatuita din numeroase componente minerale si organice. Materialul mineral contine o parte silicatica si o parte carbonatica. In cadrul partii minerale silicatice, se separa o serie de componente dupa marimea particulelor elementare. Ele se numesc fractiuni granulometrice si sunt reprezentate prin partea fina (textura argila, praf, nisip) si prin partea grosiera a solului (scheletul). Faza lichida este alcatuita din apa cu substante dizolvate in ea, deci din solutia solului, care formeaza atmosfera interna a acestuia, iar faza gazoasa este reprezentata de aerul din sol. Nu intotdeauna este usor de separat aceste faze, deoarece ele interactioneaza puternic unele cu altele. In fizica solului, vor fi considerate constituenti independenti doar pentru a exprima proprietatile lor caracteristice. Culoarea constituie principalul criteriu de recunoastere a solurilor. Culorile orizonturilor sunt determinate in principal de conditiile climatice in care se formeaza. In solurile cu exces de umiditate, se intalnesc nuante cenusii, verzui sau albastrui, datorate prezentei fierului in stare redusa sau feroasa. La solurile acide si sarace in calciu si materie organica, culoarea poate fi mai deschisa, in timp ce la cele saturate in calciu si sodiu, chiar la un continut mai redus de materie organica, culoarea va tinde catre nuante inchise. Fiecare orizont are, de obicei, un specific propriu si o foarte ingusta gama de culori. Majoritatea culorilor sunt mai inchise cand solul este umezit. Principalii constituienti care contribuie la culoarea orizonturilor sunt: humusul (negru, brun, brun-roscat, brun-galbui), argila, silicea hidratata, hidroxidul de aluminiu, carbonatul de calciu (alb, cenusiu-deschis), oxizi de fier (rosu, brun-

9

ruginiu, galben), compusii redusi ai fierului (vinetiu, vinetiu-albastrui, verdealbastrui), oxizii si hidroxizii de mangan (negru, brun), mineralele primare (culori specifice). Coeziunea reprezinta atractia care se manifesta intre particulele solului si care are valori sporite dupa uscarea lui. Insumand atat coeziunea dintre particulele ce alcatuiesc agregatele cat si coeziunea dintre particulele masei structurale a solului sa obtinut coeziunea globala. In loc de coeziune globala, se foloseste termenul de compactitate, care, de fapt, exprima modul de asezare mai indesata sau mai afanata a particulelor de sol. Datorita coeziunii masa solului opune o rezistenta incercarilor de sfaramare, despicare, comprimare sau taiere. In functie de aceasta rezistenta, solurile pot fi:foarte compacte, compacte, slab compacte, afanate si foarte afanate. Porozitatea solului reprezinta insusirea solului de a avea pori in masa sa. In functie de particularitatile genezei si ale starii structurale, masa solului este strabatuta de pori, fisuri, crapaturi de forma si dimensiuni diferite. Dupa caracterul porilor din interiorul elementelor structurale sau din masa compacta a solului, se pot deosebi urmatoarele forme de manifestare a porozitatii: fin poros (cu diametrul sub 1 mm), poros (cu diametrul porilor de 1-3 mm), spongios (cu diametrul porilor de 3-5 mm) si cavernos (cu diametrul porilor de 5-10 mm). Dupa spatiile continui dintre elementele structurale sau din masa compacta a solului, se deosebesc: sol fin fisurat (spatii cu latime sub 3 mm), sol fisurat (spatii cu latime de 3-10 mm), sol crapat (spatii cu latime de peste 10 mm). Abundenta porilor si a fisurilor se apreciaza dupa urmatoarea scara: slab poros (distanta intre pori de 1,5-2 cm), poros (distanta intre pori circa 1 cm), foarte poros (distanta intre pori sub 0,5 cm).

10

Umiditatea reprezinta continutul relativ de apa din sol. Ea depinde de caracteristicile solului si de umiditatea atmosferei si se poate exprima in mai multe feluri: fata de masa fazei solide, fata de masa totala, fata de volumul fazei solide, fata de volumul total si fata de volumul porilor. Functie de gradul de umiditate, intalnim: sol uscat, sol reavan, sol jilav, sol umed si sol ud. Umiditatea masica exprima raportul dintre masa apei si masa solului uscat, fiind cunoscuta si sub numele de continutul de apa gravimetrica:W = M w 100 M s

Unde:

W umiditatea masica (%); Mw masa apei (g); Ms masa solului uscat. Pentru anumite scopuri este util sa se cunoasca umiditatea volumetrica,

calculata ca procent al continutului de apa din volumul total al solului:=Vw 100 Vt

Unde:

umiditatea volumetrica (%); Vw umiditatea masica (cc) Vt volumul total (cc).

Legatura dintre umiditatea masica si volumica este data de relatia: =WD Consistenta solului reprezinta insusirea solului determinata de coeziunea dintre particulele de sol. Aceasta depinde foarte mult de gradul de umiditate, textura, structura si porozitate. La consistenta in stare uscata,materialul de sol se poate prezenta astfel: necoeziv sau mobil, slab coeziv, usor dur, dur, foarte dur si extrem de dur. La consistenta in stare umeda, profilul de sol se poate aprecia astfel:

11

necoeziv, foarte friabil, friabil, ferm, foarte ferm si extrem de ferm. La consistenta in stare uda, materialul de sol poate capata doua noi insusiri: plasticitate si adezivitate. Plasticitatea este proprietatea solului in stare uda de a-si schimba forma sub actiunea unei presiuni si de a si-o mentine chiar si dupa incetarea acestei forte. Ea depinde de textura si umiditatea solului. Functie de aceasta proprietate, se intalnesc soluri: neplastice, slab plastice si foarte plastice. Adezivitatea este proprietatea solului in stare uda de a se lipi de obiectele cu care vine in contact. Aceasta se manifesta la acea stare de umiditate cand fortele de atractie dintre particulele de sol devin mai mici decat cele dintre particule si obiectele cu care vin in contact. Din acest punct de vedere solurile sunt de mai multe feluri: neaderente (nelipicioase), slab aderente, aderente si foarte aderente.

Drenajul natural al solului este dat atat de gradul de evacuare a apei la suprafata cat si de posibilitatea de percolare (patrunderea apei in surplus). Depinde de textura si structura solului, de existenta unor straturi compacte in profil, de adancimea apei freatice, etc. Sub aspectul drenajului global, se disting opt clase de soluri: foarte slab drenate, slab drenate, imperfect drenate, moderat drenate, bine drenate, intens drenate, excesiv drenate si cu drenaj schimbat.

12

Lucrarea nr. 2 Definiti textura solului si caracterizati insusirile fractiunilor granulometrice. Stabiliti clasa texturala dupa datele initialte.13

Calculati indicele de diferentiere texturala, stiind ca: argila iluviala: Ai = (36+1.2n) = 49.2 argila eluviala: Ae = (36+0.5n) = 41.5 Clasificati solul dupa acest indice.

Particulele primare ale solului pot diferi mult in marime. Unele sunt destul de mari pentru a fi vazute cu ochiul liber, iar altele sunt destul de mici pentru a prezenta proprietati coloidale. Termenul textura solului este o expresie a marimii predominante, sau a sirului de marimi a particulelor si are semnificatii cantitative si calitative. Cantitativ, se refera la proportiile relative ale diferitelor marimi ale particulelor in solul analizat. Calitativ, textura solului se refera la marimea particulelor, fie ele grosiere, medii sau fine.14

Metodele obisnuite de caracterizare a marimii, cunoscute ca fractiuni texturale sau fractiuni granulometrice: nisip (2- 0,02 mm), praf (0,02- 0,002 mm) si argila (sub 0,002 mm). Argila este fractiunea granulometrica cu rolul principal in determinarea unui numar insemnat de insusiri fizice si chimice ale solului, ca urmare indeosebi a dimensiunii reduse a particulelor, a numarului forte ridicat de particule in unitatea de volum si mai ales a ariei superficiale specifice foarte mari, care ii confera caracterul de parte activa a matricei solului. Argila este practic singura fractiune granulometrica, care pe langa partea organica a solului, prezinta insusiri cum sunt: absorbtia apei si a cationilor schimbabili, adeziunea, plasticitatea, contractia si gonflarea, caldura de umezire, coeziunea si capacitatea de formare a elementelor structurale, prin agregarea particulelor elementare ale solului. Argila confera solului permeabilitate si aeratie redusa. Nisipul are insusiri diametral opuse cu cele ale argilei. Dimensiunile particulelor elementare sunt comparativ mai mari, numarul de particule pe unitatea de volum a solului este mic, iar aria superficiala specifica foarte mica. Aceasta fractiune granulometrica imprima solului insusiri de permeabilitate si aeratie bune, capacitate de retinere a apei redusa, iar retinerea elementelor nutritive, caldura de umezire, coeziunea, adezivitatea, gonflarea si contractia, plasticitatea si capacitatea de formare a elementelor structurale sunt foarte reduse sau chiar nule. Praful ocupa un loc intermediar intre argila si nisip, atat in ceea ce priveste marimea particulelor elementare, cat si insusirile solului pe care le determina. Pentru diferitele scopuri curente se impune o interpretare rapida, simplificata a alcatuirii granulometrice a solului. De aceea s-a recurs la procedeul separarii unor clase texturale (ale materialului fin), definite prin continuturi limita ale fractiunilor

15

granulometrice. Sistemul I.C.P.A recunoaste sase clase texturale ale materialului fin al solului, divizate in 23 de subclase.Grupe de clase; clase si subclase texturale Granulometrie grosiera Nisip Nisip lutos Granulometrie mijlocie Lut nisipos -lut nisipos mediu -lut nisipos prafos -praf Lut -lut nisipo-argilos -lut mediu -lut prafos Granulometrie fina Lut argilos -argila nisipoasa -lut argilos mediu -lut argilo-pafos Argila -argila lutoasa -argila prafoasa -argila medie -argila fina Argila Sub 6 6-12 13-20 Sub 20 Sub 20 21-32 21-32 21-32 33-45 33-45 33-45 46-60 46-60 61-70 Peste 70 Continutul (%) Praf Sub 33 Sub 33 Sub 33 33-50 Sub 50 Sub 15 15-32 33-72 Sub 15 15-32 33-67 Sub 33 33-54 Sub 40 Sub 30

Nisip Peste 62 56-94 48-87 30-67 Sub 50 54-70 23-52 Sub 47 41-67 23-52 Sub 35 8-32 Sub 22 Sub 40 Sub 30

Clasele texturale se definesc in principal prin continutul de argila, continuturile de pref si de nisip, fiind, cu putine exceptii, doar indicative. Cele sase clase texturale se utilizeaza in studiile pedologice curente. In definirea subclaselor texturale se folosesc drept criterii, pe langa continutul de argila, continuturile de praf si de nisip, precum si cele de nisip fin si de nisip grosier. Pentru scopuri in care este suficienta o clasare mai simpla, cele sase clase texturale pot fi grupate doua cate doua, rezultand trei grupe de clase.

16

In majoritatea solurilor, textura pamantului fin este suficienta pentru a defini comportarea fizica a solului. Principalele cazuri in care alcatuirea partii solide a solului este mai complexa sunt urmatoarele: Sedimente carbonice, cu peste 40% carbonat de calciu; Materiale organo-minerale si organice, limitele de continut de materie organica variind in functie de continutul de argila al solului; Soluri scheletice, pietrisuri si roci compacte fisurate. Variatia pe profil a alcatuirii granulometrice datorita proceselor pedologice, respectiv levigarii argilei din orizonturile superioare spre cele inferioare, se pune in evidenta prin calculul indicelui de diferentiere texturala:Idt = Arg .iluviala Arg .eluviala

Unde: Idt= indicele de diferentiere texturala. Dupa valorile indicelui de diferentiere texturala, solurile se clasifica conform tabelului:Apreciere Sol nediferentiat textural Sol slab diferentiat textural Sol mediu diferentiat textural Sol puternic diferentiat textural Sol foarte puternic diferentiat Valori Idt Sub 1,3 1,3 - 1,5 1,6 2,0 2,1 2,5 Peste 2,5

Calculati indicele de diferentiere texturala si clasificati solul dupa acest indice, stiind: n = numar de ordine = 11 - argila iluviala Ai = (36 + 1,211) = 49.2

17

- argila eluviala Ae = (36 + 0,511) = 41.5 Idt = Ai / Ae = 49.2 / 41.5 = 1.18 =>sol nediferentiat textural

Lucrarea nr. 3 Definiti scheletul solului si calculati volumul edafic util pentru urmatorul profil:

0 - 20 cm, fara schelet; 20 - 60 cm, slab scheletic;18

60 - 80 cm, moderat scheletic; 80 - 100 cm, puternic scheletic. Apreciati volumul edafic calculat.Materialul silicatic din sol cu dimensiuni mai mari de 2mm constituie partea grosiera sau scheletul. Dupa continutul in schelet, solurile se clasifica conform tabelului:Grupe de clase si clase de Continut de schelet (%) continut de schelet Soluri nescheletice Sol fara schelet Sol slab scheletice Soluri scheletice Sol moderat scheletic Sol puternic scheletic Sol excesiv scheletic Pietrisuri si roci compacte fisurate (permeabile) 90

Pentru numeroase scopuri practice, intereseaza un indice care sa caracterizeze intregul profil de sol cu privire la continutul de material fin, fara schelet, util in furnizarea apei si a elementelor nutritive. Acesta este volumul edafic si se calculeaza cu formula:

19

[(1 0 0 P si) H i]VE =

100

unde: VE este volumul edafic (%); Psi procentul de schelet al fiecarui orizont (%); Hi grosimea fiecarui orizont (cm). Pentru solurile scheletice se calculeaza volumul edafic util, care reprezinta volumul de sol ce poate fi exploatat de radacinile plantelor. Exemplu: Calcularea volumului edafic pentru profilul dat: - 0 -20 cm, fr schelet:

VE =

(100 5) 10 = 9,5% volum edafic extreme de mic 100

- 20 - 60 cm, slab scheletic:

VE =

(100 10) 40 = 36% 100

volum edafic mic

- 60 - 80 cm, moderat scheletic:

VE =

(100 35) 70 = 45,5% 100

volum edafic mic

- 80 -100 cm, puternic scheletic:

20

VE =

(100 65) 90 = 31,5 100

volum edafic mic

Lucrarea nr.4 Definiti structura solului si principalii indici21

de caracterizare a acesteia.

Structura este o caracteristica a solului si reprezinta starea de grupare a particulelor elementare in unitati structurale de anumite forme si marimi. Structura mai cuprinde si asezarea acestor unitati care determina o anumita distributie a porilor de diferite marimi si forme. Aceasta grupare a particulelor, in unitati complexe (agregate, fragmente), distinct separate de cele invecinate, exprima actiunea in sol a doua categorii de procese: procese de agregare a particulelor si procese de separare a masei solului. Aceasta alcatuire complexa a masei solului, din particule de marimi foarte diferite, grupate in elemente structurale si acestea de marimi diferite, separate printr-o mare varietate de pori, justifica considerarea solului sub raport constitutiv, ca sistem heterogen polidispers, structurat si poros. Spre deosebire de textura solului si aria superficiala specifica, care sunt aproximativ constante pentru un sol dat, structura este dinamica si se poate schimba foarte mult in timp, datorita schimbarii conditiilor naturale,

22

biologice si practicilor de cultivare a solului. Structura solului poate fi de importanta capitala in determinarea productivitatii solului, deoarece aceasta afecteaza regimurile apei, aerului si caldurii in sol. Structura influenteaza si proprietatile mecanice ale solului, care la randul lor pot afecta germinatia semintelor si cresterea radacinilor. Mai mult, structura poate afecta: lucrarile agricole, irigatia, drenajul si cultivarea plantelor. In general, este posibil sa recunoastem trei tipuri principale de structuri: granule separate, agregate si masive. Cand particulele de sol sunt complet detasate un de alta, structura este in granule separate. Cand particulele sunt legate in blocuri masive, structura poarta numele masiva. Intre cele doua extreme este situatia in care particulele sunt organizate in aglomerari mici numite agregate. In interiorul acestor agregate, particulele sunt legate mai mult sau mai putin stabil. Structura agregata poate fi caracterizata fie calitativ prin descrierea formelor tipice ale agregatelor (glomerula, columnara, grauntoasa etc.), sau cantitativ prin masurarea marimii lor. Astfel de masuratori se pot face fie prin cernere umeda, fie prin cernere uscata. Alte metode de caracterizare a structurii solului se bazeaza pe distributia marimii porilor, proprietatii mecanice ale acestuia, sau pe permeabilitatea solului pentru apa si aer. Dar nici una dintre aceste metode nu este acceptata universal. In acest caz, alegerea metodei folosite devine o problema de sol, de echipament disponibil si de fizicianul care se ocupa cu probleme de sol. Tipuri de structuri:-

structura glomerulara agregat de marime redusa, egal dezvoltat in toate directiile, fete sferice neregulate, cu proeminente, muchii tocite, putin vizibile;23

-

structura nuciforma caracterele structurii glomerulare pe o parte a agregatului, fete plane cu muchii netede pe cealalta, agregat elementar mai mare; structura poliedrica agregat structural de forma poliedrica, egal dezvoltat in toate directiile, fete plane, netede sau putin necioplite, muchii ascutite; structura cubica aceleasi caractere ca la structura poliedrica, dar agregatul structural are forma generala cubica; structura in caramida aceleasi caractere ca la structura poliedrica, dar agregatul structural prezinta forma generala de paralelipiped; structura prismatica agregat structural in forma de poliedru alungit vertical; structura columnara aceleasi caractere ca la structura prismatica, dar una din extremitatile prismei este curbata; structura lamelara agregatul elementar este turtit orizontal; structura solzoasa aceleasi caractere ca la structura lamelara, dar fetele orizontale se incovoaie si se indoaie in sus; structura foioasa aceleasi caractere ca la structura lamelara, dar lamele nu sunt atat de dese ca foile; structura peliculara particulele elementare sunt fiecare invelite de o pelicula de coloizi; structura fibroasa agregate constituite printr-o impletire a fibrelor care antreneaza elementele pulverulente. Indicii de caracterizare a structurii solului

-

-

-

-

-

-

-

-

-

Rezultatele analizelor privind alcatuirea structurala a solului se pot exprima tabelar, indicand procentul diferitelor clase de elemente structurale24

(60-40-15-5-2-1 mm, sunt dimensiunile utilizate de I.C.P.A. pentru eliminarea calselor de elemente structurale). Pentru prezentarea rezultatelor intr-o cifra unica, se utilizeaza diametrul mediu al diferitelor clase de elemente structurale. Se poate calcula diametrul mediu ponderat, sau diametrul mediu geometric. Primul indice se calculeaza cu formula:DMP =

( pi di )100

unde: DMP este diametrul mediu ponderat (mm); pi continutul procentual al fiecarei calse de elemente structurale (%); di diametrul mediu al fiecarei clase de elemente structurale (mm). O importanta deosebita prezinta stabilirea elementelor structurale la actiunea apei sau hidrostabilitatea structurala. Aceasta reprezinta un alt parametru de caracterizare a structuri solului. Exprimarea rezultatelor analizei de hidrostabilitate structurala se face sub forma tabelara, prin continutul procentual al elementelor de diferite dimensiuni, sau sub forma de indici:I1 = elem .struct .hidrost . peste .2m diam . m elem .struct .hidrost .cu .diam .2 0,5m m

I2 =I3 =

elem .struct .hidrist .cu .diam .2 1mm elem .struct .hidrost .sub .1mmelem .struct .hidrost .sub .1m .diam m elem .struct .hidrost . peste .0,25 mm .diam

Rezultatele analizei de hidrostabilitate se poate exprima si prin factorul de dispersie (dupa Kacinski), care se calculeaza cu formulaK = a 100 b

unde: K este factorul de dispersie (%);

25

a continutul de microagregate hidrostabile cu diametrul sub 0,001 mm, obtinut la analiza microstructurala (%); b continutul de particule elementare cu diametrul sub 0,001 mm obtinut la analiza granulometrica (%). Un alt indice indice sintetic este indicele de instabilitate structurala, care se calculeaza cu formula:Is = D Hs 0,9 n g

Unde: Is indice de instabilitate structurala; D dispersia (%); Hs hidrostabilitatea agregatelor (%); ng continutul de nisip grosier(%). Un proces de degradare fizica a structurii solului este formare crustei. Aceasta este frecventa pe soluri cu textura mijlocie grosiera, cu un continut ridicat in praf si sarace in humus. In functie de aceste insusiri este definit indicele de formare a crustei:Ifc = 1,5 Pmf + 0,75 Pg A + 10 H

Unde: Ifc indicele de formare a crustei; Pfm continutul de praf fin si mijlociu (%); Pg continutul in praf grosier (%); A continutul de argila (%); H continutul de humus (%).

26

Lucrarea nr. 5 Clasa densitatii aparente. Volumul specific. Porozitatea totala. Clasa porozitatii totale. Cifra porilor. Porozitatea drenanta (de aeratie).27

Clasa porozitatii drenante. Porozitatea utila. Porozitatea inactiva. Gradul de tasare. Clasa gradului de tasare. Repartitia porilor dupa marime intr-un sol slab moderat tasat.

Densitatea - D Masa unitii de volum a fazei solide a solului reprezinta densitatea: D=M s Vs

Ms - masa prii solide a solului (g) Vs - volumul prii solide a solului (cm) D - densitatea solului (g\cm)

Densitatea este o proprietate fizic a solului constant n timp i care ajut la aflarea (prin calcul), a porozitii totale a solului ct i la calculul vitezei de cdere a particulelor. Valoarea ei este determinat de prile componente i de raportul n care acestea iau parte la alcatuirea solului.

28

n majoritatea tipurilor de sol densitatea medie a particulelor este de aproximativ 2,6 - 2,7 g\cm, iar prezena materiei organice determin o scdere a valorii densitii. Densitatea aparenta Raportul dintre masa partii solide si volumul total al solului reprezinta densitatea aparenta:DA = Ms Ms = Vt Vs +Vp

Unde: DA este densitatea aparenta (g/cm); Ms masa partii solide a solului (g); Vt volumul total al solului (cm); Vs volumul partilor solide a solului (cm); Vp volumul porilor (cm);

Clase de valori ale densitatii aparenteValori (g/cm) pentru soluri minerale cu textura: Denumirea Extrem mica Foarte mica Mica Mijlocie Mare Foarte mare de Nisipoasa 1,79 Nisipolutoasa 1,75 Lutonisipoasa 1,72 Lutoasa 1,66 Lutoargiloasa 1,58 Argiloasa 1,47

DA = (1,1+0,05n) g/cm = 1,35 g/cm , textura argiloasa =>densitate aparenta mare.29

Densitatea aparenta este afectata de structura solului, de dispersia sau gradul de compactitate, ca si de caracteristicile de gonflare si contractie, care depind de umiditate. Indiferent cat de compacte sunt solurile, particulele solide nu se pot imbina perfect si solul ramane ca un corp poros, niciodata complet impermeabil. Volumul specific Uneori se utilizeaza pentru caracterizarea starii de asezare a solului, volumul specific: VS = Vt / Ms = 1 / DA = 0,74 cm3/g Unde: VS este volumul specific (cm/g); Vt volumul total al solului (cm); Ms masa partii solide a solului (g); DA densitatea aparenta (g/cm). Porozitatea sau spatiul lacunar al solului Starea de asezare a particulelor solide ale solului se poate exprima nu numai prin densitatea aparenta sau volumul specific, ci si prin porozitatea totala, care este volumul total al porilor exprimat in procente din unitatea de volum a solului:PT = Vp DA 100 = (1 ) 100 = 48,07 % Vt D

Unde: PT este porozitatea totala (%) Vp volumul porilor (cm); Vs volumul partii solide a solului (cm); D densitatea solului (g/cm) DA densitatea aparenta a solului (g/cm).

30

Porozitatea totala este un indice al volumului relativ al porilor solului.Valoarea sa este in general 30-60%. Solurile cu textura grosiera tind sa fie mai putin poroase decat cele cu textura fina, desi marimea medie a porilor individuali este mai mare in primele, decat in ultimele. In solurile argiloase, porozitatea este foarte variabila, dupa cum solul se umfla, se contracta, se agrega, se disperseaza, se compacteaza sau se crapa. Porozitatea totala a unui sol poate fi apreciata utilizand clasele de valori prezentate in tabelul urmator :

Clase de valori ale porozitatii totale Valorile (%) pentru soluri minerale cu textura: Nisipoasa NisipoLutoLutoasa Lutoargiloasa Extrem de >53 49-53 44-48 39-43 34-38 55 51-55 46-50 41-45 36-40 56 52-56 47-51 42-46 37-41 58 54-58 49-53 44-48 39-43 61 57-61 52-56 47-51 42-46 65 61-65 56-60 51-55 46-50 18

Clasa gradului de tasare este mijlociu (sol slab tasat). Gradul de tasare, pe langa utilizarea lui ca indicator general al starii de asezare, are aplicabilitate practica directa la stabilirea necesitatii lucrarilor de afanare a solurilor excesiv tasate.

37

Lucrarea nr. 6 Determinati dupa textura: - capacitatea pentru apa in camp (CC), - coeficientul de ofilire (CO), - capacitatea de apa utila(CU),38

- capacitatea totala pentru apa(CT).

Capacitatea pentru apa in camp reprezinta umiditatea optima a solului si este un indice hidrofizic corespunzator cantitatii de apa pe care solul o retine un timp mai indelungat. Acest indice corespunde unui anumit grad de suctiune (pF = 2,5). Capacitatea de apa in camp reprezinta limita superioara a apei utile pentru plante. Umiditatea solului mai mare decat CC reprezinta umiditate in exces. Aceasta cantitate de apa, ce depaseste CC, este usor pierduta de sol si reprezinta apa drenanta. Intrucat determinarea CC este dificila, se recurge la estimarea ei indirecta folosind compozitia granulometrica.CC = 21,2 + 0,0626 A = 23,76 %

39

Coeficientul de ofilire corespunde situatiei in care umiditatea scade pana la o valoare la care plantele se ofilesc ireversibil, adica plantele puse ulterior in conditii optime de umiditate nu isi mai revin. Acest indice hidrofizic corespunde unei valori pF = 4,2.CO = 0,05 + 0,35 A = 14 ,4%

Capacitatea de apa utila este cuprinsa intre CC si CO. Acest indice arata domeniul de valori in cadrul caruia poate oscila apa folositoare plantelor si capacitatea solului respectiv de a inmagazina din precipitatii sau irigatii apa utila pentru plante.CU = CC CO = 9,36 %

Capacitatea totala pentru apa este indicele hidrofizic care corespunde situatiei de sol saturat cu apa, adica reprezinta cantitatea maxima de apa din sol la umplerea cu apa a tuturor porilor. Marimea CT depinde de porozitatea totala a solului si de densitatea aparenta.CT = PT DA = 64 ,89 %

40

Lucrarea nr. 7

41

Stabiliti valoarea conductivitatii hidraulice saturate pentru un profil de sol (sol aluvial sau lacoviste).

Conductivitatea hidraulica reprezinta panta fluxului fata de curba gradientului. Este afectata de porozitatea totala si distributia marimii porilor din sol si de vascozitatea si densitatea apei. Intr-un sol saturat, cu structura stabila, ca si intr-un mediu poros, rigid, conductivitatea hidraulica este constanta (0,01 0,001 cm/s in solul nisipos, 1 - 0,001 m/s in solul argilos).

42

La saturatie, solurile cele mai conductive sunt acelea in care porii largi si continui constituie cea mai mare parte din volumul porilor, in timp ce solurile cele mai putin conductive au volumul porilor alcatuit din numerosi micropori. In urma unui studiu experimental s-a stabilit ca pentru un profil de lacoviste moderat salinizata, in mediu saturat, tratat sik s = 7,13 10 3 m / zi pentru k s = 1,3 10 1 m / zi

pentru un sol

un sol netratat.

Lucrarea nr. 843

Trasati curba caracteristica a umiditatii solului (curba de suctiune) pentru domeniul Pf = 0 2,5 considerand una din ecuatiile prezentate in bibliografie si stabiliti: - capacitatea totala pentru apa si - capacitatea pentru apa in camp

44

Capacitatea totala pentru apa corespunde unei suctiuni exprimata prin pF=0, iar capacitatea de apa in camp corespunde unui pF=2,5.

45

Lucrarea nr. 9 Trasati curba de variatie a conductivitatii hidraulice in mediu nesaturat, considerand elementele calculate anterior si una din situatiile din bibliografie.

46

47

Lucrarea nr. 10 Realizati un program de calcul pentru simularea uneia dintre situatiile: miscarea apei in soluri miscarea apei in soluri difuzia gazelor in sol, migrarea unor substante saturate, nesaturate, -

in sol.

48

In scopul descrierii procesului de migrare a substantelor chimice in sol au fost elaborate diferite modele matematice. Jury W. A. a elaborat un model care descrie procesul de transport si transformare a substantelor chimice minerale si a compusilor organici in solurile nesaturate. Datorita numarului mare de parametri necesari aplicarii modelului, el are o aplicabilitate mai restransa. Complexitatea modelului consta in considerarea transportului substantelor in toate cele trei faze: solida, lichida si gazoasa. Modelul lui Jury Concentratia totala de substanta chimica ( CT ) in sol poate fi exprimata ca o suma a celor trei faze:CT = C S + C L + C G

Unde:

CS

concentratia substantei in faza solida a solului ( M 1 L3 ); concentratia substantei in faza lichida a solului ( M 1 L3 );CG -

CL -

concentratia substantei in faza gazoasa a solului ( M 1 L3 ).

Intre faza lichida si faza gazoasa, conform legii lui Henry, exista relatia de echilibru:C CL K H = G w aa CL w

sau

CG = K H

49

Unde: KH constanta lui Henry (adimensionala); w continutul de apa in sol a continutul de aer in sol3 ( L3 L ) ; 3 ( L3 L ) .

Redefinind cele doua faze intr-o faza unica, faza fluida, avem:C F = C L + CG

Concentratia fazei fluide poate fi exprimata prin combinarea concentratiilor celor doua faze, rezultand:C F = (1 + w )C G aK H

sau C F = (1 +

aK H )C L w

Initial, modelul lui Jury considera miscarea substantelor chimice determinata numai de procesul de difuzie moleculara, ulterior modelul ingloband si procesul de dispersie hidrodinamica. Astfel, fluxul total de substanta va fi:JT = J L + JG

Unde Jl este fluxul de substanta in faza lichida. Considerand debitul de substanta exprimat de legea lui Fick, se poate scrie:J T = DL ( C CL ) G w D a G z z

Unde:

D L , DG

coeficient de difuzie in faza lichide si respectiv in faza gazoasa;

z directia principala de difuzie (difuzie unidimensionala). Jury considera:DG = G DG , a

Unde:

DG , a este

coeficientul de difuzie moleculara a fazei gazoase in aer

- coeficientul de corectie care tine seama de reducerea difuziei50

efective cauzata de micsorarea suprafetei de miscare si cresterea drumului de miscare a moleculelor de gaz in sol.

In mod asemanator avem:DL = L DL , w

Unde: apa

DL,w

coeficientul de difuzie moleculara a substantelor chimice in curata.

Coeficientii , L - reprezentand factori de tortuozitate pot G fi exprimati aproximativ astfel: G = a 3 p 210

L = w p 2

10 3

Unde: p = a + w porozitatea solului ( L3 L3 ). Daca se considera ca substanta chimica in stare gazoasa trece in atmosfera (fara vant) prin difuzie moleculara, fluxul de volatilizare ( fi:J 0 = DG ,a C G (0 ) a dJ0

) va

Unde:

C G (0)

este concentratia substantei chimice la suprafata solului; Concentratia substantei chimice in faza solida a solului

d grosimea stratului de aer stagnant la suprafata solului (L). (substanta adsorbita de sol) poate fi exprimata, admitand existenta unui echilibru intre faza solida si lichida, astfel:

51

CS = K D ( ) CL w

In care:

KD

este panta liniei de adsorbtie izoterma ( ), cunoscut si sub numele de coeficient de distributie; - greutatea volumetrica a solului.

In realitate procesul de adsorbtie nu este liniar (proportional cu concentratia fazei lichide), fiind in cel mai general caz exprimat de relatia:CS = K F ( CL )n w

Unde:

KF

este coeficientul lui Freundlich ( M 1 L3 ); In final, cantitatea de substanta supusa procesului de migrare in

n exponent Freundlich (adimensional). faza lichida va rezulta din scaderea cantitatilor de substanta adsorbita si respectiv volatilizata.

52

Lucrarea nr. 11 Precizati deosebirile dintre procesele de: - salinizare si alcalizare, - gleizare si pseudogleizare

53

Prin salinizare se intelege procesul de formare a unor soluri bogate in saruri solubile (de obicei de sodiu), iar prin alcalizare se intelege procesul de saturare al complexului adsorbtiv cu ioni de sodiu. Prin salinizare se formeaza orizonturi salice si salinizate, iar prin alcalizare se formeaza orizonturi natrice si alcalizate. Procesele de gleizare si pseudogleizare au loc in conditiile unui exces de umiditate. Daca excesul de umiditate este de natura freatica, atunci procesele se numesc de gleizare si orizontul se noteaza cu G, existand si orizonturi de oxidoreducere, notate cu Go si de reducere, notate cu Gr. Atunci cand excesul de umiditate se datoreaza baltirii apei de la suprafata solului, procesele sunt de pseudogleizare si sunt notate cu W.

54

Rocile parentaleRoci primare: euptive (magmatice) Roci secundare: sedimentare si metamorfice Rocile eruptive

55

Rocile eruptive sunt formate dintr-un agregat de componenti minerali, rezultat prin consolidarea magmei. Conditiile de consolidare a unei magme pot fi diferite si din aceasta cauza, o magma de acelasi fel poate da nastere la roci cu caractere diferite. Structura rocilor eruptive reprezinta modul de aranjare a mineralelor constituiente, datorita conditiilor de geneza. Structura unei roci este caracterizata prin: forma, marime relativa si aranjamentul componentilor sai. Din punct de vedere al gradului de cristalizare, se deoseberc trei feluri de structuri: structura holocristalina masa rocii este formata in totalitate din componenti minerali, cristalizati; structura hipocristalina roca este constituita din elemente cristalizate, alaturi de o parte consolidata in stare amorfa; structura sticloasa (vitroasa) cea mai mare parte din masa rocii nu a putut sa cristalizeze. Din punct de vedere al marimii relative intre componentii unei roci, se disting urmatoarele tipuri de structura: structura grauntoasa elementele sunt deopotriva de dezvoltate (uniforme); structura porfirica se caracterizeaza prin prezenta unor minerale de dimensiuni mari numite fenocristale, implantate intr-o masa fundamentala formata din elemente mici, numite microlite. Textura rocilor eruptive reprezinta modul de aranjare a mineralelor constituiente datorita unor cauze externe. Textura poate fi:56

masiva (neorientala) cristalele sunt dezordonat asezate in masa rocii; fluida cristalele sunt orientate in directia de curgere a magmei; scoreacee s-a format atunci cand ajunsa la suprafata continea produsi volatili, care au format cavitati in interiorul ei, de diferite forme si dimensiuni; spumoasa cavitatile in roca sunt atat de numeroase incat dau aspectul unei spume usoare; amigdaloida cavitatile formate prin degajarea produsilor volatili sunt umplute mai tarziu cu material strain de origine secundara si au forme ovale. Dupa continutul lor in SiO2 se deosebesc patru grupe de roci eruptive: acide, cu un continut de SiO2 mai mare de 65%; intermediare, cu un continut de SiO2 cuprins intre 65-52%; bazice, cu un continut de SiO2 cuprins intre 52-42%; ultrabazice, cu un continut de SiO2 mai mic de 42%. Din punct de vedere al adancimii de consolidare, rocile eruptive se clasifica in:1. 2.

Roci consolidate la adancimi mari abisale sau plutonice. Roci consolidate la adancimi mici hipoabisale sau filoniene. Acestea pot fi nediferentiate sau diferentiate fata de roca de adancime din care au provenit. Roci consolidate la suprafata efuzive sau vulcanice.

3.

57

Se deosebesc urmatoarele familii de roci eruptive: Familia granitelor, din care fac parte: granitul, riolitul si obsidiana. Familia granodioritelor, din care fac parte: granodioritul banatitul si dacitul. Familia sienitelor, din care fac parte: sienitul si trahitul. Familia dioritelor, din care fac parte: dioariltul si andezitul. Familia gabrourilor, din care fac parte: gabroul si bazaltul. Familia peridotitelor, din care fac parte: peridotitul si lindburgitul. Rocile sedimentare Rocile sedimentare sunt constituite din depozite subterane cristaline sau amorfe, rezultate in urma proceselor de dezagregare sau alterarea a rocilor eruptive, metamorfice sau chiar sedimentare preexistente, din depozite provenite din precipitarea chimica a unor solutii si din depozite formate prin activitatea organismelor vii (plante si animale). Caracterele generale ale rocilor sedimentare sunt: stratificatia, compozitia chimica si mineralogica, prezenta fosilelor si deageneza (depunerile sedimentare nu isi pastreaza caracterele initiale, ci sufera o serie de modificari de ordin chimic, mai mult sau mai putin profunde). Dupa originea si natura lor, rocile sedimentare se clasifica in: reziduale, detritice sau clastice, de precipitatie, organogene si piroclastice. Rocile reziduale sunt roci formate pe loc prin dezagregarea si alterarea rocilor preexistente. Cele mai frecvente roci sedimentare reziduale: Lehmul de coasta, Terra rosa, Lateritul si Bauxitul. Rocile detritice sau clastice sunt formate din material provenit din dezagregarea rocilor preexistente ( eruprive, sedimentare sau metamorfice), materialele fiind transportate de diferiti agenti (apa, aer).58

In functie de marimea granulelor, rocile sedimentare detritice se clasifica in: psefite (d > 2mm), psamite (d = 2-0.1mm), aleurite (d = 0.1-0.01mm) si pelite (d < 0.01mm). Dupa starea lor de agregare, rocile sedimentare detritice se impart in: neconsolidate (necimentate, mobile) si consolidate. Din grupa rocilor sedimentare detritice neconsolidate fac parte: pietrisurile, grohotisurile, nisipurile, prafurile, malurile si namolurile. Rocile sedimentare detritice consolidate rezulta din cele neconsolidate prin cimentare (liantul poate fi: argilos, calcaros, feruginos, marnos, silicios): conglomeratele, breciile, gresiile, loessurile, argilele, marnele. Rocile de precipitatie, se formeaza prin precipitarea substantelor minerale dizolvate in apa, datorita concentrarii solutiilor in urma unor evaporari puternice. Dupa locul de formare se deosebesc: roci de precipitatie marina: gipsul, sarea gema, calcarele oolitice; roci de precipitatie continentala: calcaroase, silicioase, fosfatice, carbunii, bitumurile, succinul, chihlimbarul. Rocile piroclastice mai sunt cunoscute si sub numele de tufite sau cinerite.

Rocile metamorfice Rocile metamorfice provin din transformarea rocilor eruptive sau sedimentare, ca urmarte a: schimbarii conditiilor de presiune, temperatura si chimism in scoarta terestra; miscarilor tectonice; ascensiunii magmei topite. Transformarile constau: intr-o recristalizare completa a rocilor, in schimbarea compozitiei mineralogice si in aparitia de structuri si texturi noi.59

Caracterele generale ale rocilor metamorfice sunt urmatoarele:

sistuozitatea data de structurarea lor dominanta in straturi paralele. structura rocilor metamorfice poate fi: granoblastica (grauntele demineral nu are orientare), lipidoblastica (mineralele sunt ca foitele sau ca solzii), nematoblastica (mineralele sunt ca baghetele sau ca fibrele).

textura poate fi: masiva, liniara, lamelara, linticulara sau rubanata (cupaturi alterne de diferite culori). Principalele roci metamorfice sunt: gnaisele care se subdivid in ortognaise si paragnaise, micasisturile, cuartitele, marmura sau calcarul cristalin, ardezia.

MINERALELE DIN ROCI SI DIN SOLURIMineralele sunt substante cristalizate, in general anorganice, omogene din punct de vedere fizico-chimic. Ele au o serie de proprietati, pe baza carora pot fi identificate. Proprietati morfologice Sistemul de cristalizare: cubic, patratic (tetragonal), hexagonal, romboedric (trigonal), rombic (ortorombic), monoclinic (clino rombic), triclinic (asimetric). Aspectul, forma sau habitusul cristalelor: forme izometrice (cristalele cubice), forme dezvoltate in doua directii (cristale tubulare, lamelare, foioase, solzoase), forme alungite (cristale prismatice, aciculare, fibroase). Striatiunea fetelor- unele cristale au fetele netede, iar altele au striuri in lungul cristalelor sau perpendiculare( striurile de pe doua fete invecinate).

60

Proprietati fizico-mecanice Densitatea reprezinta raportul dintre masa si unitatea de volum de mineral. Clivajul proprietatea unor minerale de a se desface dupa anumite directii cristalografice, cand sunt supuse unor actiuni mecanice. Clivajul se clasifica in : perfect, bun, slab si imperfect. Spartura aspectul suprafetei care rezulta la ruperea mineralului. Spartura poate fi : concoidala, aschiata (colturoasa), fibroasa, solzoasa. Casanta proprietatea unor minerale de a se sfarama sub presiune. Maleabilitatea proprietatea unor minerale de a se prelucra in foi subtiri. Elasticitatea proprietatea unor minerale de a se deforma sub actiunea unor forte exterioare si de a reveni la forma initiala dapa incetarea actiunii acestor forte. Duritatea. Aprecierea duritatii se face cu ajutorul unei scari, care cuprinde 10 minerale in ordinea crescanda a duritatii lor: talcul, gipsul, calcitul, fluorina, apatitul, ortozul, cuartul, topazul, corindonul si diamantul. Proprietati optice Culoarea mineralelor poate fi: -de origine ideocromatica culoarea proprie mineralului datorata compozitiei chimice si structurii sale -de origine alocromatica culoarea datorata unor impuritati continute in masa mineralului. Culoarea urmei este culoarea pulberii fine, lasata de pe o placa alba, mata de portelan. Irizatia proprietatea unor minerale de a prezenta in lumina reflectata jocuri de culori (calcopirita).

61

Policroismul: proprietatea unor minerale de a prezenta culori diferite cand sunt privite din trei directii perpendiculare. Luciul poate fi: metalic, adamantin, gras, sidefos, matasos, sticlos. Transparenta proprietatea unor minerale care lasa se fie strabatute de lumina. Proprietati chimice Sunt determinate de compozitia chimica a mineralelor. Clasificarea mineralelor Dupa compozitia lor chimica, mineralele se clasifica astfel:1. 2.

Clasa elementelor native, care cuprinde metalele si nemetalele din natura. Clasa sulfurilor: Pirita ( FeS 2 ), Marcasita ( FeS 2 ), Calcopirita (Cu FeS 2 ), Clasa sarurilor haloide: Sarea gema (NaCl), Fluorina ( CaF 2 ), Silvina (KCl), Clasa oxizilor si hidroxizilor

Blenda (ZnS), Galena(PbS), Stibina ( Sb 2 S 3 ).3.

Carnalita ( MgCl 2 KCl 6 H 2 O ). 4. Subclasa bioxidului de siliciu: Cuartul, Calcedonia, Opalul, Flintul, Silicea secundara. Subclasa oxidului si hidroxidului de fier: Hematitul ( FeO3 ),

Magnetitul ( Fe

O3

FeO

), Ilmenitul (

F e T3 ),OGoethitul ( Fe O i2

3

H 2O

), Limonitul ( Fe 2 O3 3H 2 O

Fe (O ) 3 ). H

Subclasa oxidului si hidroxidului de aluminiu: Corindonul ( Al 2 O3 ), Hidrargilitul ( Al (OH ) 3 ), Boehmitul ( Al 2 O3 H 2 O ), Diasporul ( Al 2 O3 nH 2 O ).

62

Subclasa oxidului si hidroxidului de mangan: Piroluzita ( MnO 2 ), Psilomelanul (

M n OMnO 5.

2

4 H 2 O ).

Clasa sarurilor oxigenateR 3 O

Subclasa sarurilor oxigenate cu ioni Grupa carbonatilor:-

Grupa nitratilor: Salpetru de sodiu ( NaNO 3 ), Salpetru de potasiu ( KNO 3 ). anhidri: Calcitul ( Cag Magnezitul ( M

C 3 ), O

Aragonitul ( CaC 3 ), O

C 3 ), O

Dolomitul ( CaMgC 3 Cu (OH ) 2 ), O

( C 3 ) 2 ), O

C 3 ), O

Sideritul ( Fe

Rodocrozitul ( Mn

C 3) O

- hidratati: Soda ( Na 2

C 3 10 H 2 O O

), Malachitul ( Cu

Azuritul (

2 Cu CO 3 Cu (OH ) 2 ).

Subclasa sarurilor oxigenate cu ioni Grupa Sulfatilor: Baritina ( Ba 8 H 2 O ).

RO 4

SO 4 ),

Gipsul ( Ca

SO 4 2 H 2 O ).

Grupa fosfatilor: Apatitul (

Ca 5 (PO 4 ) 2 ( F , C ) ), l

Vivianitul ( Fe 3 (PO 4 ) 2

Subclasa sarurilor oxigenate cu ioni SiO4 (silicatii).

CULOAREA SOLURILOR

Culoarea constituie principalul criteriu de recunoastere a solurilor.Aceasta este determinata de continutul si gradul de oxidare a fierului si/sau de materie63

organica(humus).Astfel,hematitul va imprima culoarea rosie,goethitul determina culori care variaza de la brun roscat catre galbui , limonitul da culoarea galbenbruna iar vivianitul,culoarea albastra.In solurile cu exces de umiditate ,se intilnesc nuante cenusii,verzui sau albastrui ,datorate prezentei fierului in stare redusa sau feroasa. Orizonturile superioare au o culoare ce variaza de la bruna,prin brun inchis la negru,atunci cind continutul in materie organica si gradul de humificare cresc.La solurile acide si sarace in calciu si materie organica, culoarea pate fi deschisa.Deasemenea culorile inchise mai sunt cauzate si de prezenta dioxidului de mangan sau a carbonului rezultat prin descompunere. Fiecare orizont are,de obicei,un specific propriu si o foarte ingusta gama de culori.Cea mai importanta culoare este marmorarea galbena sau bruna pe un fond cenusiu care este interpretata ca un rezultat al supraumezirii alternative a orizonturilor (gleizare) Pentru determinarea culorii se recomanda sol atit in stare umeda cit si uscata,evitarea iluminarii directe a acestuia pentru a nu se obtine reflectii de culoare si de asemenea,cu cit particulele sunt mai fine,cu atit pare mai deschisa culoarea materialului respectiv.

64

DETERMINAREA CULORII ORIZONTURILORPentru o analiza obiectiva se foloseste determinatorul de culori Munsell.Acesta prevede un aranjment ordonat pe planse standard, care servesc drept ghid pentru masurarea si notarea tuturor culorilor.In sistem culorile sunt aranjate sistematic in functie de trei variabile, cunoscute sub numele de nuanta(hue), valoare(value) si croma(chroma), prin a caror combinatie se realizeaza toate culorile specifice orizonturilor de sol.

Scara nuantelor (culorilor ).Nuanta are culoarea dominanta spectral (a curcubeului).Scara nuantelor cuprinde 10 culori de baza, formata din 5 culori principale, notate cu sigla cuvintelor corespunzatoare din limba engleza astfel: rosu(R), galben(Y), verde(G), albastru(B) si purpuriu(P) si 5 culori intermediare: galben-rosu(YR), verdegalben(GY), albastru-verde(BG), purpuriu-albastru(PB) si rosu-purpuriu(RP). Fiecare nuanta de baza este, la rindul ei, divizata in trepte, care se noteaza cu cifre arabe de la 1 la 10, asezate inaintea initialelor culorii de baza.

65

Scara valorii se refera la luminozitatea relativa a culorii, cu alte cuvintela gradul de stralucire a culorii.Valoarea se apreciaza cu scara culorii cenusiului neutral (n), care se intinde de la negru pur theoretic notat cu 0, la un alb pur teoretic, cu valoarea 10.

66

Scara cromatica se refera la puritatea relativa sau intensitatea culorii sicreste paralel cu descresterea culorii cenusii.Aceasta se intinde de la 0, corespunzator cenusiului neutral, pina la valori de 10-14, in functie de saturatia culorii respective.Notarea cromei este indicate pe scara orizontala, in partea inferioara a plansei.High light Value

VALUE light vs. dark HUE Dominant color of whole page. Mixture of Red ( and Yellow (Y)

Low dark

Value Low dull, grey Chroma High bright, red/yellow Chroma

CHROMA bright vs. dull

Exemple:10YR(3/1)-gri f inchis;10YR(4/4)-galben maroniu;10YR(4/2)-verde inchis;10YR(2/1)-negru.

67

ALTE FORME, DAR TOT PENTRU DETERMINAREA CULORII SOLURILOR

68

MASURAREA REACTIEI SOLULUI ( pH-ului )Ph-ul reprezinta capacitatea substantelor dizolvate in solutia solului de a disocia electrolitic in ioni de hidrogen sau de hidroxil.Notiunea a fost introdusa de Sorensen(1909). Ionii de hidrogen care determina reactia acida a solutiei se pot gasi partial disociati in solutie si partial legati electrostatic in complexul de absorbtie si in grupuri functionale acide nedisociate.Aciditatea determinate de ionii H+ disociati in solutie formeaza aciditatea actuala sau active. Reactia solului se poate determina prin urmatoarele metode: -metode calorimetrice -metode potentiometrice

1.METODE CALORIMETRICESe folosesc indicatori care sunt substante organice cu caracter de acizi slabi/baze slabe,ale caror solutii isi schimba culoarea in anumite intervale caracteristice de pH,numite domenii de viraj Aceste metode se pot grupa la rindul lor in metode calorimetrice de teren si metode calorimetrice de laborator. a.Metode calorimetrice de teren o Aprecierea pH-ului cu hirtia indicator se face comparind culoarea ce o capata hirtia ,dupa introducerea ei intr un extract de sol,cu scara colorata a valorilor de pH anexata pe ambalajul hirtiei o Aprecierea pH-ului cu pH-metrul de teren Hellige Acest aparat consta dintr o placa de portelan care are o concavitate prelungita cu un sant,incadrat de o scara pH colorata cu valori de la 4 la 9. Se ia putin sol cu o lingurita care se depune in concavitatea placii,peste care se toarna apa distilata si citeva picaturi de indicator universal.Lichidul,apoi,se lasa

69

sa se scurga in santul scarii si se compara valoarea dobindita de indicator cu culorile scarii. b.Metode calorimetrice de laborator o Determinarea pH-ului cu comparatorul Hellige cu discuri Acest aparat cu discuri este format din: -corpul aparatului din ebonita prevazut cu un ocular ,un lacas pentru discuri si o nacela cu doua compartimente -o serie de discuri ce corespund unui anumit interval de pH -sticluta cu indicator specific pentru fiecare interval -albastru de timol;pH=1.2-2.8 -rosu de metal;pH=4.4-6.0 -rosu de bromfenol;pH=5.4-7 -metil orange;pH=2.8-4.4

2.METODE POTENTIOMETRICE DE DETERMINARE A PHULUIIntroducerea metodei potentiometrice de masurare in suspensii de sol,cu ajutorul unor electrozi indicatori a caror forta electromagnetica este modificata de catre activitatea ionilor de hidrogen,a putut inlatura dificultati in masurarea pHului acestor suspensii deoarece insasi coloizii care detin in intregime aciditatea potentiala a solului,contribuie prin prezenta lor si la determinarea nivelului concentratiei active a ionilor de hidrogen in suspensia solului.Se folosesc electrodul de calomel,de hidrogen si de sticla sau de chinhidrona. o Modul de lucru

-se cintareste la balanta tehnica 10g de sol,majorat si trecut prin sita de 2mm,intrun pahar de 100ml -peste sol se adauga 25ml apa distilata fiarta si racita la temperatura camerei -suspensia se omogenizeaza dupa care se lasa o ora pentru echilibrarea cu bioxidul de carbon din atmosfera o Interpretatrea rezultatelor -practic neuter-pH=7-2-6.8 -foarte slab acide-pH=6.8-6.5 -slab acide-pH=6.5-6.0 -moderat acide-pH=6.0-5.0

-puternic alcaline-pH=8.3-9.0 -foarte puternic alcaline-pH=9.1-10 -excesiv alcaline-pH=>10.0

70

-foarte puternic acide-pH=5.0-4.5 -puternic acide-pH=4.5-4.0 -excesiv acide-pH=4.0-3.5 -extrem de acide-pH=>( ) in mediul nesaturat ce apa si orizont organic hidromorf ( de turba) in mediul saturat cu apa. Orizonturi pedogenetice principale Orizonturi organice. Orizontul organic nehidromorf- O se formeaza prin acumulare de material organic la suprafata solului nesaturat sau saturat cu apa doar cateva zile pe an .El se formeaza in partea superioara a solurilor minerale formate sub padure, dar poate fi intalnit si la o anumita adancime daca este acoperit cu material mineral provenit din eroziune. In solurile acoperite ce vegetatie lemnoasa orizontul organic O este constituit din:

71

Ol - orizont de litiera, material organic proaspat; Of - orizont de fermentatie,materie organica incomplete descompusa, cu resturi vegetale cu structura caracteristica; Oh - orizont de humificare, material organic in stadium foarte avansat de descompunere,cu resturi vegetale cu structura caracteristica. Orizonturi organice hidromorfe sau orizonturi turboase T de suprafata sau de subsuprafata situate la mica adancime si alcatuite din material organic saturat cu apa in cei mai multi ani, mai mult de o luna pe an. Dupa gradul de descompunere a materiei organice alcatuitoare, orizontul T poate fi: o fibric cu materia organica slab descompusa; o hemic cu materia organica mediu descompusa; o sapric cu materia organica intens descompusa. Dupa conditiile de mediu in care se formeaza turba , aceasta poate fi: eutrofa, mezotrofa si oligotrofa. Orizonturi minerale principale Orizontul este un orizont mineral format de obicei in partea superioara a profilului de sol sau sub un orizont organic si uneori la diferite adancimi . Acest tip de orizont se caracterizeaza prin procese intense de alterare a materiei organice si a materialului mineral precum si printr-o activitate microbiologica intensa. Orizontul A molic (Am) este un orizont mineral cu urmatoarele caracteristici: culoare intensa a materialului; continutul de materie organica este de cel putin 1% pe intreaga grosime a orizontului; structura este grauntoasa, glomerulara sau poliedrica; gradul de saturatie in baze este de peste 53%; grosimea sa este de cel putin 25 cm. Orizontul A molic greic (Ame) contine acumulari reziduale sub forma de graunti de cuart si/sau alte minerale rezistente la alterare, acest orizont avand aspectul unei pudrari cu cuart. Orizontul A umbric (Au) se diferentiaza de Am prin gradul de saturatie in baze care nu depaseste 53%. Orizontul A ocric (Ao) poseda insusirile esentiale de orizont A, dar se individualizeaza prin aceea ca este mai subtire, mai sarac in materie organica si72

mai deschis la culoare decat orizonturile Am si Au.o caracteristica a acestui orizont consta in faptul ca el devine masiv si dur sau foarte dur in perioada uscata a anului. Orizontul A molic forestalic (Amf) este o varietate de orizont molic care care prezinta in plus de acesta urmatoarele caractere determinate de formarea lui sub paduri xerofile: structura poliedrica mijlocie si mare in partea mijlocie si/sau inferioara a orizontului, asociata adesea cu pudrare de cuart; un minim in variatia valorilor pH, baze si saturatia in baze. Orizontul A limnic (Al) este un orizont mineral situate la suprafata depozitelor de pe fundul acumularilor de apa (balti, iazuri, lacuri, lagune), format din acumularea de suspensii sau precipitate minerale si organice, resturi vegetale si animale subacvatice variat humificate sau turbificate. Acest orizont prezinta urmatoarele caracteristici: continut de materie organica de peste 1%; consistenta foarte moale, adesea cu aspect de namol sau gel; culoare cenusie, cenusie-oliv, cenusie-verzuie sau neagra care se schimba in brun sau oliv cand materialul este expus la aer; continutul de apa, raportat la materialul in stare uscata, depaseste 100% (100-400%); densitatea aparenta < 0,6g/cm (0,3-0,6 g/cm). Orizonturile anteropedogenetice Orizonturile anteropedogenetice sunt orizonturi minerale pedogenetice de suprafata foarte puternic transformate prin fertilizare indelungata sau orizonturi minerale de suprafata rezultate din acretia (inaltarea) suprafetei prin adaos de mineral, ca urmare a unsi lungi perioade de cultivare si/sau irigare a terenului, fapt care a condos la formarea unui orizont de suprafata cu insusiri mult modificate fata de cele initiale. Se deosebesc doua orizonturi anteropedogenetice : - orizontul A hortic (Aho); - orizontul antracvic (Aaq). Orizontul A hortic (Aho) este o varietate de orizont antropedogenetic de suprafata format prin fertilizare intensa, lucrare profunda si adaos, timp indelungat, de resturi organice vegetale si animale in amestec cu material pamantos si, uneori, cu incluziuni de caramizi, fragmente de oale etc. Orizontul antracvic (Aaq) se formeaza la solurile folosite cu orezarii sau care sunt intens irigate care in mod permanent sau in cea mai mare parte a anului sunt saturate cu apa,soluri care prezinta si urmatoarele insusiri: un strat arat de suprafata;73

un orizont de suprafata cu pete de saracire in Fe sau un continut de Fe de doua ori mai mare. Orizontul eluvial (E) este situate in mod obisnuit aproape de suprafata solului. Principala insusire a orizontului E este saracirea in argila silicatica, oxizi de Fe si/sau Al, care se produce prin deplasarea prin sol fie ca solutie, fie ca suspensie. Orizontul E luvic (El) are urmatoarele caractere: culori deschise in stare uscata; structura poliedrica sau lamelara sau fara structura; textura mai grosiera decat orizontul B argic-subiacent; grosime minima de cel putin 5 cm; continut de Al schimbabil de peste 1,5 ori mai mare decat in orizontul A. Orizontul E albic eluvial (Ea) are urmatoarele caractere: - culori mai deschise decat El in stare uscata, de regula se inregistreaza o diferenta de cel putin doua unitati de valoare mai mare decat cele apreciate la materialul in stare umeda; - structura poate fi lamelara sau poliedrica slab dezvoltata sau poate fi nestructurat; - textura mai grosiera decat a orizontului Bargic-subiacent; - segregare a sescvioxizilor sub forma de concretiuni si pete; - grosime minima de 10 cm. Orizontul B este un orizont mineral care se formeaza sub unul dintre orizonturile A, E sau O. Caracteristica principala este pierderea in intregime sau aproape in intregime a structurii initiale a rocii. Acest orizont are urmatoarele caracteristici dominante: - concentrare iluviala de argila silicatica, de substante amorfe active compuse din materie organica; - o morfologie rezultata in urma levigarii carbonatilor alcalinopamantosi; - pelicule de argila si sescvioxizi; - alterare care genereaza sau elibereaza argila silicatica si/sau oxizi; - fragilitae. Toate tipurile de orizont B sunt orizonturi de suprafata, dar difera foarte mult intre ele. Ele se noteaza astfel: - Bv- orizont de alterare si/sau schimbare de culoare; - Bt- orizont de acumulare a argilei; - Bs- orizont B de acumulare de oxizi de Fe; - Bh- orizont Bcu iluviere de humus.

74

Orizontul B cambic (Bv) este format prin alterarea materialului parental si are urmatoarele caractere: - culori mai inchise sau cu crome mai mari sau in nuante mai rosii decat materialul parental; - structura in general moderat dezvoltata ; - textura nisipoasa foarte fina, nisipolutoasa, mai fina; - spalarea totala a sarurilor usor solubile si a carbonatilor; - gradul de alterare a mineralelor primare este de la slab la moderat; - grosimea orizontului este de cel putin 15 cm. Orizontul B argic (Bt) este un orizont de suprafata care are un continut mai mare de argila decat orizontul supraiacent . Diferentierea texturala poate fi determinate de urmatoarele procese: - acumularile iluviale de argila; - formarea pedogenetica intensa de argila; - distructia argilei in orizonturile de suprafata; - deplasarea selectiva a argilei din orizonturile de suprafata; - activitati biologice ; Compactarea si implicit, scaderea permeabilitatii acestui orizont se poate datora: - acumularii argilei translocate din orizontul supraiacent; - asezarii mai dese a materialului; - prezentei argilei gonflante. Orizontul Bt se individualizeaza prin urmatoarele caractere: - culorile sunt diferite, dar mai inchise decat ale materialului parental; - structura poate fi prismatica, columnoida, polierdica sau masiva; - continutul de argila este mai mare decat cel din orizontul eluvial; - continutul de Na schimbabil este mai mic de 15% din T; - acest orizont este situat de regula, dedesuptul unui orizont de cel putin 20 cm grosime. Orizontul B argic- nitric (Btna).Acest orizont prezinta urmatoarele caractere: - continutul de Na schimbabil este mai amre de 15% din T intr-unul din suborizonturile situate in primii 20 cm ai orizontului; -

75

Bibliografie 1. Statescu Fl., Bazele Stiintei Solului, Ed. Sam-SonS, Iasi, 1998 2. Canarache A., Fizica solurilor agricole, Ed. Ceres, Bucuresti, 1990 3. Statescu Fl., Elemente ale complexului ecologic din sol, Ed. Sam-SonS, Iasi, 1997 4. Florea N. si colab., Metodologia Elaborarii Studiilor Pedologice, vol.I, Academia de Stiinte Agricole si Silvice, Bucuresti, 1987 5. Florea N. si colab., Metodologia Elaborarii Studiilor Pedologice, vol.III, Academia de Stiinte Agricole si Silvice, Bucuresti, 1987 6. Notele de curs

76