53

UNIVERSITATEA „ŞTEFAN CEL MARE” SUCEAVA

FACULTATEA DE SILVICULTURĂ

Dr. ing. Buzdugan Ioan

Ing. Savin Alexei

P E D O L O G I E

(Curs pentru studenţi)

2003

54

PARTEA I

FORMAREA, ALCĂTUIREA ŞI PROPRIETĂŢILE SOLULUI

Capitolul 1. NOŢIUNI INTRODUCTIVE

1.1. Definiţia şi obiectul pedologiei

Pedologia este ştiinţa care se ocupă cu studiul solului sub aspectul formării,

evoluţiei, alcătuirii, proprietăţilor, clasificării, repartiţiei geografice, precum şi a utilizării

lui raţionale. Denumirea de pedologie provine din cuvintele greceşti „pedon” (ogor, sol) şi

„logos” (discuţie, vorbire, cu sensul de studiu). Deci, din însăşi etimologia cuvântului,

rezultă că pedologia este ştiinţa care se ocupă cu studiul solului.

Prin sol, ca obiect de studiu al pedologiei, pe scurt, se înţelege corpul natural de la

suprafaţa uscatului care, pe lângă materie minerală, conţine şi materie vie şi care astfel

poate asigura viaţa plantelor. Această calitate esenţială se datorează faptului că solul este

un mediu fizic, chimic şi biologic, dinamic, care asigură un ansamblu de condiţii necesare

creşterii vegetaţiei, constituind un suport pentru plante, spaţiu de dezvoltare a rădăcinilor,

sursă de apă şi substanţe nutritive.

Principalele caracteristici ale acestui corp natural numit sol, care îi permit să

îndeplinească aceste funcţii, sunt:

- este format la suprafaţa uscatului, pe seama rocilor, sub influenţa condiţiilor de climă,

relief, a vegetaţiei şi microorganismelor şi a altor factori pedogenetici, care continuă

să acţioneze;

- conţine materie vie (microfloră, floră, microfaună, faună), contribuie la dezvoltarea

unor procese specifice vieţii (asimilaţie şi dezasimilaţie, sinteză şi descompunere de

substanţe organice, concentrare şi eliberare de energie);

- conţine elemente de nutriţie, care sunt reţinute şi acumulate în principal sub formă de

humus (materie organică specifică solului) şi eliberate pe parcurs, prin mineralizarea

acestuia;

- are o arhitectură specifică, fiind poros, afânat, reţine apă şi aer şi poate fi străbătut de

rădăcinile plantelor.

55

Proprietatea fundamentală a solului de a asigura condiţii pentru creşterea plantelor,

poartă denumirea de fertilitate. Însuşirea solului de a fi fertil îl deosebeşte, atât de roca pe

seama căreia s-a format, cât şi de alte corpuri din natură.

Totodată, solul are o mare influenţă asupra întregului mediu în care se desfăşoară

viaţa, întrucât de sol este legată indirect şi compoziţia chimică a atmosferei şi hidrosferei

(oxigenul se degajă în atmosferă prin procesul de fotosinteză specific plantelor cu

clorofilă; de sol este legată compoziţia chimică a apei din mări şi a mâlului marin, care

prin diageneză trece în roci sedimentare).

În acest fel se poate spune că solul reprezintă, în fond, un produs al vieţii şi

totodată o condiţie de dezvoltare a acesteia.

Solul este un corp natural format sub acţiunea îndelungată a factorilor

pedogenetici, care diferă de materialul parental pe seama căruia s-a dezvoltat printr-o

organizare proprie (orizonturi genetice), prin proprietăţi chimice şi fizice specifice şi prin

anumite caracteristici biologice.

În concepţia actuală, modernă, solul este privit ca un sistem structural complex,

dinamic şi polifuncţional. În această concepţie solul este alcătuit din mai multe

componente (sau faze) care acţionează în strânsă interdependenţă, formând un sistem

integral deschis, care primeşte, prelucrează şi cedează substanţă şi energie, aflându-se în

strânsă legătură cu aşa-numiţii factori externi şi interni (sau factori pedogenetici) şi

integrându-se pe deplin, în acest fel, în ecosistemele terestre.

1.2. Legătura pedologiei cu alte ştiinţe

Pedologia s-a desprins în a doua jumătate a secolului al XIX-lea din cadru

celorlalte ştiinţe, individualizându-se ca o disciplină de sine stătătoare.

În cadrul celorlalte ştiinţe, pedologia are o poziţie intermediară, fiind situată între

ştiinţele naturii cu viaţă (botanică, microbiologia, zoologia) şi ştiinţele naturii fără viaţă

(mineralogia, geomorfologia, meteorologia). De asemenea, pedologia are o poziţie

intermediară între ştiinţele fundamentale (chimia, fizica, matematica) si ştiinţele aplicate

(agricultura, silvicultura, îmbunătăţiri funciare) (fig.1).

56

SILVICULTURA AGRONOMIA ÎMBUNĂTĂŢIRI FUNCIARE METEOROLOGIA ŞTIINŢE APLICATE ZOOLOGIA GEOMORFOLOGIA NATURA PEDOLOGIE NATURA BOTANICA MOARTĂ VIE MINERALOGIA ŞTIINŢE MICROBILOGIA PETROGRAFIA FUNDAMENTALE CHIMIA MATEMATICA FIZICA

Fig. 1. Poziţia pedologiei faţă de alte discipline (după L. Guştiuc, 1972)

Pedologia este strâns legată de mineralogie şi geomorfologie, deoarece solurile se

formează pe materialul mineral al rocilor, iar relieful influenţează puternic procesele de

solificare şi de evoluţie a solurilor. Pedologia este strâns legată de climatologie, botanică

şi microbiologie, deoarece factorii climatici şi biologici, contribuie decisiv la

transformarea rocilor în soluri. Pedologia este strâns legată şi de ştiinţele fundamentale

(fizică, chimie), deoarece procesele pedogenetice sunt în cea mai mare parte ele sunt de

natură fizică şi chimică.

Pedologia, prin problemele pe care le analizează şi prin legăturile ei cu celelalte

discipline, are nu numai un caracter ştiinţific, ci şi un pronunţat caracter practic.

1.3. Funcţiile şi rolul pedologiei în viaţa şi existenţa pădurii

Solul, ca parte integrantă a ecosistemului, are un rol deosebit de important în viaţa

pădurii. El înmagazinează apa şi substanţele nutritive şi aprovizionează vegetaţia cu apă şi

hrană. În condiţii comparabile de climat regional şi local, raportul dintre apa, aerul şi

57

substanţele nutritive poate fi diferit de la un sol la altul şi poate determina schimbări

fundamentale în compoziţie arboretelor şi vigoarea lor de creştere, mai ales când

regimurile de apă, aer şi substanţe nutritive în sol nu sunt în raporturi echilibrate. Solul,

trebuie deci să fie studiat nu numai din punctul de vedere al genezei, evoluţiei şi formelor

foarte variate în care apare la suprafaţa uscatului, ci şi din punctul de vedere al funcţiilor

lui specifice în viaţa pădurii, ca mediu ecologic pentru plante şi parte componentă a

ecosistemului.

Cunoaşterea însuşirilor solului şi a funcţiilor sale în viaţa pădurii serveşte la

stabilirea celor mai potrivite măsuri în lucrările de împădurire, pepiniere, regenerare şi

conducere a arboretelor.

În lucrările de regenerare a pădurilor (împădurire), se folosesc specii cu diferite

exigenţe faţă de climă şi sol. Din multitudinea speciilor forestiere care se pot dezvolta în

condiţiile climatice specifice zonei în care se lucrează trebuie alese numai acele specii ale

căror exigenţe faţă de apa, aerul şi substanţele nutritive sunt corespunzătoare cu

posibilităţile solurilor de a satisface aceste exigenţe. Neconcordanţa dintre cerinţele

speciilor forestiere şi capacitatea solului de a satisface aceste exigenţe are ca rezultat

compromiterea culturilor forestiere sau dezvoltarea unor arborete de clase inferioare de

producţie, care nu pot justifica cheltuielile de întemeierea şi îngrijirea lor până la vârsta

exploatabilităţii.

Împăduririle ce se efectuează pe scară mare necesită producerea puieţilor în

pepiniere silvice mari (pepiniere centrale). Solurile din astfel de pepiniere ajung destul de

repede deficitare în substanţe nutritive, făcând necesară folosirea de amendamente şi

îngrăşăminte. Dozarea îngrăşămintelor şi a amendamentelor presupune cunoaşterea

compoziţiei şi a însuşirilor solului. Amendamentele şi îngrăşămintele intră în reacţie cu

substanţele in sol, schimbă reacţia solului, influenţează fauna şi microflora solului din

pepiniere. Cunoscând aceste reacţii în lanţ pe care le provoacă introducerea

îngrăşămintelor în sol se pot stabili în mod corect felul şi cantitatea îngrăşămintelor şi

amendamentelor, aşa încât puieţii să găsească în sol un mediu de creştere cât mai

favorabil.

58

Şi în ceea ce priveşte tăierile de regenerare (tratamentele), studiul solului ca mediu

de viaţă pentru plante este deosebit de util. Dacă se fac exploatări neraţionale în

neconcordanţă cu condiţiile specifice de relief şi sol, pe lângă faptul că nu se obţine

regenerarea naturală corespunzătoare, pe versanţi se poate declanşa eroziunea accentuată

a solului, iar în anumite condiţii de sol se poate agrava procesul de înmlăştinare a solului.

În silvicultură, ca şi în agricultură, unde solul are, în principal, menirea de a

produce biomasă vegetală, acesta funcţionează ca un factor activ, fiind atât principalul

mijloc de producţie, cât şi obiect al muncii omeneşti.

Spre deosebire de alte mijloace de producţie, care pot fi multiplicate, solul (ca

produs natural) este cantitativ limitat şi obţinerea unor producţii lemnoase (în general

vegetale) mai mari se pot realiza numai pe seama intensivizării (creşterea producţiei la

unitatea de suprafaţă). De asemenea, spre deosebire de alte mijloace de producţie, care

prin folosire se uzează, solul, dacă este utilizat raţional, nu numai că nu îşi micşorează

capacitatea de producţie (fertilitatea), ci, din contră, şi-o poate mări şi în acest sens

pedologia are un rol hotărâtor.

1.4. Dezvoltarea pedologiei ca ştiinţă

În general, dezvoltarea studiilor despre sol se poate împărţi în cel puţin două etape:

o primă etapă, începută cu multe secole în urmă, când se făceau referiri generale la

agricultura practică, întâlnite în scrierile grecilor (Platon, Hippocrates) şi a romanilor

(Virgiliu, Plinius ş.a.).Etapa a doua, este de dată relativ recentă, dezvoltându-se în

ultimele două secole.

La început ştiinţa solului a fost considerată mai mult ca o ramură a chimiei. În

această etapă putem evidenţia pe Albrecht Thaer- care a dezvoltat teoria nutriţiei

plantelor cu humus; Justus von Liebig – care a dezvoltat teoria nutriţiei minerale a

plantelor.

Paralel cu aceste concepţii privind nutriţia s-au dezvoltat şi o serie de teorii

fundamentale în ce priveşte formarea, natura şi evoluţia solului, dintre care s-a impus

concepţia genetico-geografică a lui Dokuceaev (1846-1903), cunoscută şi sub denumirea

de concepţia naturalistă rusă.

59

Această concepţie, care a dominat ştiinţa pedologică mondială aproape un secol

(până după al doilea război mondial), consideră solul ca un corp natural, care se formează

şi evoluează sub influenţa unui complex de factori naturali, cu predominarea celor

climatici (zonelor de climă şi vegetaţie le corespund în natură zone de soluri).

După al doilea război mondial, în perioada 1950-1970, un grup de specialişti din

Statele Unite ale Americii, în frunte cu Smith, au eleborat un nou sistem de clasificare

cunoscut în literatura de specialitate sub denumirea de „Taxonomia solurilor” (Soil

Taxonomy). Ideea de la care s-a pornit este aceea că un sistem de clasificare este necesar

să se bazeze, în primul rând, pe caracteristicile „evidente” ale solului determinate cu

exactitate şi apoi pe aprecierea factorilor genetici.

În ţara noastră, cercetarea sistematică a solurilor a început abia în primul deceniu al

secolului trecut. Totuşi, se întâlnesc însemnări, observaţii şi unele date despre sol încă

din secolele mai vechi.

Primele însemnări sunt cele din lucrarea „Descriptio Moldave”, a lui Dimitrie

Cantemir (1716), în care se menţionează că „pământurile Moldovei sunt negre şi pline de

silitră” (aluzie la solurile cernoziomice – foarte bogate în substanţe hrănitoare şi azot).

Primul cercetător român în domeniul ştiinţelor naturii, care se opreşte şi asupra

solurilor ţării noastre, este Ion Ionescu de la Brad (1818-1891). Acesta prezintă în cadrul

unor monografii şi descrieri ale solurilor pe regiuni naturale şi arată mijloacele de

îmbunătăţire şi menţinere a rodniciei lor.

Părintele pedologiei româneşti este considerat savantul Gh. Munteanu Murgoci

(1872-1925), care a elaborat prima hartă a solurilor României. Graţie meritelor sale pe

tărâmul pedologiei în 1923, la Conferinţa Societăţii Internaţionale de Ştiinţa Solului de la

Praga, Gh. Munteanu Murgoci a fost ales preşedintele Comisiei pentru întocmirea hărţii

de soluri ale Europei.

După înfiinţarea Institutului de Cercetări Agronomice (1928) şi a Institutului de

Cercetări Forestiere (1933), cercetările pedologice au luat o amploare mai mare,

beneficiind de aportul unor pedologi eminenţi conduşi de agronomul Gh. Ionescu Sisăşti

şi silvicultorul Constantin D. Chiriţă, savanţi de renume mondial.

60

Perioada de după 1955, se caracterizează prin continuarea şi aprofundarea

cercetărilor în domeniul cartării solurilor (N. Cernescu, M. Popovăţ, N. Bucur, C. V.

Oprea, N. Florea, M. Nemeş, N. Barbu, D. Teaci, M. Spirescu, Ana Conea, C. Oancea şi

alţii).

În anul 1961 se înfiinţează „Societatea Naţională Română pentru Ştiinţa

Solului”,care coordonează activitatea de ştiinţă a solului din România şi organizează

Conferinţele Naţionale ale Ştiinţei Solului, ce se ţin regulat la interval de patru ani.

Capitolul 2. FACTORII DE SOLIFICARE (PEDOGENETICI)

2.1. Generalităţi referitoare la formarea solului

Solul s-a format şi se formează la suprafaţa uscatului. Învelişul solid de la suprafaţa

Pământului este alcătuit din minerale şi roci şi poartă numele de „scoarţă terestră” sau

litosferă. Iniţial, litosfera a fost alcătuită numai din minerale şi roci primare (rezultate din

consolidarea magmei), cu aspect stâncos, masiv, mediu impropriu dezvoltării vegetaţiei.

În decursul timpurilor, sub acţiunea agenţilor atmosferei şi hidrosferei şi apoi şi ai

biosferei, partea superioară a scoarţei terestre, mineralele şi rocile primare alcătuitoare, au

fost supuse proceselor de dezagregare (mărunţire) şi de alterare (modificare chimică).

Efectele cele mai importante ale acestor procese constau din transformarea rocilor

primare, compacte, în roci sedimentare, afânate (fragmente de diferite dimensiuni), în

formarea unor substanţe chimice simple (săruri, oxizi, hidroxizi), precum şi a unor

compuşi complecşi, cum sunt mineralele argiloase, care permit reţinerea apei, aerului şi a

substanţelor nutritive şi în ultimă instanţă, instalarea vegetaţiei şi a microorganismelor.

Prin fotosinteză, în procesele de nutriţie plantele iau o parte din substanţele

minerale, care sunt solubile şi deci supuse spălării în adâncime, şi le trec sub formă de

substanţe organice ce alcătuiesc corpul lor. După parcurgerea ciclului vital, în condiţii

specifice de mediu, sub acţiunea microorganismelor, o parte din resturile organice

respective sunt descompuse în substanţe minerale, folosite de plante în ciclurile

următoare, iar o altă parte sunt transformate în humus, component organic specific

solului, proces denumit bioacumulare.

61

Datorită bioacumulării, dezagregării şi alterării (ce se continuă şi după instalarea

plantelor şi microorganismelor şi încă cu participarea lor), precum şi ca urmare a reţinerii

sau migrării produşilor rezultaţi prin aceste procese, partea superioară a scoarţei suferă

profunde modificări fizice, chimice şi biochimice, transformându-se în sol, corp natural

cu alcătuire şi însuşiri proprii.

Procesele ce duc la formarea solurilor sunt determinate de condiţiile de mediu în

care se petrec. Pe întinsul globului condiţiile fiind extrem de variate şi intensitatea

proceselor pedogenetice diferă, ca urmare şi solurile.

Principalii factori pedogenetici care influenţează decisiv formarea şi diversificarea

solurilor sunt: roca, clima, vegetaţia, relieful, apele freatice şi stagnante, timpul şi omul .

2.2. Rocile, ca factor pedogenetic

Rolul rocilor constă în faptul că reprezintă materialul de bază al solificării.

După modul de formare, compoziţia mineralogică, textură, structură şi alte însuşiri

se deosebesc 3 categorii de roci: roci magmatice, roci metamorfice şi roci sedimentare.

Rocile magmatice au luat naştere din magma consolidată la diferite adâncimi în

scoarţa pământului sau chiar la suprafaţa acestuia.

În interiorul scoarţei, la adâncimi mari, din cauza temperaturii şi presiunii care scad

încet, consolidarea magmei se face lent, realizându-se o cristalizare completă,

individualizându-se minerale de aceiaşi mărime. În aceste condiţii se formează rocile

magmatice intrusive sau abisale şi anume: granitele, granodioritele, sienitele, dioritele şi

gabrourile.

În urma mişcărilor tectonice se produc crăpături în scoarţă prin care magma se

ridică la suprafaţă. În aceste condiţii, temperatura şi presiunea scăzând brusc, consolidarea

magmei se realizează repede, formându-se roci cu cristale mici (microlite) înglobate într-o

masă necristalizată (amorfă), denumite roci efuzive sau vulcanice, cum sunt: riolitele,

dacitele, trahitele, andezitele şi bazaltele.

Consolidarea magmei poate avea şi în condiţii intermediare, de tranziţie,

rezultând rocile porfirice, formate din cristale mari (fenocristale) înglobate într-o masă

amorfă sau în microcristale.

62

Mineralele principale din rocile magmatice sunt: feldspaţii, cuarţul şi micile albe

(minerale leucocrate) şi olivina, piroxemi şi amfibolii (minerale melenocrate).

Rocile metamorfice, cunoscute în mod curent sub denumirea de şisturi cristaline,

au luat naştere prin transformarea celorlalte două categorii de roci (magmatice şi

sedimentare) sub influenţa factorilor de metamorfism (temperaturi şi presiuni foarte

ridicate).

După intensitatea metamorfismului acestea se grupează în: şisturi cristaline

de catazonă (de exemplu gnaisurile), şisturi cristaline de mezozonă (micaşisturile,

cuarţitele) şi cele de epizonă (şisturile cloritoase, talcoase etc.).

Mineralele rocilor metamorfice sunt practic aceleaşi, ca şi în cazul rocilor

magmatice (cuarţ, feldspaţi, mice, piroxeni, amfiboli, olivine), dar aceste roci au şi

minerale specifice cum sunt: sericitul, cloritul, grafitul, etc.

Rocile sedimentare după modul de formare se grupează în trei categorii: roci

sedimentare detritice, roci sedimentare de precipitaţie chimică şi roci organogene.

Rocile sedimentare detritice rezultă din dezagregarea şi alterarea rocilor

magmatice şi metamorfice şi anume: brecii, gresii, conglomerate, calcare ş.a. (roci

sedimentare compacte sau cimentate), grohotişuri, pietrişuri, prundişuri şi nisipuri (roci

sedimentare mobile) şi loessuri, argile, marne ş.a. (roci sedimentare slab consolidate).

Rocile sedimentare de precipitaţie chimică (marină sau continentală) provin din

depunerea şi acumularea substanţelor chimice din apele mărilor şi lacurilor bogate în

minerale solubile. Din această categorie fac parte, ca roci de precipitaţie marină: gipsul,

sarea gemă (NaCl), silvina (KCl) şi calcarele oolitice, iar ca roci de precipitaţie

continentală: tufurile calcaroase, travertinul, ş.a.

Rocile de precipitaţie biochimică (organogene) reprezintă depozite sedimentare

formate prin acumularea resturilor scheletice şi substanţelor organice provenite de la

animale şi plante care au trăit cândva în apa mărilor. Din această categorie se

menţionează: calcarele, dolomitele, diatomitele, radiolaritele, ca şi rocile fosfatice,

azotoase, cărbunii şi bituminele.

După natura petrografică, rocile generatoare de sol se împart în două grupe mari:

63

- roci consolidate compacte, reprezentate prin roci eruptive (magmatice), metamorfice

şi unele roci sedimentare (gresii, calcare, conglomerate etc.);

- roci sedimentare afânate (mobile), neconsolidate şi slab consolidate, reprezentate, în

general, prin sedimente cuarternare (argile, nisipuri, loess, aluviuni etc.).

În funcţie de proprietăţile lor fizice şi chimice rocile contribuie la micşorarea sau

accelerarea ritmului de solificare, precum şi la imprimarea unor proprietăţi specifice

solurilor respective. Pe roci compacte, întâlnite îndeosebi în zone montane, se formează în

general, soluri subţiri, bogate în material scheletic, cu proprietăţi ce depind de natura

chimică şi mineralogică a rocilor respective. De exemplu, solurile formate pe roci

compacte, cu conţinut ridicat de SiO2 (cum sunt granitele, granodioritele, riolitele,

dacitele, gnaisurile, micaşisturile ş.a.) sunt subţiri, nisipoase sau luto-nisipoase, acide şi

sărace în elemente nutritive. Pe roci compacte, bazice, foarte sărace în SiO2 (gabrouri,

bazalte, calcare) se formează soluri mai profunde, argiloase, neutre sau alcaline, bogate în

elemente nutritive .

Pe roci nisipoase, permeabile, se formează soluri levigate mai profunde, sărace în

humus şi elemente nutritive, iar pe cele argiloase iau naştere soluri mai puţin levigate şi

mai bogate în humus.

Pe loess şi marne se formează soluri de regulă profunde, specifice, echilibrate din

punct de vedere textural, bogate în humus şi elemente nutritive.

Rocile bogate în săruri solubile duc la formarea de soluri caracteristice salinizate

(soluri halomorfe).

2.3. Clima, ca factor pedogenetic

Influenţa climei, cu principalele ei elemente componente (precipitaţii, temperatură,

vânt), este evidentă din primele faze ale procesului de solificare, începând cu

dezagregarea şi alterarea rocilor, precum şi transportul şi depunerea produşilor respectivi.

Dezagregarea şi alterarea, influenţate direct sau indirect de climă, duc la

transformarea rocilor primare, în roci secundare, ce pot asigura condiţii minime pentru

instalarea vegetaţiei, iar prin manifestarea în continuare a acestor procese şi în cadrul

solificării determină formarea principalelor componente minerale ale solului (săruri,

oxizi, argilă, praf, nisip).

64

Clima influenţează indirect şi formarea părţii organice a solului, bioacumularea,

creând condiţii de dezvoltarea vegetaţiei, care constituie sursa de materie organică a

solului. În continuare, humificarea resturilor organice are loc, de asemenea, sub influenţa

condiţiilor determinate de climă (umiditate şi temperatură).

Tot clima, mai ales prin precipitaţii, este cea care determină procesele de eluviere-

iluviere ce au un rol deosebit în formarea profilului de sol. După cum s-a mai arătat, apa

din precipitaţii ajunsă la suprafaţa solului se infiltrează şi deplasează spre adâncime

anumiţi componenţi (săruri, argila), contribuind la diferenţierea profilului.

Factorul climatic, înregistrând variaţii foarte mari, chiar şi în cadrul unor zone mai

restrânse, contribuie la diferenţierea accentuată a învelişului de sol. Acest fapt este bine

ilustrat şi de modul de formare a mineralelor argiloase (componente foarte importante ale

solului). Astfel, în stepă (partea cea mai secetoasă a ţării) în timpul solificării, datorită

alterării slabe se formează cantităţi în general mici de argilă; în zonele umede, alterarea

fiind mai intensă, se formează cantităţi mari de argilă, dar în zone foarte umede, unde

alterarea este foarte intensă, formarea de argilă este redusă, silicaţii primari fiind desfăcuţi

direct în componentele de bază (silice, hidroxizi de fier şi aluminiu) şi spălaţi (îndepărtaţi

de la locul de formare).

Diferenţieri importante provoacă factorul climatic şi în ce priveşte bioacumularea.

În zonele secetoase, unde domină vegetaţia ierboasă de stepă, bioacumularea este intensă.

În zonele umede şi răcoroase, unde domină pădurile, acumularea humusului este ceva mai

slabă şi de altă natură, totuşi foarte importantă, influenţând evoluţia solului.

O influenţă deosebită exercită condiţiile climatice şi asupra intensităţii procesului

de eluviere-iluviere, ceea ce, de asemenea, contribuie la diferenţierea învelişului de sol.

Cu cât clima este mai umedă, cu atât procesele de eluviere şi iluviere sunt mai intense. În

ţara noastră în partea cea mai uscată, de stepă, eluvierea este aşa de slabă încât solul poate

conţine carbonat de calciu încă de la suprafaţă. Odată cu creşterea cantităţii de precipitaţii

(în zonele de silvostepă şi forestieră) procesul de eluviere se intensifică, carbonatul de

calciu este spălat la adâncimi din ce în ce mai mari, adeseori fiind complet îndepărtat de

pe profil. În paralel cu aceste procese începe să se intensifice şi migrarea coloizilor,

formându-se orizonturi eluviale şi iluviale, din ce în ce mai bine reprezentate.

65

În procesul de formare al solului acţionează, de asemenea, şi vântul, prin acţiunea

de roadere, transport şi sedimentare. Vântul acţionează în procesul de solificare şi prin

intensificarea evapotranspiraţiei, favorizând curentul de apă ascendent, precum şi prin

intensificarea procesului de primenire a aerului din sol, contribuind astfel la crearea de

condiţii favorabile pentru dezvoltarea microorganismelor, care au un rol important în

circuitul materiei organice.

2.4. Vegetaţia şi microorganismele, ca factor pedogenetic

Solificarea este, în esenţă, un proces de natură biologică. Procesele de dezagregare

fizică, de alterare chimică şi de levigare, deci, specifice solificării nu pot duce la solificare

fără intervenţia factorului biologic: microorganisme şi plantele superioare din formaţiile

vegetale.

După cum s-a arătat prin dezagregare şi alterare rocile dobândesc capacitatea de a

reţine pentru scurt timp apă şi aer, deci capătă însuşirea de a asigura condiţii minime

creşterii plantelor şi atât. Dacă pe roca dezagregată şi alterată nu se instalează vegetaţie

(plante şi microorganisme) nu se poate forma solul. Astfel de situaţii se întâlnesc în ţara

noastră, de exemplu, pe piscurile înalte ale munţilor, sau în cazul nisipurilor permanent

spulberate de vânt. Plantele, odată instalate, trec substanţele minerale solubile (supuse

spălării) în substanţe organice ce alcătuiesc corpul lor. Pe seama resturilor respective (la

încheierea ciclului) sub acţiunea microorganismelor care descompun materia organică se

formează humusul (depozitarul substanţelor nutritive din sol, de natură organică), care

constituie de fapt esenţa solificării. Pe măsura acumulării de humus şi substanţe minerale

nutritive, roca mamă afânată se transformă în sol, iar vegetaţia se dezvoltă şi influenţează

tot mai puternic solul, prin acumulare biogenă a substanţelor nutritive şi prin complexul

de acţiuni, care constituie ceea ce se numeşte alterarea biologică.

Factorul biologic, reprezentat în principal prin vegetaţie, înregistrează pe întinsul

globului şi chiar pe întinsul ţării noastre o diversitate foarte mare şi ca urmare determină o

variaţie accentuată a învelişului de sol.

Dacă se analizează, spre exemplu, influenţa covorului vegetal asupra pierderii apei

din sol se poate constata importanţa acestui factor de solificare. În această direcţie sunt

66

semnificative următoarele date referitoare la pierderea apei din solurile de sub pădure în

raport cu cele de sub fâneaţă (tabelul 1). Tabelul 1

Influenţa vegetaţiei asupra pierderii apei din sol Evaporaţie directă Transpiraţie TOTAL Natura

vegetaţiei apă mm /ha /an Sol de sub pădure 123 300 423 Sol de sub fâneaţă 369 65 434

Din aceste date reiese clar faptul că sub pădure cea mai mare cantitate de apă din

sol se pierde prin transpiraţie, iar sub fâneaţă aceasta se pierde prin evaporaţie directă.

Aceasta înseamnă că apa din solurile formate sub pădure, înainte de a se pierde prin

transpiraţie, se infiltrează în adâncime până în zona rădăcinilor arborilor de unde apoi este

absorbită şi eliminată prin transpiraţie. În mersul său descendent apa dizolvă sărurile

solubile şi dispersează produsele coloidale pe care le transportă şi le depune pe profil la

diverse adâncimi, contribuind astfel la procesul de evoluţie a solului.

Sub fâneaţă, apa care se infiltrează în sol revine la suprafaţă prin capilaritate (se

evaporă), aducând o parte din sărurile (dizolvate) din adâncime. Astfel, apa de infiltraţie,

în solurile de sub fâneaţă, are un circuit deosebit faţă de cea din solurile de sub pădure,

acţiunea de levigare a sărurilor solubile şi a coloizilor fiind mult redusă.

Aspecte edificatoare privind rolul vegetaţiei asupra procesului de solificare, luând ca

exemplu cele două formaţiuni vegetale (stepa şi pădurea), sunt şi altele, din care se amintesc

următoarele.

• vegetaţia de stepă lasă în sol cantităţi mai mari de masă organică decât cea de

pădure;

• resturile organice ale vegetaţiei ierboase, fiind reprezentate în special de rădăcini,

sunt repartizate pe o adâncime mai mare, iar cele ale vegetaţiei lemnoase,

provenind îndeosebi din frunze, rămân o parte din timp la suprafaţa solului;

• resturile organice ale vegetaţiei de stepă, comparativ cu cele ale vegetaţiei de

pădure, sunt mai bogate în substanţe minerale şi în proteine, mai uşor atacate de

microorganisme;

• vegetaţia de stepă, în comparaţie cu cea de pădure, este însoţită în sol de o

microfloră mai bogată şi mai activă, reprezentată în primul caz îndeosebi prin

bacterii, iar în cel de-al doilea caz prin ciuperci.

67

Astfel, în concluzie, în condiţii de vegetaţie de stepă se formează soluri cu orizont

bioacumulativ gros, bogat în humus de calitate, în schimb în condiţii de vegetaţie de

pădure se formează soluri cu orizont bioacumulativ, de obicei mai subţire, mai sărac în

humus şi de calitate mai slabă.

Procesul de solificare este influenţat diferit şi de natura speciilor forestiere. Astfel,

speciile forestiere de foioase determină, în general, o bioacumulare de calitate mai bună

decât cele de conifere.

2.5. Relieful, ca factor de pedogenetic

Relieful reprezintă spaţiul în cadrul căruia se manifestă formarea şi evoluţia

solului. Relieful acţionează în formarea, evoluţia şi diversificarea învelişului de sol, atât

direct, cât şi indirect. Influenţa directă a reliefului se manifestă şi se observă îndeosebi în

regiunile accidentate, unde grosimea şi textura depozitelor de suprafaţă (deci şi a

materialului parental al solului) sunt strâns dependente de panta terenului. În cazul

versanţilor puternic înclinaţi şi mai ales în lipsa vegetaţiei forestiere protectoare sau a

pajiştilor încheiate, eroziunea poate să ducă la trunchierea (scurtarea) profilului de sol sau

în cel mai bun caz la menţinerea solului într-un stadiu incipient de evoluţie (datorită

reîntineririi continue a reliefului).

Mult mai importantă şi mai complexă este influenţa indirectă a reliefului asupra

învelişului de sol, care se manifestă prin modificarea elementelor peisajului geografic,

îndeosebi a climei şi a vegetaţiei.

În funcţie de desfăşurarea pe altitudine a reliefului se produce o adevărată etajare

(zonare) a climei, care determină la rândul ei etajarea (zonarea ) vegetaţiei şi solurilor.

În cadrul aceleiaşi zone, influenţa reliefului în formarea şi răspândirea solurilor se

manifestă, mai ales prin distribuirea diferită a căldurii şi umidităţii, în funcţie de

elementele de mezo şi microrelief. În funcţie de forma de relief şi de expoziţia versanţilor

se produc modificări importante, atât în climatul local şi în structura vegetaţiei, cât şi în

distribuţia solurilor. În ceea ce priveşte regimul hidric, pe suprafeţe plane, infiltraţia apei

în sol şi deci procesele de levigare se petrec în condiţii normale, fiind determinate de

cantitatea de precipitaţii şi drenajul intern al solului respectiv. Pe pante, o parte din apa de

68

precipitaţii scurgându-se la suprafaţă, solificarea decurge în condiţii de umiditate mai

mică, levigarea este mai redusă, profilele sunt mai scurte, orizonturile mai slab

diferenţiate. Din contră, pe suprafeţele depresionare se acumulează o cantitate mai mare

de apă (provenită de pe versanţii învecinaţi) şi, ca urmare, se formează soluri

corespunzătoare unui climat mai umed decât cel din zona respectivă. Regimul termic

diferit, ca urmare a expoziţiei pantelor, de asemenea influenţează puternic procesele de

solificare.

Acestea sunt numai câteva aspecte care arată influenţa reliefului asupra procesului

de solificare. În sinteză se menţionează faptul că între sol şi relief este o legătură aşa de

strânsă încât, practic, orice schimbare survenită în cazul reliefului se reflectă şi în

modificarea solului respectiv, atât ca unitate de sol cât şi ca însuşiri fizice şi chimice.

2.6. Apele freatice şi stagnante, ca factor pedogenetic

În procesul de formare a solurilor apa are un rol deosebit de important,

determinând sau influenţând dezagregarea, alterarea, bioacumularea, eluvierea-iluvierea

etc. În majoritatea cazurilor solificarea decurge în condiţii de umezire normală sub

influenţa precipitaţiilor atmosferice.

Uneori solificarea are loc în condiţii de exces de apă, situaţii întâlnite mai ales în

următoarele cazuri:

- terenuri cu strate impermeabile situate la adâncime mică;

- terenuri plane sau depresionare, joase, alcătuite din material fin (cu permeabilitate

redusă), situate în zone cu precipitaţii abundente;

- terenuri frecvent inundate de către ape curgătoare.

Excesul de apă poate fi de suprafaţă sau pluvial (ape stagnante ce se acumulează

din precipitaţii) şi freatic (din pânzele de apă din interiorul scoarţei terestre, aflate însă la

adâncimi mici – aproape de suprafaţă).

Excesul de apă, indiferent de originea lui, imprimă procesului de solificare anumite

particularităţi, de regulă cu caracter negativ. Astfel, în prezenţa excesului de apă şi deci a

unei aeraţii slabe, au loc în mod predominant procese de reducere. Acestea se recunosc

uşor prin culoarea vineţie-verzuie sau albăstruie a solului (orizontului), dată de compuşii

69

solubili de fier şi mangan. Procesele ce se petrec în cazul excesului de apă freatică poartă

numele de procese de gleice, iar cele produse în cazul excesului de ape pluviale, sunt

numite procese stagnogleice.

Uneori apele freatice situate aproape de suprafaţă sunt bogate în săruri solubile,

provocând sărăturarea solului.

Manifestarea intensă a proceselor gleice şi stagnice sau de salinizare, duce la

formarea unor soluri specifice, denumite hidrisoluri şi respeciv salsodisoluri.

2.7. Timpul, ca factor pedogenetic

Procesul de formare şi evoluţie a solului este condiţionat şi de timpul sau durata de

acţiune a factorilor pedogenetici într-un anumit loc. Durata procesului de solificare, sau

vârsta absolută a solului, depinde, în mare măsură, de vârsta teritoriului respectiv.

Marea majoritate a suprafeţelor ce alcătuiesc uscatul sunt unităţi de relief vechi,

acoperite cu soluri evoluate, corespunzător condiţiilor respective de mediu. Sunt însă şi

unităţi de relief tinere, cum este cazul luncilor, formate sau care se formează sub influenţa

apelor curgătoare. Unele lunci sunt frecvent inundate, altele ieşite de sub influenţa

revărsărilor de ape. În cazul luncilor frecvent inundate, solificarea, practic, nu are loc sau

este foarte slabă, deoarece revărsările de ape împiedică instalarea vegetaţiei, la fiecare

revărsare depunându-se aluviuni noi. În cazul luncilor ieşite de mai mult timp de sub

influenţa revărsărilor se formează soluri aluviale, care sunt soluri tinere, în curs de

evoluţie. Cu cât timpul scurs de la ultima revărsare este mai îndelungat, cu atât solificarea

este mai intensă. Cu vremea, solurile aluviale se transformă în soluri mature, evoluate,

corespunzătoare condiţiilor respective de climă şi vegetaţie.

Formarea şi evoluţia solurilor poate fi frânată sau accelarată de o serie de factori

locali, care determină vârsta relativă a solurilor şi care se apreciază după gradul de

dezvoltare a profilului. Vârsta relativă a solului este diferită de vârsta absolută. Astfel,

roca sau forma de relief pot determina o viteză diferită a procesului de solificare, ceea ce

influenţează stadiul de evoluţie a învelişului de sol. De exemplu, în zona umedă, pe roci

sărace în elemente bazice, procesul de solificare este orientat, în general, în direcţia

debazificării şi acidificării (creşte vârsta relativă), iar pe roci calcaroase, deoarece ionii de

70

calciu frânează procesele amintite se formează soluri bogate în acest element (procesul de

evoluţie este mult încetinit).

De asemenea şi relieful poate determina formarea unor soluri de vârstă relativă

diferită. De exemplu, solurile formate pe pante cu roci asemănătoare cu cele de pe platoul

învecinat au un profil redus şi mai puţin evoluat (deci o vârstă relativă mai mică), datorită

eroziunii, care întârzie procesul de solificare.

2.8. Influenţa omului asupra proceselor pedogenetice

În afara factorilor naturali, prezentaţi, şi omul poate influenţa evoluţia solului.

Când omul acţionează în cunoştinţă de cauză, în concordanţă cu legile naturii, intervenţia

sa este benefică, în caz contrar este dăunătoare.

Prin drenarea terenurilor mlăştinoase, prin irigarea terenurilor secetoase, prin

aplicarea de amendamente şi îngrăşăminte în doze optime, creşte fertilitatea şi ca atare

solul se îmbunătăţeşte.

Prin acţiuni nechibzuite, omul poate dirija evoluţia solului şi în sens regresiv.

Astfel, prin defrişarea pădurilor de pe versanţi şi înlocuirea lor cu culturi agricole, se

modifică procesele de evoluţie pozitivă a solului deoarece este favorizată eroziunea.

În decursul istoriei, influenţa omului asupra procesului de solificare a evoluat în

raport cu progresele ştiinţei, a industriei şi raporturile social-economice dintre oameni. În

general, însă, prin acţiunile sale omul a influenţat negativ procesele de evoluţie a solului,

la începuturile istoriei şi ceva mai târziu, prin distrugerea vegetaţiei în unele părţi ale

Terrei, favorizându-se distrugerea solului şi dispariţia unor civilizaţii şi regresul altora; în

timpurile contemporane o altă ameninţare asupra solului şi de fapt a întregului ecosistem

este poluarea.

2.9. Învelişul de sol, reflectare a acţiunii conjugate a factorilor pedogenetici

Chiar dacă unul sau altul dintre factorii de solificare poate avea un rol mai

important, solul reprezintă rezultatul acţiunii conjugate a tuturor factorilor ce se

interpătrund şi se influenţează reciproc. La rândul lui, solul exercită şi el o influenţă

însemnată asupra mediului respectiv.

71

De exemplu, activitatea vegetaţiei în formarea şi evoluţia solului este strict

dependentă de climă, rocă şi relief. Clima este influenţată de relief, dar şi de vegetaţie.

Aşadar, fiecare factor de solificare acţionează în condiţiile determinate de el, dar şi de toţi

ceilalţi. Astfel, în cadrul ecosistemelor terestre, solul apare ca un subsistem perfect

integrat (Târziu D., 1997) ale cărui însuşiri sunt determinate de factorii staţionali generali

(pedogenetici), dar, în acelaşi timp, aceste însuşiri împreună cu factorii pedogenetici

determină specificul ecologic şi potenţialul productiv al staţiunii şi în ultima instanţă

specificul şi productivitatea biocenozei.

Fig. 2 Solul şi factorii pedogenetici (după N. Florea, modificată)

Numai luând în considerare variaţia mare a factorilor pedogenetici şi a diferitelor

influenţe pe care fiecare factor le exercită asupra celorlalţi şi împreună în multiplele laturi

ale procesului de solificare se poate explica diversitatea accentuată a învelişului de sol şi a

însuşirilor acestuia.

Ţara noastră prezintă o variaţie mare a factorilor pedogenetici şi un înveliş de sol

foarte diversificat. Pe teritoriul României sunt reprezentate cea mai mare parte a solurilor

din întreaga Europă şi în bună parte din cele ale lumii. Din aceste motive România este

considerată, pe drept cuvânt, o „ţara muzeu de soluri”. Într-adevăr, pe teritoriul României,

de la câmpie şi până pe vârfurile cele mai înalte ale munţilor, datorită variaţiei condiţiilor

de climă, vegetaţie, rocă, ape supraterane şi freatice, vârstă, legate de formele mari de

72

relief, se întâlneşte o gamă largă de soluri. Acestora li se adaugă numeroase alte soluri

formate sub influenţa unor condiţii locale de mezo şi microrelief sau de microclimat.

Capitolul 3. FORMAREA ŞI ALCĂTUIREA PĂRŢII MINERALE A SOLULUI

3.1. Consideraţii generale

Solul, ca sistem natural dinamic, polidispers şi poros, ia naştere la suprafaţa

scoarţei terestre, ca rezultat al interacţiunii dintre litosferă, atmosferă, biosferă şi

hidrosferă.

Pământul, ca planetă, este constituit dintr-o serie de învelişuri sau geosfere şi

anume:

• Atmosfera, sau învelişul extern de aer şi gaze, cu o grosime de 1000-1500 km şi o

structură neomogenă, atât pe verticală, cât şi pe orizontală, în cadrul ei

distingându-se trei straturi: troposfera, stratosfera, ionosfera şi exosfera;

• Hidrosfera, înveliş discontinuu de apă, alcătuit din totalitatea mărilor, oceanelor şi

râurilor;

• Biosfera, sau învelişul viu, alcătuit din totalitatea plantelor şi animelelor terestre şi

acvatice;

• Litosfera, învelişul extern solid al Pământului, care constituie suportul pe care se

desfăşoară întreaga activitate a societăţii omeneşti şi care face legătura cu

învelişurile interne ale Pământului (mantaua şi nucleul);

• Pedosfera, învelişul de sol al Pământului, care face obiectul pedologiei.

Scoarţa terestră este destul de heterogenă, atât pe orizontală, cât şi pe verticală. Pe

orizontală apar două tipuri şi anume: tipul oceanic, care reprezintă 65% din suprafaţa

pământului şi corespunde părţilor mai adânci şi tipul continental, care cuprinde uscatul,

reprezintă 35% din suprafaţa globului şi are o grosime de peste 30 km.

Scoarţa terestră (litosfera), iniţial a fost formată numai din roci magmatice,

denumite şi eruptive, rezultate din consolidarea magmelor, pe seama cărora, în decursul

erelor geologice, s-au format rocile metamorfice şi sedimentare.

73

În prezent, partea superioară a litosferei (care este în contact direct cu solurile şi pe

seama cărora acestea s-au format) este alcătuită, în principal, din roci sedimentare (cca.

75%) şi roci magmatice şi metamorfice (cca. 25%).

Cu toate că litosfera reprezintă obiectul de studiu al geologiei, în măsura în care

cunoştinţele despre roci şi mineralele lor componente servesc la explicarea compoziţiei şi

însuşirilor părţii minerale a solului, acestea constituie obiectul de studiu şi al pedologiei.

3.2. Compoziţia chimică a scoarţei terestre

Studiile privitoare la distribuţia elementelor în scoarţa terestră se referă, în primul

rând, la litosferă, în grosime de cca. 16 km, dar includ şi părţile inferioare ale atmosferei

şi întreaga hidrosferă.

În litosferă se găsesc toate elementele chimice, însă în proporţii foarte diferite:

Oxigen 47,0% Sodiu 2,7%

Siliciu 27,6% Potasiu 2,6%

Aluminiu 8,5% Magneziu 2,1%

Fier 5,1% Alte elemente 0,8%

Calciu 3,6%

Astfel, aşa după cum se constată un număr de 8 elemente reprezintă peste 99% din

masa litosferei, iar toate celelalte elemente cunoscute participă doar cu cca. 0,8. În

formarea solurilor un rol important îl are siliciul, aluminiul, fierul şi calciul. În scoarţa

terestră elementele chimice se găsesc sub formă nativă sau combinată. Elementele în stare

liberă (native) sunt puţin răspândite, nedepăşind 0,1% din masa scoarţei terestre. Dintre

elementele în stare nativă se menţionează aurul, argintul, fierul, cuprul, mercurul, ca

metale şi sulful, arseniul, diamantul, grafitul, ca metaloizi. Cele mai multe dintre minerale

apar, însă, sub formă de combinaţii, aşa după cum rezultă din cele ce urmează.

3.3. Compoziţia mineralogică a scoarţei terestre

Litosfera este alcătuită practic, în proporţie de 92,1%, din silicaţi şi numai în

proporţie de 7,9% din alte minerale (fără silicaţi), astfel:

74

Cuarţ 12,0%

Feldspaţi ortoclazi (ortoză) 15,0%

Feldspaţi plagioclazi (albit, anortit) 44,5%

Silicaţi feromagnezieni (piroxeni, amfiboli, olivină) 16,8%

Mică (muscovit şi biotit) 3,8%

Alte minerale (fără siliciu) 7,9%

În cele ce urmează se prezintă o scurtă caracterizare, din punctul de vedere a lstructurii

cristaline şi al alterabilităţii, a celor mai importante minerale ce constituie diverse combinaţii ale

siliciului şi care reprezintă mineralele de bază din litosferă şi soluri.

Cuarţul, apare frecvent în rocile magmatice din familiile granitelor şi

granodioritelor în care se află sub forme neregulate, ca urmare a faptului că a cristalizat

ultimul din magma originală a acestor roci şi a umplut spaţiile rămase goale, după

cristalizarea celorlalte minerale ale rocilor magmatice.

Cristalele de cuarţ se prezintă cu o spărtură concoidală (suprafeţe curbe,

concentrice), cu un aspect sticlos, au culori deschise, sunt transparente sau translucide.

Prin duritatea lui mare zgârie sticla şi prin spărtura concoidală cuarţul se deosebeşte uşor

de feldspaţii din aceste roci.

Cristalele de cuarţ sunt formate din tetraedrii de SiO4, legaţi în toate cele patru

vârfuri de alţi tetraedrii prin oxigeni comuni. În felul acesta fiecărui atom de siliciu îi

revin doi atomi de oxigen.

Legăturile siliciu-oxigen din reţeaua cristalină a cuarţului sunt foarte stabile, ceea ce

explică duritatea mare şi nealterabilitatea lui în raport cu agenţii atmosferici. De aceea, se găseşte

intact în ceea ce priveşte compoziţia chimică şi în rocile sedimentare provenite din rocile

magmatice.

Feldspaţii, apar în mod frecvent în toate rocile magmatice, precum şi în unele roci

metamorfice şi sedimentare. Au aspect sidefiu sau mat, de porţelan, şi au o ruptură după

feţe netede şi plane (feţe de clivaj). Feldspaţii ortoclazi (ortoza) clivează după două

direcţii care formează între ele un unghi de 900 (orto=drept), iar la feldspaţii plagioclazi

(albit, anortit) unghiul de clivaj este diferit (plagio=diferit). Au culori în general deschise.

Nu zgârie sticla sau o zgârie uşor, lăsând mai mult urme decât zgârieturi.

75

Spre deosebire de cuarţ, în grupările tetraedrice a feldspaţilor unii dintre atomii de

siliciu sunt înlocuiţi cu atomi de aluminiu (care au un volum apropiat de cel al ionilor de

siliciu). Pentru fiecare atom de aluminiu intrat în reţea apare o sarcină negativă, iar pentru

restabilirea electroneutralităţii reţelei sunt atraşi diverşi cationi care vor ocupa golurile

existente.

Câteva exemple din formulele feldspaţilor:

Ortoza K (Al Si3 O8)

Albitul Na (Al Si3 O8)

Anortitul Ca (Al2 Si2 O8)

Este important de reţinut faptul că cationii care ocupă golurile reţelei cristaline la

feldspat sunt numai cei cu raze mari (K+, Na+, Ca++), cationii cu raze mici (Mg++, Fe++),

lipsesc complet din aceşti silicaţi. O consecinţă a lipsei cationilor cu raze mici în feldspaţi

este greutatea specifică relativ mică a acestora.

Feldspaţii se dezagreagă şi se alterează relativ uşor (comparativ cu cuarţul) sub

acţiunea factorilor bioclimatici, datorită însuşirii lor de a cliva şi datorită conţinutului lor

mare în baze (ioni de Na+, Ca++, K+) din reţea. Alterabilitatea cea mai mare o prezintă

feldspaţii plagioclazi calcici, iar cei mai greu alterabili sunt feldspaţii potasici.

Piroxenii şi amfibolii, grupează minerale de culoare închisă (melanocrate)

dominante în rocile magmatice neutre şi bazice. Mineralul cel mai răspândit din cadrul

piroxenilor (aluminosilicaţilor cu structură în şiruri simple) este augitul, iar mineralul cel

mai răspândit din cadrul amfibolilor (aluminosilicaţilor cu structură în şiruri duble) este

hornblenda. Augitul se găseşte mai ales în rocile efuzive (andezite, bazalte), iar

hornblenda în cele intrusive (sienite, diorite, gabrouri).

Mineralele din aceste grupe se prezintă, în general, sub formă de cristale aciculare

sau columnare şi au proprietăţi asemănătoare.

Cationii cei mai răspândiţi care intră în reţeaua cristalină a acestor silicaţi sunt:

Mg++, Fe++, Ca++, Na+. Dat fiind faptul că legăturile acestor cationi în reţea sunt mai slabe

decât legăturile siliciu-oxigen din lanţurile de tetraedrii, clivajul acestor minerale are loc

76

în dreptul legăturilor cationilor respectivi, adică după planuri paralele cu lanţurile de

tetraedrii de SiO4.

Olivina, este un silicat feromagnezian cu tetraedrii izolaţi. Are culoarea verde-

măslinie şi este întâlnită ca mineral principal în rocile magmatice bazice (gabrouri,

bazalte) şi ultrabazice (peridotite).

Conţinutul mare de cationi de magneziu şi fier din reţelele cristaline a piroxenilor,

amfibolilor şi olivinei, explică de ce aceste minerale se alterează mult mai uşor decât feldspaţii.

Micele. Aceşti silicaţi complecşi se întâlnesc în majoritatea rocilor sub formă de

fluturaşi argintii sau negri, după variantele respective: muscovitul (mica albă), care este

un silicat de aluminiu şi potasiu hidratat şi biotitul (mica neagră), care este un silicat

ferimagnezian. Aceste minerale se caracterizează printr-o structură cristalină filitoasă şi

sunt constituite din foiţe elementare tristratificate.

În general, micele negre se alterează mult mai repede decât cele albe, ca urmare a

prezenţei ionilor de fier feros (Fe++), care venind în contact cu oxigenul şi umiditatea

atmosferică fierul se oxidează, se hidratează şi este eliminat din reţeaua cristalină sub

formă de hidroxid feric.

Dintre mineralele fără siliciu se menţionează: sulfurile (compuşi ai sulfului cu

metale şi metaloide), cum sunt: pirita (FeS2), galena (PbS), blenda (ZnS), calcopirita

(CuFeS2), stibina (SbS2); sărurile halogenate, reprezentate prin: sarea gemă (NaCl),

fluorina (CaF2), silvina (KCl); carbonaţii, nitraţii, sulfaţii şi fosfaţii cum sunt: calcitul

(CaCO3), dolomitul ( CaMg(CO3)2 ), soda (Na2CO3), sideritul (FeCO3), nitratul de sodiu

sau salpetru de Chile (NaNO3), nitratul de de potasiu sau salpetru de India (KNO3), gipsul

(CaSO4˙ 2H2O) , baritina (BaSO4), apatita ( Ca5FCl(PO4)3 ), precum şi unii oxizi şi

hidroxizi, ca: oxizii de fier (hematitul, göethitul şi limonitul) şi oxizii de aluminiu

(corindonul).

3.4. Procesele de formare a părţii minerale a solului

Mineralele şi rocile de la suprafaţa litosferei au fost supuse necontenit unor intense

procese de transformare, sub acţiunea agenţilor atmosferei, hidrosferei şi ai biosferei.

Transformările suferite de minerale şi roci sunt rezultatul unor procese complexe, dintre

care o deosebită importanţă prezintă dezagregarea şi alterarea.

77

3.4.1. Dezagregarea

Este procesul fizico-mecanic de mărunţire continuă a mineralelor şi rocilor în

fragmente şi particule din ce în ce mai mici, fără ca materialul respectiv să sufere

modificări chimice. Procesele de dezagregare au loc datorită, în principal, variaţiilor de

temperatură, îngheţului şi dezgheţului, apei, vântului şi vieţuitoarelor.

Dezagregarea datorită variaţiilor de temperatură. Mineralele şi rocile (ca orice

corp solid), prin încălzire îşi măresc volumul (se dilată), iar prin răcire şi-l micşorează (se

contractă). Totodată, rocile şi mineralele care le alcătuiesc, fiind în general rele

conducătoare de căldură, nu se încălzesc şi nu se răcesc uniform de la suprafaţă spre

interior.

Dilatarea şi contractarea au loc mai întâi în stratele de la suprafaţă şi scad spre

interior, astfel încât primul strat se va dilata, respectiv contracta, mai mult, iar următoarele

din ce în ce mai puţin. Ca urmare, între strate vor apărea fisuri, care cu timpul pot

transforma blocurile masive în fragmente din ce în ce mai mici, supuse la rândul lor

aceloraşi procese.

Procesele de fisurare se produc mai uşor la roci, întrucât mineralele din

componenţa lor au valori diferite ale coeficienţilor de dilatare – contractare.

Dezagregarea, datorită variaţiilor de temperatură, este cu atât mai intensă cu cât

dilatările şi contracţiile sunt mai accentuate şi se succed mai rapid. O importanţă

deosebită în acest sens au variaţiile mari de temperatură diurne (cazul deşerturilor).

Dezagregarea datorită îngheţului şi dezgheţului. Îngheţul şi dezgheţul

acţionează în procesul de dezagregare prin intermediul apei. Aceasta pătrunde în fisurile

din masa rocilor şi a mineralelor şi prin îngheţ, mărindu-şi volumul, exercită presiuni care

contribuie la lărgirea fisurilor, iar prin alternarea îngheţului şi dezgheţului, la desfacerea

masei rocilor în fragmente şi particule mai mici.

Dezagregarea datorită apei. Dintre toţi agenţii de dezagregare apa este cel mai

important şi acţionează foarte variat.

78

Apa pătrunsă în fisuri şi pori exercită presiuni care contribuie la dezagregarea

rocilor şi mineralelor. De asemenea, ea dizolvă diferiţi compuşi chimici, ducând la

micşorarea coeziunii, ceea ce provoacă sfărâmarea şi mărunţirea rocilor şi mineralelor.

Apele de şiroire şi torenţii, care iau naştere în timpul ploilor abundente, pe suprafeţele

înclinate îşi croiesc de fiecare dată drumuri noi, desprinzând din scoarţa terestră şi antrenând

fragmente de roci, care în timpul transportului se mărunţesc prin izbire, frecare şi rostogolire.

Apele curgătoare (cursuri permanente de apă, cu trasee bine stabilite – pâraiele,

râurile, fluviile), de asemenea determină o intensă acţiune de dezagregare, antrenând în

lungul cursului lor material care este mărunţit, cu atât mai mult cu cât a fost transportat pe

o distanţă mai mare. Materialul colectat, dezagregat şi transportat de apele curgătoare este

sedimentat în lunci, purtând denumirea de material aluvial.

Apele lacurilor, mărilor şi oceanelor au o influenţă mult mai redusă în acţiunea de

dezagregare, comparativ cu apele curgătoare. Ele acţionează asupra malurilor prin

intermediul valurilor ce se formează în timpul vânturilor puternice. Materialul desprins

din maluri este mărunţit prin mişcarea de „dute-vino” a valurilor.

Avalanşele de zăpadă şi gheţarii din zonele muntoase înalte, în deplasarea lor pe pantele

abrupte antrenează chiar blocuri mari de stâncă. Materialul antrenat se mărunţeşte prin izbire,

frecare şi rostogolire.

Dezagregarea datorită vântului. Vântul este unul din principalii agenţi de

dezagregare. Suprafeţele supuse acţiunii acestuia reprezintă mai mult de un sfert din

întinderea uscatului.

Vântul spulberă particulele mai fine de la suprafaţa scoarţei cu ajutorul cărora izbeşte şi

pileşte obstacolele stâncoase apărute în cale, provocând dezagregarea lor. Exemplu tipic în acest

sens sunt martorii de eroziune (spre exemplu „Babele” din Munţii Bucegi).

Dezagregarea datorită vieţuitoarelor. Rădăcinile arborilor pătrund adeseori

printre crăpăturile stăncilor şi pe măsură ce se îngroaşă presează asupra acestora, ducând

la lărgirea fisurilor sau chiar la dislocarea unor părţii din rocă.

Acţiuni de dezagregare au loc şi datorită animalelor. De exemplu, unele animale îşi

sapă adăposturile în unele roci, putând contribui, într-o măsură mai mică sau mai mare, la

dezagregare.

79

3.4.2. Alterarea

Spre deosebire de dezagregare, alterarea este un proces de modificare chimică ce

duce la transformarea mineralelor componente ale rocilor, în produse noi, cu proprietăţi

diferite. Alterarea are loc concomitent cu dezagregarea, manifestându-se la suprafaţa

particulelor de minerale şi roci. Cu cât dezagregarea este mai accentuată, cu atât şi

alterarea este mai intensă, deoarece suprafaţa totală a particulelor rezultate creşte odată cu

gradul de mărunţire (tabelul 2).

Tabelul 2 Creşterea suprafeţei totale în funcţie de gradul de mărunţire

Lungimea laturii (cm) Numărul cuburilor de material

Suprafaţa totală (cm2)

1 1 6 0,1 103 60 0,01 106 600

0,001 109 6000 0,0000001 1021 60000000

După cum reiese din tabelul prezentat prin mărunţirea unui fragment mineral de

forma unui cub cu latura de 1 cm în particule cubice cu latura de 0,0000001 cm (limita

inferioară a particulelor ce se pot forma prin dezagregare) suprafaţa totală a particulelor

rezultate ajunge la 60000000 cm2.

Agentul principal al alterării chimice este apa. După cum se cunoaşte, apa,

(provenită din ploi), care acţionează ca agent de alterare, nu este chimic pură, ci conţine,

în stare dizolvată, diferiţi componenţi ai aerului şi din materia minerală (dioxid de carbon,

oxigen, amoniac).

Apa încărcată cu CO2 are o capacitate de acţiune în alterare mult mai mare decât

apa pură, datorită creşterii concentraţiei ionului de hidrogen. Dioxidul de carbon dizolvat

în apă reacţionează cu hdrogenul şi dă acidul carbonic, conform ecuaţiei:

CO2 + H2O � H2CO3

Acidul carbonic, prin disociere, dă ioni de hidrogen, care măresc capacitatea de

dizolvare a apei:

H2CO3 � CO3H- + H+

80

Procesul complex al alterării se manifestă printr-o serie de procese chimice mai

simple, dintre care o importanţă mai mare prezintă hidratarea, dizolvarea, hidroliza,

carbonatarea şi oxido-reducerea.

Hidratarea este procesul fizico-chimic, prin care mineralele ajung să reţină apă.

La suprafaţa particulelor minerale se găsesc cationi şi anioni cu valenţe libere care,

pentru a se neutraliza, atrag dipolii de apă, formându-se un strat subţire cunoscut sub

denumirea de peliculă (film) de apă (fig 3).

Hidratarea nu provoacă o modificare substanţială a mineralelor respective, dar

înlesneşte alterarea prin alte procese. Unul dintre cele mai importante astfel de procese

este eliberarea fierului din silicaţi sub formă de fier feros, care trece mai întâi, prin

oxidare, în fier feric, iar acesta, prin hidratare, trece în hidroxid coloidal de fier amorf

(acesta se depune practic pe locul formării lui, îmbrăcând cristalele mineralelor alterate).

Fe2O3 + 3 H2O = 2 Fe(OH)3

Consecinţa hidratării în procesul de alterare este slăbirea forţelor de atracţie dintre

cationii şi anionii din reţeaua respectivă a mineralelor şi astfel afânarea şi chiar

dezintegrarea lor.

Dizolvarea este procesul de trecere a unei substanţe în soluţie, fără ca aceasta să-şi

modifice natura chimică. Sunt supuse dizolvării în primul rând sărurile uşor solubile (ex.

clorura de sodiu), apoi în timp mai îndelungat sărurile greu solubile (gipsul, calcita ş.a.).

Procesul are loc prin hidratarea înaintată a ionilor respectivi.

Dizolvarea contribuie şi la alterarea mineralelor primare insolubile, prin faptul că

datorită hidratării intense a ionilor de la suprafaţa particulelor minerale reţeaua cristalină

slăbeşte şi unii ioni trec în soluţie, de unde sunt îndepărtaţi, dând posibilitatea apei să

acţioneze în continuare asupra particulelor mineralelor primare (fig.4).

Puterea de dizolvare a apei este în strânsă legătură cu durata timpului în care

acţionează, cu temperatura şi concentraţia ei în dioxid de carbon.

Chiar dacă dizolvarea nu are un rol direct prea mare în alterarea mineralelor

primare ea contribuie, în schimb, la transportarea produselor rezultate prin alte procese de

alterare, la formarea rocilor sedimentare, la spălarea spre adâncime a diferiţilor compuşi

în sol şi în final la pătrunderea în plantă a substanţelor nutritive.

81

Fig. 3 Schema hidratării Fig. 4 Fragment din reţeaua

fizice a mineralelor unui silicat în curs de alterare (prin hidratare şi hidroliză)

Hidroliza, constă în descompunerea unei sări sub acţiunea apei, formându-se acidul

şi baza respectivă.

Hidroliza este procesul invers neutralizării, unde dintr-un acid şi o bază rezultă o

sare şi apă.

HCl + NaOH � NaCl + H2O neutralizare

NaCl + H2O � HCl + NaOH hidroliză

Hidroliza constituie principalul proces prin care are loc alterarea silicaţilor

(mineralele dominante în compoziţia litosferei). Silicaţii pot fi consideraţi ca săruri ale

unui acid slab (acidul silicic) cu baze puternice (hidroxidul de sodiu - NaOH, hidroxidul

de potasiu KOH, hidroxidul de calciu Ca(OH)2). Întrucât silicaţii nu sunt solubili,

hidroliza lor are loc lent, în mai multe faze şi anume: debazificarea, desilicifierea şi

argilizarea.

Ca urmare a proceselor de dezagregare înaintată, la suprafaţa particulelor de silicaţi

se găsesc diferiţi cationi (K, Na, Mg, Ca). Apa care contribuie la alterarea silicaţilor şi

care în mod normal are dizolvat în ea dioxid de carbon disociază în ioni de H+ şi OH-.

Ionii de H+, având un volum atomic extrem de mic şi energie foarte mare pătrund cu

uşurinţă în fisurile reţelei cristaline, înlocuind cationii bazici, care trec în soluţie şi

82

formează împreună cu ionii OH- hidroxizi. Procesul se numeşte debazificare şi schematic

poate fi prezentat astfel:

K K

Silicat K + H-OH → Silicat H + KOH

K K

În acest caz, ionul de H+ a înlocuit un ion de K+, iar acesta a trecut în locul celui de

H, formând hidroxidul de potasiu, care este o bază puternică.

În faza a doua a hidrolizei, denumită desilicificiere, baza mai înainte formată, atacă

masa principală a silicatului, din care se desprinde o parte din bioxidul de siliciu sub

forma unui praf albicios denumit silice secundară.

În urma debazificării şi desilicifierii silicaţii primari sunt transformaţi în silicaţi

secundari hidrataţi (mineralele argiloase), care sunt componenţii esenţiali ai argilei.

Hidroliza (de altfel, ca şi celelalte procese de alterare) diferă sub aspectul

transformărilor pe care le provoacă silicaţilor primari, de la o regiune şi de la o zonă la

alta, în funcţie, în primul rând, de condiţiile climatice. În climat tropical, hidroliza este aşa

de puternică încât pe seama silicaţilor primari nu se formează silicaţi secundari, ci ei sunt

desfăcuţi complet. În acest caz se formează silice secundară diferiţi oxizi de fier şi

aluminiu (sescvioxizi) şi săruri (carbonaţi, sulfaţi, cloruri). În climat temperat hidroliza

are caracter progresiv şi adeseori este incompletă.

Hidroliza este cel mai important dintre procesele de alterare, deoarece ca urmare a

acestui proces se formează diferite săruri (necesare nutriţiei plantelor) şi iau naştere

minerale argiloase, componente importante ale rocilor sedimentare şi ale solurilor.

Carbonatarea constă în acţiunea bioxidului de carbon, dizolvat în apă, asupra

mineralelor şi rocilor.

Unul dintre cele mai importante aspecte ale procesului de carbonatare îl constituie

formarea carbonaţilor. După cum s-a constatat în prima fază a hidrolizei rezultă hidroxizi

de potasiu, de sodiu, de magneziu, de calciu. O parte din aceşti hidroxizi atacă silicaţii,

din care desprinde cantităţi diferite de SiO2, care se depun sub formă de silice secundară,

83

altă parte din hidroxizi, în prezenţa apei încărcată cu CO2, sunt neutralizaţi, formându-se

carbonaţii respectivi:

2KOH + CO2 + H2O = CO3K2 + H2O

Ca(OH)2 + CO2 + H2O = CO3Ca + 2H2O

Un alt aspect important al carbonatării îl constituie solubilizarea carbonaţilor greu

solubili. Unii carbonaţi (de exemplu, cei de potasiu şi de sodiu) sunt solubili şi pot fi

îndepărtaţi uşor de la locul de formare. Alţii însă, de exemplu cei de magneziu şi de calciu

sunt greu solubili. Aceştia pot fi totuşi solubilizaţi prin trecerea lor sub acţiunea acidului

carbonic în bicarbonaţi:

CO3Ca + CO3H2 � (CO3H)2Ca

Bicarbonaţii de magneziu şi de calciu sunt solubili şi deci pot fi îndepărtaţi de la

locul de formare.

Aceste reacţii sunt reversibile: ionii de calciu se menţin în soluţie sub formă de

bicarbonat de calciu numai atâta timp cât soluţia respectivă conţine CO2 în exces; când

CO2 se degajă (se pierde) are loc precipitarea bicarbonatului de calciu sub formă de

carbonat de calciu, care se depune în orizontul carbonatoiluvial Cca.

Ca(HCO3)2 � CaCO3 + CO2 + H2O

Oxido-reducerea. Prin oxidare se înţelege, în mod obişnuit, combinarea unei

substanţe cu oxigenul. Oxidarea poate avea loc, atât prin câştigare de oxigen, cât şi prin

pierdere de hidrogen (elementul oxidat trece de la o valenţă mai mică la una mai mare).

Reducerea este reacţia inversă oxidării. Ea poate avea loc prin pierdere de oxigen

sau câştigare de hidrogen (elementul redus trece de la o valenţă mai mare la una mai

mică).

84

Procesele de oxidare şi reducere au un rol foarte important în legătură cu

solubilizarea şi insolubilizarea compuşilor de fier şi mangan. Procesele de oxidare au loc

în condiţii aerobe. În aceste situaţii fierul şi manganul se găsesc sub formă de compuşi

oxidaţi, insolubili. Compuşii oxidaţi ai fierului au culori de la galben până la roşcat, în

funcţie de gradul lor de hidratare. Procesele de reducere au loc în lipsa sau insuficienţa

aerului şi se petrec, de obicei, sub acţiunea bacteriilor anaerobe, care îşi procură oxigenul

din compuşii oxidaţi. Compuşii reduşi ai fierului, spre deosebire de cei oxidaţi, au culori

vineţii, verzui, albăstrui.

Obişnuit, în sol, au loc procese de oxidare. Sunt însă situaţii când în sol se produc

preponderent procese de reducere (cazul solurilor cu exces de umiditate).

Oxidarea şi reducerea participă şi la alte procese. Aşa, de exemplu, sub influenţa

descărcărilor electrice, azotul atmosferic poate fi oxidat, dizolvat în apa de ploaie şi adus

în sol. Aici el trece în nitriţi, nitraţi sau poate fi redus în amoniac. Tot prin oxidare, azotul

din materia organică este trecut în forme minerale, care pot fi folosite de către plante. În

condiţii de reducere, formele oxidate ale azotului sunt trecute în forme reduse (amoniac

sau azot elementar), care se pierd în atmosferă.

Alterarea biochimică (biologică). Din momentul apariţiei vieţii pe pământ, practic,

diferitele procese chimice se petrec cu participarea directă sau indirectă a organismelor.

Vernadski, întemeietorul geochimiei, consideră că organismele vii constituie

principalul factor al migraţiei elementelor chimice în partea superioară a scoarţei

pământului.

După Russell, organismele vii manifestă asupra particulelor minerale în curs de

alterare două acţiuni directe. În primul rând, ele absorb diferite elemente şi elimină

bioxidul de carbon, înlesnind alterarea mineralelor, în al doilea rând, ele pot să elimine

diferiţi acizi, capabili să atace combinaţii pe care acidul carbonic nu le poate solubiliza.

Astfel, se poate afirma că vieţuitoarele (atât cele inferioare, cât şi cele superioare)

exercită o intensă acţiune de alterare a mineralelor şi rocilor, fie direct, fie indirect. De

fapt, în fond, în cazul alterării, nu se poate face o delimitare precisă a proceselor chimice

de cele biochimice.

85

3.5. Alcătuirea părţii minerale a solului (produsele dezagregării şi

alterării)

Procesele de dezagregare şi alterare ce s-au manifestat de-a lungul timpurilor au

provocat modificări substanţiale de natură fizică şi chimică a mineralelor şi rocilor de la

suprafaţa litosferei.

Dezagregarea a dus la transformarea rocilor masive în fragmente şi particule de

diferite dimensiuni, iar alterarea la formarea de compuşi chimici şi minerale noi.

Produsele dezagregării şi alterării pot rămâne pe loc sau pot fi transportate şi apoi

depuse sub acţiunea aceloraşi agenţi care au dus la formarea lor (apa, vântul).

Dezagregarea şi alterarea, transportul şi depunerea produselor rezultate, au

contribuit nu numai la formarea de produşi noi, ci şi la modelarea scoarţei terestre, la

apariţia unor forme de relief specifice (lunci, terase, câmpii).

Principalele produse ale dezagregării sunt: pietrele, pietrişurile, nisipurile şi praful

sau pulberile, iar principalele produse ale alterării sunt: sărurile, oxizii şi hidroxizii,

silicea secundară şi mineralele argiloase.

3.5.1. Produsele rezultate prin procesele de dezagregare

Pietrele şi pietrişurile sunt fragmente de rocă, în general rotunjite, care se găsesc în

solurile formate pe roci tari sau în depozitele de materiale transportate şi depuse de apele

curgătoare. Au diametrul între 2-20 mm (pietrişurile) şi între 20-200 m (pietrele). Sunt

rezultatul unei dezagregări slabe şi nu prezintă o compoziţie chimică şi mineralogică

specifică. Aceste produse, cunoscute sub numele de scheletul solului, se întâlnesc numai

în anumite soluri şi pe seama lor, mai departe, prin dezagregare şi alterare, se formează

alte produse.

Nisipurile sunt fragmente de rocă cu diametru de 2-0,02 mm. Nici nisipurile nu au

o compoziţie chimică-mineralogică specifică. Ele rezultă din dezagregarea celor mai

felurite minerale şi roci şi se menţin ca atare numai dacă granulele respective sunt

alcătuite, predominant, din particule de cuarţ. Pe seama nisipurilor alcătuite din particule

minerale alterabile se pot forma, mai departe, alte produse de dezagregare sau alterare.

86

Prezenţa nisipului în solurile argiloase este favorabilă deoarece micşorează

compactitatea şi măreşte permeabilitatea lor pentru apă şi aer. Solurile cu cantităţi prea

mari de nisip (psamosolurile) sunt, în general, mai puţin fertile, au o capacitate redusă de

reţinere a apei şi a elementelor nutritive.

Praful sau pulberile sunt formate din fragmente de rocă cu diametre cuprinse între

0,02-0,002 mm şi ele rezultă din dezagregarea înaintată a rocilor.

Praful, ca şi nisipul, nu are o compoziţie chimico-mineralogică specifică. Are

aceeaşi compoziţie cu a rocii din care s-a format. Pe seama lor se pot forma alte produse

de alterare. Praful se găseşte în cantităţi mai mari în anumite roci sedimentare (loess,

depozite loessoide, aluviuni fine) şi în solurile formate pe aceste roci.

3.5.2. Produsele rezultate din procesele de alterare

Prin procesele de alterare chimică mineralele rocilor se transformă în compuşi noi,

cu o compoziţie chimică şi structură cristalină, diferită de cea a mineralelor primare din

care au provenit, produşi cunoscuţi sub denumirea de minerale secundare.

După soluţiile pe care le dau cu apa, compuşii rezultaţi se grupează în două

categorii: compuşi care se dizolvă în apă, sărurile, şi compuşi care se dispersează

coloidal în apă, oxizii şi argilele.

Sărurile. S-au format pe seama cationilor bazici (Ca, Mg, Na, K) care, din silicaţi,

trec prin hidroliză în soluţii sub formă de hidroxizi. Aceştia intră în reacţie cu acizii care

se pot găsi în soluţie (acid carbonic, azotic, sulfuric, clorhidric), formându-se sărurile,

respectiv, săruri de calciu, de magneziu, de sodiu şi de potasiu.

În funcţie de dinamica lor în sol sărurile se împart în:

• Săruri uşor solubile, mai frecvent întâlnite fiind: sărurile acidului azotic (azotatul

de calciu, de potasiu şi de calciu); sărurile acidului clorhidric (clorurile de sodiu,

de potasiu, de calciu); unele săruri ale acidului sulfuric (sulfaţii de sodiu, de

potasiu şi de magneziu), unele săruri ale acidului carbonic (carbonatul de sodiu);

unele săruri ale acidului fosforic (fosfaţii monocalcici).

• Dintre sărurile cu solubilitate mijlocie o răspândire mai mare o are sulfatul de

calciu.

87

• Sărurile greu solubile sunt reprezentate, în principal, prin carbonatul de calciu.

Aceste săruri, în apa chimic pură, sunt practic insolubile. În apă încărcată cu bioxid

de carbon carbonaţii trec în bicarbonaţi, care sunt solubili şi pot fi îndepărtaţi de la

locul de formare.

Dintre sărurile greu solubile se mai amintesc fosfaţii tricalcici, fosfaţii de aluminiu

şi de fier (fosfaţii de aluminiu şi de fier sunt greu solubili în mediu acid, iar cei tricalcici

în mediu alcalin).

Oxizii şi hidroxizii. Dintre aceştia, o mare răspândire şi o importanţă mai mare

pentru sol o au oxizii şi hidroxizii de fier, de aluminiu şi de siliciu, care s-au format,

îndeosebi, prin procese de hidroliză.

Oxizii şi hidroxizii de fier şi de aluminiu au o constituţie de tipul Fe2O3.H2O şi

respectiv Al2O3.H2O, alcătuind ceea ce se cunoaşte sub denumirea de sescvioxizi. Sub

această formă se comportă ca substanţe coloidale, ce pot migra de la locul de formare.

Compuşii coloidali ai fierului, mai puternic hidrataţi, imprimă solurilor o culoare brun-

gălbuie, iar cei slab hidrataţi o culoare roşcată sau ruginie aprinsă.

Silicea secundară (SiO2.H2O) rezultă ca urmare a hidrolizei foarte puternice a

silicaţilor. Se prezintă sub formă de pudră albicioasă şi se comportă ca substanţă coloidală

care, în condiţiile pedoclimatice din ţara noastră, nu migrează de la locul de formare.

Mineralele argiloase (argila solului). Sunt silicaţi secundari formaţi prin

alterarea celor primari, prin debazificarea şi desilicifierea parţială a acestora.

După structura cristalină şi compoziţia chimică, se deosebesc:

Minerale argiloase de tip 1:1 au o structură de bază constând dintr-un strat de

tetraedri de SiO4 şi unul de octaedri AlO2(OH)4. Foiţele elementare sunt legate între ele

prin punţi de H (legături OH-O), distanţa dintre două foiţe fiind de 7A0 (1A0=10-4

microni) (fig. 5).

Pot reţine puţini ioni, numai pe suprafeţele de ruptură sau clivaj.

Mineralele reprezentative sunt caolinitul Si2O3Al2(OH)4 şi haloisitul

Si2O5Al2(OH)42H2O. Sunt caracteristice mediilor puternic acide, când are loc îndepărtarea

rapidă a ionilor alcalini şi alcalini pământoşi, eliberaţi prin procesul de alterare (soluri

brune feriiluviale, podzoluri).

88

Fig. 5. Schema reţelei cristaline a mineralelor argiloase din grupa caolinitului

Mineralele argiloase de tip 2:1 au o structură de bază alcătuită din două strate de

tetraedri între care se află unul de octaedri (fig.6).

Între foiţe se pot găsi ioni de dimensiuni mari, ca de exemplu K sau H3O. Distanţa

dintre două foiţe este de 10A0 sau mai mare, în funcţie de natura ionilor dintre foiţe şi de

gradul lor de hidratare.

Ionii de Si din tetraedri sau de Al din octaedri pot să fie înlocuiţi cu alţi ioni de

mărime apropiată (Si cu Al; Al cu Fe sau Mg etc.).

Aceste înlocuiri, denumite substituţii izomorfe, determină în reţeaua mineralului un

deficit de sarcină pozitivă, particulele argiloase încărcându-se negativ; compensarea

sarcinii electrice se face prin adsorbţia unei cantităţi echivalente de cationi cu rază mare,

Ca, Mg, K, Na etc., între foiţe sau la suprafaţa exterioară a acestora.

89

Fig. 6. Schema reţelei cristaline a mineralelor argiloase din grupa montmorillonitelor

Mineralele argiloase de tip 2:1:1 prezintă o structură de bază în care la reţeaua

precedentă se adaugă al patrulea strat de octaedri de hidroxid de Al (gibbsit) sau Mg

(brucit), uneori chiar de hidroxid de fier. Substituţiile care determină sarcini de semn

contrar în octaedri sunt de regulă compensate prin substituţii care determină sarcini de

semn contrar în octaedri, astfel încât reţeaua cristalină rămâne practic neutră. Legătura

dintre forţe se realizează prin punţi de H; distanţa dintre foiţe este de 14A0.

Mineralul reprezentativ este cloritul. Cloritele se formează mai ales în solurile

puternic acide (luvisoluri, podzoluri) din climate temperate umede.

Allofanele sunt minerale asemănătoare celor argiloase, însă necristalizate (amorfe)

şi rezultă prin alterarea unor roci vulcanice (de obicei andezite). Allofanele sunt

caracteristice solurilor formate pe astfel de substrate numite andosoluri.

Proprietăţile mai importante ale argilelor şi allofanelor.

Mineralele argiloase, alături de humus, determină principalele însuşiri ale solului,

în legătură cu capacitatea lui de reţinere a elementelor nutritive (eliberate prin procesul de

alterare a resturilor organice şi a mineralelor primare din sol) şi cu însuşirile fizice şi

fizico-mecanice (textură, structură, compactitate, capacitate pentru apă etc.):

90

• datorită suprafeţei mari de contact, în funcţie de tipul de structură pe care îl au,

reţin o cantitate importantă de ioni (îndeosebi cationi) din soluţia solului, pe care îi

• poate pune la dispoziţia plantelor (spre exemplu caolinitul şi haloisitul manifestă o

capacitate de schimb de 3-15 m.e./100g sol, cloritul şi ilitul 10-50 m.e.,

vermiculitul şi montmorillonitul 80-200 m.e.);

• datorită spaţiilor capilare şi subcapilare pe care le înglobează argila solului prezintă

capacitate mare de reţinere a apei (în special mineralele argiloase de tip

montmorillonit); în prezenţa unei mari cantităţi de apă se îmbibă şi se umflă

(gonflează), în stare uscată se întăreşte (se contractă) şi crapă;

• argila leagă între ele componentele solului, dând acestuia coeziune, iar în stare

umedă este aderentă; coeziunea şi aderenţa mari ale argilei fac ca solurile bogate în

argilă să se lucreze greu;

• prezenţa argilei în sol influenţează şi regimul termic al acestuia, solurile bogate în

argilă numindu-se şi „soluri reci” (acest fapt este în strânsă legătură cu căldura

specifică şi conductibilitatea termică mai mică ale argilei).

Capitolul 4. FORMAREA ŞI ALCĂTUIREA PĂRŢII ORGANICE A SOLULUI

4.1. Originea părţii organice a solului

Solificarea, în esenţa ei, este un proces de natură biologică, întrucât nu poate

avea loc decât sub acţiunea organismelor. Una dintre deosebirile fundamentale ce există

între sol şi materialele sau rocile pe seama cărora s-a format o constituie faptul că solul

conţine materie organică acumulată, îndeosebi sub formă de humus, component specific

solului. Acolo unde la suprafaţa scoarţei terestre, pe rocă, nu s-au stabilit plante şi

microorganisme, deci nu s-a format şi acumulat humus, nu se poate vorbi de sol (de

exemplu piscurile golaşe ale munţilor, nisipurile zburătoare deşertice ş.a.). Formaţia

vegetală de plante verzi şi microorganisme reprezintă principalul agent creator de sol.

Sursele şi cantităţile de materie organică.

Materia organică a solului provine de la plante, microorganisme şi animale. Cea

mai importantă sursă de materie organică o constituie plantele (vegetaţia).

91

În cazul celor două mari formaţii principale de vegetaţie naturală întâlnite în ţara

noastră (pajişti şi păduri), cantitatea de resturi organice şi locul de cantonare a acestora

sunt foarte diferite.

Sub vegetaţia erboasă resturile organice provin din partea aeriană, dar mai ales din

partea subterană, îndeosebi din rădăcini. Ierburile au rădăcini foarte bine dezvoltate şi

repartizate în primii 50 cm, care mor în fiecare an (chiar şi în cazul ierburilor care trăiesc

mai mulţi ani, perenitatea se datorează nodulului de înfrăţire, din care anual dau rădăcini

şi tulpini noi). Ca urmare, vegetaţia ierboasă lasă cantităţi mari de resturi organice în sol,

care însumează în medie 10-15 tone/ha anual, adică de două-trei ori mai mult decât

pădurile de foioase din zona temperată.

Sub păduri bine încheiate predomină acumularea de resturi organice la suprafaţa solului,

reprezentate prin frunze, rămurele, fragmente de lemn şi de coajă, fructe etc., care alcătuiesc o

pătură continuă, cunoscută sub numele de litieră. Grosimea litierei variază în funcţie de cantitatea

de frunze depuse anual şi de intensitatea proceselor de descompunere a acestora, fiind, în general,

de 2-7 cm, sub pădurile de răşinoase şi de 1-6 cm, sub pădurile de foioase. Cantitatea de masă

organică (litiera) lăsată anual de pădurile bine încheiate şi viguroase din ţara noastră, reprezintă,

în medie, 3-6 tone la hectar. La acestea se adaugă partea subterană a vegetaţiei lemnoase

(rădăcinile), care mor şi se descompun şi care dau anual resturi vegetale ce se pot evalua la 1-3

tone la hectar. De obicei, sub pădure, mai ales în arboretele constituite predominant din specii cu

temperament de lumină (salcâm, stejar ş.a.), cresc şi diferite plante de natură ierboasă, ale căror

resturi de asemenea se adaugă celor provenite de la vegetaţia lemnoasă.

O altă sursă de materie organică, în sol, o constituie microflora. Masa totală a

microorganismelor, datorită numărului uriaş de bacterii, ciuperci şi actinomicete, precum

şi vitezei de înmulţire a acestora, se poate ridica până la o treime din cantitatea totală de

resturi organice.

La alcătuirea fondului de materie organică participă, de asemenea, fauna şi

microfauna solului, prin dejecţiile respective şi prin corpurile moarte.

Compoziţia resturilor organice

Din punct de vedere chimic resturile organice din solurile forestiere sunt alcătuite

din: 25-50% C, 40-45% O, 5-7% H, 0,2-1,5% N, la care se adaugă în cantităţi mici (1-

2%) Ca, Mg, Fe, K, P, S, ş.a. Compuşii rezultaţi sunt reprezentaţi îndeosebi de hidraţi de

92

carbon, lignină, proteine, lipide şi substanţe tanante. Proporţia de participare a acestor

compuşi, precum şi cantitatea de cenuşă rămasă după ardere (elementele minerale)

variază foarte mult, în funcţie de provenienţa şi natura resturilor respective (tabelul 3).

Tabelul 3.

Compoziţia unor resturi organice În procente din masa uscată

Provenienţa Cenuşă Substanţe proteice Celuloză Hemiceluloză Lignină Lipide, substanţe tanante

Bacterii 2-10 40-70 - - - 1-40 Muşchi 3-10 5-10 15-25 30-60 - 5-10

Conifere, frunze 2-5 3-8 15-25 15-20 20-30 5-15 Foioase, frunze 3-8 4-10 15-25 10-20 20-30 5-15 Ierburi perene

- graminee 5-10 5-12 25-40 20-35 15-20 2-10 - leguminoase 5-10 10-20 25-40 15-25 15-20 2-10

Din datele prezentate rezultă că vegetaţia erboasă, în comparaţie cu cea lemnoasă,

pe lângă faptul că lasă cantităţi mari de resturi organice, acestea sunt şi de calitate

superioară, fiind mai bogate în proteine şi substanţe minerale, un motiv în plus care vine

să explice de ce solurile din zonele de stepă şi silvostepă, sunt mai bogate în humus de

calitate superioară, comparativ cu cele din zona de pădure.

4.2 Transformarea resturilor organice în sol

Caracteristic pentru materia organică a solului este faptul că aceasta se găseşte într-

o continuă transformare, datorită unor procese mai ales biochimice, de descompunere şi

de sinteză, sub influenţa îndeosebi a microorganismelor care populează solul (bacterii,

ciuperci, actinomicete, microfauna) şi macrofauna din sol. Materia organică din sol

reprezintă substratul alimentar şi energo-generator al acestor organisme, care o

degradează pentru a-şi asigura, pe de o parte , elementele necesare nutriţiei, iar pe de altă

parte, energia necesară procesului de sinteză.

Bacteriile sunt microorganismele vegetale cele mai numeroase în sol, cu

sistematica cea mai vastă şi cu acţiunile cele mai variate. Numărul lor într-un gram de sol

poate fi de ordinul miliardelor, iar mărimea este de 0,5-1,5 microni.

Celulele lor pot avea forme sferice (coci), de baston (bacili), de virgulă (vibrio), de spirală (spirillum) etc. (fig. 7).

93

Fig. 7. Forme de bacterii

După modul de nutriţie, bacteriile se clasifică în două grupe: bacterii heterotrofe,

care îşi procură, atât bioxidul de carbon, cât şi energia, prin oxidarea substanţelor

organice şi bacterii autotrofe, care îşi procură bioxidul de carbon din aer, iar energia din

oxidarea substanţelor anorganice.

După exigenţele faţă de aerul din sol, bacteriile se clasifică în: aerobe, pentru care

oxigenul (mediul aerat) este indispensabil şi anaerobe, care nu reclamă un mediu bogat în

oxigen sau chiar îl evită, luându-şi oxigenul necesar prin reducerea anumitor substanţe

organice care conţin oxigen.

După temperaturile în limitele cărora se dezvoltă, bacteriile se împart în: termofile

(cu optimul de dezvoltare la 50-550), mezofile (cu optimul la 25-370) şi criofile (cu

optimul la cca. 100).

În general, bacteriile au o intensă activitate în condiţiile de reacţie neutră, slab

acidă sau slab alcalină; se asociază de obicei cu vegetaţia erboasă şi constituie principala

grupă de microorganisme care provoacă transformarea resturilor organice. Datorită

sarcinii electrice pe care o prezintă suprafaţa celulei bacteriene numeroase celule se află

adsorbite pe structurile coloidale minerale sau organice din sol, influenţând starea de

agregare a solului.

Ciupercile sunt microorganisme heterotrofe aerobe, care folosesc ca sursă de hrană

şi energie numai substanţe organice. Numărul în sol poate fi de ordinul milioanelor într-

un gram de sol. Ciupercile sunt reprezentate printr-un mare număr de grupe sistematice cu

morfologia foarte variată (fig. 8). Dintre ciupercile care sunt foarte abundente în litiera

solurilor de pădure se menţionează: Aspergillus, Penicillum, Mucor şi Rhizopus. Este

94

cunoscută uşurinţa cu care miceliile ciupercilor invadează litiera. Dezvoltarea lor

abundentă, uneori, albeşte materialul pământos din stratele superioare ale solului.

Fig. 8. Ciupercile din sol (după V.R. Villams)

Spre deosebire de bacterii, ciupercile se dezvoltă în condiţii de reacţie acidă,

suportă uşor prezenţa substanţelor tanante, se asociază în special cu vegetaţia lemnoasă,

constituind principala grupă de microorganisme care provoacă transformarea resturilor

organice.

Un rol de importanţă primordială în biologia pădurii îl au ciupercile de micoriză, în

special bazidiomycetele. Aceste ciuperci sunt răspândite în toate solurile forestiere

(majoritatea speciilor forestiere sunt micotrofe). Ciupercile de micoriză sunt localizate, de

obicei, pe terminaţiile radicelare de ordinul 3 şi 4, cu care trăiesc în simbioză (fig. 9).

Fără ciupercile de micoriză în solurile forestiere acide, cu slabe procese de

amonificare a azotului organic şi de nitrificare, nutriţia cu azot a arborilor ar fi foarte

slabă, uneori chiar imposibilă.

Actinomicetele sunt microorganisme heterotrofe aerobe, unicelulare, filamentoase,

cu aspect de miceliu ramificat (fig.10). Ele fac trecerea între bacterii şi ciuperci.

Reprezintă o grupă la fel de importantă a microflorei solului, ca şi bacteriile şi ciupercile,

cu o răspândire ce poate fi de ordinul milioanelor într-un gram de sol. Se dezvoltă într-un

regim larg de reacţie, de la acidă la alcalină (pe care o preferă) şi, spre deosebire de

95

bacterii şi ciuperci, au o capacitate mai mare de a descompune substanţele organice

rezistente, cum sunt, de exemplu, ligninele.

Fig. 9. Micoriza la stejar (după V.R. Villams) Fig. 10. Actinomycete din sol (după V.R. Villams)

Microfauna din sol (în special nematozi şi protozoare), ca şi macrofauna (râme,

insecte) contribuie şi ele în măsură însemnată, mai ales râmele, la transformarea materiei

organice.

Biocatalizatorii (enzimele) sunt produşi ai celulelor microbiene şi ai rădăcinilor

plantelor. Principalul rol al enzimelor îl constituie participarea lor la ciclurile biologice.

4.3. Formarea şi compoziţia humusului

Humusul este cea mai importantă componentă a solului căruia îi conferă cele mai

valoroase însuşiri. El influenţează şi dinamica materiei minerale şi a proceselor biologice

şi contribuie la modelarea solului şi a fertilităţii acestuia. Procesul formării humusului în

sol presupune cel puţin două faze: faza de descompunere-mineralizare a materiei organice

şi faza propriu-zisă de humificare (reorganizare).

Descompunerea resturilor organice este un proces foarte complex care prezintă

aspecte foarte diferite, în funcţie de condiţiile în care are loc, de natura materiei organice

şi de felul microorganismelor care o populează.

În cursul descompunerii, sub acţiunea enzimelor şi microorganismelor, materia

organică este desfăcută, prin hidroliză, în compuşi tot mai simpli, mai întâi de natură tot

96

organică (peptide, aminoacizi, fenoli, glicerină). Treptat, produsele hidrolizei sunt supuse

proceselor de oxidare sau reducere şi de transformare în substanţe organice şi mai simple

(acizi organici, alcooli, amoniac, bioxid de carbon), după care urmează mineralizarea

totală .

Mineralizarea totală, ca fază finală a descompunerii materiei organice din sol, are

ca rezultat formarea de compuşi minerali simpli (HNO3, H2SO4, H3PO4). În urma

combinării acestor acizi cu bazele din sol (Ca, Mg, K, Na) rezultă sărurile

corespunzătoare, care reprezintă substanţele minerale de nutriţie a plantelor.

Descompunerea resturilor organice se produce cu intensitate diferită, în funcţie de

compoziţia chimică a materiei organice şi de condiţiile de mediu (aerobe sau anaerobe,

reacţie, temperatură, textură, etc.).

Astfel, descompunerea cea mai intensă are loc în cazul resturilor organice cu un

conţinut ridicat de proteine şi de elemente bazice (îndeosebi specii erboase), în timp ce în

cazul materiei organice bogată în lignină, substanţe tanante, răşini şi mai săracă în

elemente bazice (adică provenite de la speciile forestiere de cvercinee sau conifere)

procesul se desfăşoară mai lent.

Legat de condiţiile de mediu, procesul de descompunere se desfăşoară mai rapid în

mediu aerob, cu reacţie neutră – slab alcalină, cu temperaturi mai ridicate şi umiditate

corespunzătoare (moderată).

Humificarea este procesul complex de formare de substanţe organice specifice

solului, cu grad înalt de polimerizare. Formarea substanţelor humice se produce prin

polimerizarea unor compuşi organici ciclici, care rezultă, fie prin modificarea compuşilor

din plante care conţin structuri ciclice, fie prin sinteză, din produsele de descompunere a

proteinelor şi a substanţelor hidrocarbonate ( N. Florea, 1994).

Cele două procese de descompunere a materiei organice şi de resinteză a

substanţelor humice se desfăşoară concomitent şi în cele mai multe cazuri în raport

echilibrat şi susţinut. Totodată, trebuie subliniat faptul că chiar humusul nou format intră

într-un proces continuu de mineralizare, prilej cu care se eliberează importante cantităţi de

elemente nutritive.

97

Humusul, în sensul larg al cuvântului, este constituit din trei categorii de substanţe

organice, strâns legate între ele şi cu materia minerală a solului .

• Resturi organice nedescompuse, alcătuite din hidraţi de carbon, substanţe proteice,

lignină şi răşini, care formează cca. 10-15% din humus;

• Produşi intermediari de descompunere, alcătuiţi din acizi organici, aminoacizi,

fenoli, aldehide, etc., care se găsesc în cantitate mică;

• Produşi finali (substanţe humice), care reprezintă un complex de compuşi organici

macromoleculari, cu funcţii acide, bogaţi în azot şi care se găsesc în stare

coloidală. Aceşti produşi, care formează 85-90% din masa humusului, sunt

alcătuiţi din două grupe principale de acizi şi anume: acizi huminici şi acizi fulvici

şi o componentă foarte stabilă, insolubilă în baze alcaline, numită humină.

Acizii huminici au culoare neagră, se formează, de obicei, în situaţii cu resturi

organice provenite de la vegetaţia erboasă, bogate în substanţe proteice şi elemente

bazice, cu microfloră predominant bacteriană, în condiţii de climă caldă şi puţin umedă şi

reacţie neutră sau aproape neutră. În combinaţie cu bazele din sol, formează săruri

denumite humaţi, care, în general, sunt greu solubili sau insolubili în apă (ex. humaţii de

calciu).

Acizii fulvici au culoare brună (deschisă) şi se formează îndeosebi în situaţii cu

resturi organice provenite de la vegetaţia lemnoasă, sărace în substanţe proteice şi

elemente minerale, cu microfloră reprezentată mai ales prin ciuperci, în condiţii de climă

umedă şi răcoroasă şi reacţie acidă. Sunt solubili în apă, unde eliberează hidrogen,

accentuând astfel procesele de alterare a silicaţilor primari. Acizii fulvici, împreună cu

bazele din sol formează săruri solubile, uşor levigabile.

De obicei, în alcătuirea humusului intră ambele feluri de acizi. Ceea ce diferă este

proporţie (raportul) dintre acizii huminici şi acizii fulvici (H/F), care poate varia de la 3/1

(şi mai mult) în solurile din stepă, până la 1/3 în solurile de pădure.

Huminele solulului sunt alcătuite din acizi huminici învechiţi, intim legaţi cu argila

şi din diferite substanţe organice apropiate de materia organică proaspătă.

Acizii humici, în general, au o compoziţie elementară foarte complexă; practic

cuprinzând toate elementele ce se găsesc în compoziţia plantelor (o pondere mai mare o

98

au C, H, O şi N). După conţinutul în aceste elemente, grupele de acizi humici menţionate

se diferenţiază astfel: acizi huminici, alcătuiţi din 50-62% C, 2,8-6,6% H, 31-40% O, 2-

4% N şi acizi fulvici, în a căror constituţie intră 40-52% C, 4-6% H, 40-48% O, 2-6% N.

Sub aspectul stării de dispersie acizii humici şi compuşii lor cu partea minerală a

solului, de regulă se încadrează în categoria substanţelor coloidale (în soluţie trec sub

formă de particule ce nu traversează o membrană semipermeabilă). Având caracter de

coloizi, de obicei, rămân în partea superioară a solului şi numai rareori, în anumite

condiţii specifice, sunt deplasaţi pe adâncime.

Acizii humici, împreună cu coloizii minerali formează complexele organo-

minerale din sol (argilo-humice, humico-ferice sau humico-alofanice) cu însuşiri de

adsorbţie şi schimb cationic cu soluţia solului, complexe considerate cu adevărat creatoare

de fertilitate în sol. În acest sens, se menţionează faptul că acizii humici au o capacitate de

schimb ce variază între 350 şi 470 me/100g substanţă, adică de 2-3 ori mai mare decât a

mineralelor argiloase (montmorilonit), ceea ce într-adevăr explică de ce solurile bogate în

humus bun sunt şi deosebit de fertile.

După cum s-a arătat, acizii humici sunt compuşi macromoleculari îmbogăţiţi în carbon şi azot. De altfel, pentru caracterizarea compoziţiei acizilor humici, respectiv a materiei organice din sol, se foloseşte raportul dintre aceste două elemente (C/N).

Raportul C/N variază în funcţie de natura materiei organice, de condiţiile de

humificare şi, evident, de natura humusului rezultat. Astfel, în solurile formate în condiţii

de stepă şi silvostepă raportul C/N are valori, de regulă, sub 15. În solurile formate în

condiţii de pădure, raportul C/N are valori ridicate, variind între 15 şi 40. Cunoaşterea

acestui raport este importantă, întrucât azotul conţinut în humus constituie principala

rezervă şi sursă naturală de aprovizionare a plantelor cu acest element şi poate da

indicaţii preţioase asupra stării de fertilitate a solului.

4.4 Tipurile de humus

Prin humus se înţelege materia organică înaintat transformată, sau care se află în

diferite stadii de transformare şi reorganizare şi care are drept componenţi principali

acizii humici. După condiţiile de humificare în solurile din spaţiul geografic al ţării

99

noastre se întâlnesc mai multe tipuri de humus, dintre care mai răspândite sunt: mullul,

moderul, humusul brut şi turba.

Tipurile şi subtipurile de humus se diferenţiază între ele, după succesiunea şi caracterele

morfologice şi micromorfologice ale orizonturilor şi suborizonturilor de humus (Ol, Of, Oh) şi

după însuşirile chimice ale acestor orizonturi.

Mullul Este tipul de humus cu gradul cel mai înaintat de humificare, intim

amestecat cu partea minerală a solului, încât nu poate fi separat de aceasta, deci nu

constituie suborizonturile Of şi Oh care să poată fi separate. Se formează în soluri bine

aerate, echilibrate sub aspectul umidităţii şi temperaturii, cu microfloră bogată şi activă,

condiţii ce asigură trasformarea completă a resturilor organice în acizi humici.

Principalele subtipuri de mull sunt: mullul calcic, mullul forestier slab acid sau eutrof,

mullul acid sau oligotrof, mullul hidromorf, mullul nisipos, mull-moderul (mullul fin).

• Mullul calcic este caracteristic solurilor bogate în calciu, cu formare activă de acizi

huminici, care precipită sub acţiunea acestor cationi; humusul respectiv este de

culoare negricioasă (fiind bogat în acizi huminici), are conţinut mare de humus

(12-15%), raport C/N ≈ 10 şi reacţie neutră (pH ≈ 7);

În unele soluri de pădure dezvoltate pe calcare (soluri humico-calcaroase), mai ales pe relief cu versanţi în pantă şi însoriţi, substanţele humice sărace în argilă devin poroase, pulverulente (au caracterul de tranziţie spre moder calcic).

• Mullul forestier slab acid sau eutrof (humus dulce, humus glomerular, humus de

viermi sau humus pământos) este caracteristic solurilor de pădure bogate în calciu,

dar nu calcaroase; prezintă conţinut de humus cuprins între 3 şi 10%, raport

C/N 10-15, reacţie moderată până la slab acidă (pH 5,5 - 6,5);

• Mullul forestier acid sau oligotrof este caracteristic solurilor de pădure acide, cu

grad coborât de saturaţie în baze, cu raport C/N până la 19.

• Mullul hidromorf (hidromullul) reprezintă o formă de mull eutrof format în mediu

umed, temporar insuficient aerat;

• Mullul nisipos, intim amestecat cu grăunţii de nisip, este mullul solurilor nisipoase;

• Mull-moderul (mullul fin), forma intermediară dintre mull şi moder, este

caracteristic solurilor slab până la moderat acide, cu suborizont Oh gros până la

100

1-1,5 cm, mai puţin pământos, mai slab structurat, bogat în fragmente fine de

resturi organice, numai parţial descompuse (cu raport C/N 19-20 şi pH 5-5,5).

Moderul. Este un tip de humus imperfect reprezentat prin materie organică mai

slab humificată decât în cazul precedent, alcătuit din acizi humici, dar şi din resturi

organice în curs de transformare (în care se pot observa ţesuturile vegetale respective).

Comparativ cu mullul, se formează în condiţii de mediu mai slab aerate, de umiditate mai

mare şi temperatură mai mică şi microfloră mai săracă şi mai puţin activă, condiţii ce nu

permit transformarea completă a resturilor organice (este evident suborizontul Of gros de

2-3 cm şi orizontul Oh gros de 1-2 cm, afânat şi pulverulent în stare uscată). Raportul C/N

este cuprins între 21 şi 25, iar pH-ul este 5.

În solurile cu humus de tip moder, acizii humici nesaturaţi (acizii fulvici) leagă fierul în

complexe organo-minerale şi-l antrenează, împreună cu argila din orizontul A, în orizontul iluvial

B, cauzând dezvoltarea procesului de podzolire secundară (cu translocare de argilă numit şi

proces de argiloiluviere) sau primară (cu distrugerea şi translocarea argilei).

Principalele subtipuri de moder sunt: moder calcic, moder tipic, moder grosier

(brut), xeromorf, moder hidromorf. Spre deosebire de moderul tipic (descris mai înainte),

moderul grosier prezintă unele caracteristici de humus brut (trecerea netă la solul mineral,

grosime mai mare a orizontului H), moderul calcic este caracteristic rendzinelor (soluri

formate pe calcare), iar moderul hidromorf (hidromoderul sau moderul gras) este format

în condiţii de saturare temporară cu apă, având o troficitate mai bună.

Humusul brut sau morul. Este tipul de humus imperfect, reprezentat prin materie

organică şi mai slab humificată, comparativ cu moderul, neamestecată cu partea minerală

a solului, alcătuită predominant din resturi organice puţin transformate, foarte bogat în

acizi fulvici, nesaturaţi în baze. Se întâlneşte mai frecvent în unele soluri din zona

montană (în subzonele molidului, jnepenişurilor şi pajiştilor alpine), cu condiţii

nefavorabile humificării (microfloră foarte săracă şi foarte puţin activă, temperatură

scăzută). Suborizontul Of grosier este urmat de suborizontul Oh, negricios-cărbunos, care

se continuă cu orizontul A, de asemenea, negricios, toate fiind străbătute de hife de

ciuperci, astfel încât se lasă separate în bucăţi. Raportul C/N este cuprins între 26 şi 40,

reacţia este puternic acidă (pH sub 3,5 - 4).

101

Humusul brut este, prin abundenţa de acizi fulvici pe care o conţine, un agent

violent de distrugere a mineralelor primare şi a silicaţilor secundari ai argilei şi de

antrenare a produselor rezultate în adâncime. Atât nutriţia minerală, cât şi cea azotată

(exclusiv sub formă de amoniac) sunt foarte deficitare pentru speciile de foioase; numai

pentru răşinoase, mai ales în condiţiile aşa-numitului humus brut activ, nutriţia este ceva

mai bună, datorită micorizelor specifice.

Subtipurile mai importante de humus brut sunt: humus brut tipic (humus brut activ)

cu suborizonturile Of şi Oh slab reprezentate, ultimul suborizont bogat în humus fin;

humus brut stratificat (humus brut inactiv) cu suborizont Of gros, care se separă în strate

sau fâşii şi orizont Oh mai slab reprezentat, bogat în resturi de plante; humus brut

hidromorf (hidromor), format în condiţii de exces temporar de apă, cu suborizontul Oh

bine dezvoltat, înaintat humificat, bogat în humus fin, negricios, cu aspect plastic gras în

stare umedă; humus brut calcic, bine mineralizat în condiţii hidrotermice favorabile şi

destul de bun pentru vegetaţia forestieră şi humusul brut calcic xeromorf, format în

condiţii de deficit de umiditate şi plus de căldură, cu resturi organice insuficient

descompuse şi valoare trofică redusă (se interferează cu moderul calcic xeromorf).

Turba. Este reprezentată prin aglomerări mari de resturi organice turbificate, ce se

formează în condiţii de exces continuu de apă, deci de mediu permanent anaerob. Cele

mai răspândite forme de turbă sunt: turba de mlaştină joasă (eutrofă) şi turba de mlaştină

înaltă (oligotrofă).

Turba eutrofă se formează de regulă în locuri depresionare (bahne) din zonele mai

joase altitudinal, prin turbificarea resturilor de muşchi verzi (Hypnum), rogozuri, stuf şi

papură, unde pânza freatică, bogată în săruri de calciu şi substanţe minerale, este la

suprafaţă. Are reacţie slab alcalină – neutră – slab acidă şi este mai bogată în substanţe

minerale. Raportul C/N este de regulă sub 40.

Turba oligotrofă, se întâlneşte în depresiuni montane (tinoave) cu climate reci şi

umede, unde mlaştinile sunt alimentate mai ales de apele provenite din precipitaţii, în

mediu mai sărac în carbonat de calciu şi substanţe minerale. În aceste condiţii se

instalează o vegetaţie puţin pretenţioasă, formată preponderent din muşchi alb

(Sphagnum), însoţit de specii de Eriophorum, Vaccinum, Ledum, iar ca vegetaţie

102

lemnoasă pinul, molidul ş.a. Are reacţie puternic acidă, este săracă în azot (raportul C/N

cca. 40) şi foarte săracă în substanţe minerale.

Rolul humusului în formarea şi menţinerea fertilităţii solului

• Humusul constituie principalul rezervor de substanţe nutritive pentru plante. Prin

formare de humus în sol sunt reţinute şi acumulate toate substanţele nutritive

necesare plantelor, iar prin mineralizarea acestuia se eliberează în mod continuu

substanţe nutritive uşor accesibile pentru plante. Substanţele humice, fiind mai

rezistente la atacul microorganismelor, decât resturile organice, eliberarea

elementelor nutritive are loc treptat, iar conţinutul de humus nu numai că nu se

micşorează, ci, de obicei, creşte.

Datorită acizilor humici conţinuţi (care alături de argilă sunt principalii coloizi ai

solului) humusul prezintă capacitate mare de reţinere şi schimb cationic. Prin adsorbţie

cationii Ca, Mg, K, ş.a. sunt reţinuţi şi deci feriţi, într-o oarecare măsură, de spălare, iar

prin schimb cu H sau alţi cationi, aceştia sunt trecuţi treptat în soluţie, de unde pot fi

folosiţi de plante.

Fiind un substrat foarte favorabil pentru activitatea şi înmulţirea

microorganismelor în prezenţa humusului se intensifică dinamica biochimică a solului şi,

deci, trecerea elementelor nutritive în forme uşor accesibile plantelor.

• Humusul contribuie la îmbunătăţirea însuşirilor fizice ale solurilor, împreună cu

argila favorizează formarea unei structuri stabile în sol (a biostructurii), micşorează

coeziunea ridicată a solurilor argiloase şi ca atare măreşte permeabilitatea acestor

soluri pentru apă şi aer, dar măreşte coeziunea solurilor nisipoase, micşorându-i

permeabilitatea, deci în final ameliorează regimul aerohidric al acestor soluri.

Datorită acestui fapt, între conţinutul de humus şi unele însuşiri chimice şi fizice

ale solului s-au putut stabili ecuaţii de corelaţie foarte strânse (ca de exemplu

corelaţia între conţinutul de humus şi coeficientul de higroscopicitate, între

conţinutul de humus şi conţinutul de apă la diferite sucţiuni, precum şi între

conţinutul de humus şi capacitatea de schimb cationic, toate pentru soluri din

aceeaşi categorie texturală).

103

• Tipul de humus influenţează şi dinamica materiei minerale a solului, jucând un rol

important în „modelarea” profilului de sol. Ca urmare, tipul (subtipul) de humus

reprezintă nu numai un factor al troficităţii sau fertilităţii solului, ci, în acelaşi

timp, şi un indicator deosebit de preţios al direcţiei de evoluţie a acestuia şi deci şi

a unor eventuale intervenţii (măsuri) ce trebuie luate pentru a preveni sau a corecta

efectele negative.

Astfel, pentru a asigura creşterea şi dezvoltarea normală a arboretelor, precum şi

regenerarea naturală a acestora, în staţiunile cu soluri cu forme imperfecte de humus sau

predispuse la formarea de moder sau humus brut este necesar să se intervină în scopul

activării procesului de mineralizare a materiei organice pentru a evita blocarea

substanţelor nutritive.

În acest sens, se înscriu următoarele acţiuni:

- crearea de arborete amestecate din specii de răşinoase cu foioase (paltin, frasin, fag,

cireş, ş.a.) pentru a se grăbi procesul de descompunere a litierei; în acelaşi scop în

arboretele de cvercinee se introduc carpenul, jugastru şi arbuşti;

- în arboretele de răşinoase cu tendinţă de formare a humusului brut se introduc specii

amelioratoare de sol, cum sunt: aninul alb, scoruşul, pentru favorizarea descompunerii

litierii, iar în unele cazuri se poate apela chiar la îngrăşăminte calcice şi azotate;

- aplicarea de măsuri hidroameliorative în terenuri cu exces de apă, pentru a face

posibilă descompunerea materiei organice (în condiţii normale de aerisire şi

umezire), activându-se micul circuit biologic; în acelaşi context se înscrie şi măsura

de evitare a deschiderii puternice a arboretelor în staţiunile predispuse la înmlăştinare;

- executarea, în arboretele în care predomină răşinoasele, de lucrări de conducere a

arboretelor suficient de puternice, care să favorizeze pătrunderea căldurii la sol,

pentru intensificarea activităţii biologice şi a descompunerii litierei; în arboretele cu

litieră groasă şi forme imperfecte de humus tăierile principale, de regenerare, trebuie

astfel alese şi graduate ca intensitate, încât să favorizeze descompunerea materiei

organice sub acţiunea faunei şi microfaunei solului.

În general, toate măsurile silviculturale ce se întreprind trebuie să aibă în vedere,

ţinând seama de specificul solului şi a climatului, crearea condiţiilor necesare dezvoltării

104

activităţii biologice din sol, pentru activarea micului circuit biologic şi împiedicarea

formării humusului de tip acid.

Capitolul 5. FORMAREA ŞI ALCĂTUIREA PROFILULUI DE SOL

În evoluţia procesului de solificare, sub influenţa factorilor pedogenetici, pe

adâncimea solului iau naştere o serie de strate, cu proprietăţi caracteristice, care poartă

denumirea de orizonturi de sol sau orizonturi pedogenetice. Succesiunea acestor

orizonturi, de la suprafaţă până la roca parentală constituie profilul solului (vezi

subcapitolul 10.4 – caracterele morfologice ale solurilor).

În formarea profilului de sol , acţionează diferite procese fizice, chimice şi bio-

chimice, care transformă roca în sol, ducând la dezvoltarea profilului şi la diferenţierea

orizonturilor cum sunt: Bioacumularea, argilizarea, eluvierea-iluvierea, gleizarea,

salinizarea ş.a.

Procesele de bioacumulare, reprezintă esenţa solificării şi constau în acumularea

la suprafaţa solului de substanţe organice, în deosebi sub formă de humus. Bioacumularea

este un proces general, întâlnit în toate solurile, însă ea variază foarte mult în funcţie de

condiţiile de solificare. Sub aspectul alcătuirii profilelor de sol se deosebesc trei categorii

principale de bioacumulare, caracterizate prin: acumulare de humus, de materie organică

parţial humificată, de înmagazinare masivă de resturi organice.

Cea mai frecventă este bioacumularea în care rezultă materie organică, în general,

bine humificată (humus tip mull sau moder) şi intim amestecată cu partea minerală a

solului. Orizontul ce se formează în aceste cazuri poartă denumirea de orizont A.

Al doilea tip de bioacumulare este cea în care rezultă materie organică slab

transformată sau aflată în diferite grade de humificare (în deosebi humus brut) şi

neamestecată cu partea minerală a solului. Orizontul ce se formează în astfel de cazuri

poartă denumirea de orizont organic (O) este caracteristic unor soluri forestiere formate în

zone foarte umede şi reci.

Alt tip principal de bioacumulare, reprezintă înmagazinarea la suprafaţa solului a

unei cantităţi mari de resturi organice turbificate în condiţii anaerobe. Acest tip de

105

bioacumulare este puţin răspândit, orizontul ce se formează poartă denumirea de orizont

turbos (T).

Procesele de eluviere-iluviere. Sub influenţa acestor procese, care se petrec cu

intensităţi diferite, în funcţie de condiţiile de solificare, se formează strate sărăcite în

componenţi eluviatţi denumite orizonturi eluviale şi strate îmbogăţite în componenţi

iluviaţi, denumite orizonturi iluviale.

Eluvierea –iluvierea începe cu sărurile formate în procesul de solificare. În primul

rând sunt eluviate sărurile solubile (NaCl, KCl, Na2SO4, K2SO4), urmează cele cu

solubilitate mijlocie (CaSO4) şi apoi cele greu solubile (CaCO3). În condiţiile climatice

din ţara noastră, procesul de eluviere duce, de obicei, la spălarea completă a sărurilor uşor

şi mijlociu solubile. Carbonatul de calciu se poate pune în evidenţă la anumite adâncimi

ale solului sau chiar în materialul parental unde formează un orizont carbonato-iluvial,

notat cu Cca.

În afară de săruri, sunt supuse procesului de eluviere-iluviere şi substanţele

coloidale. Migrarea coloizilor este caracteristică zonelor cu climat umed. O mare

importanţă în formarea orizonturilor specifice de eluviere-iluviere o prezintă substanţele

coloidale reprezentate prin argilă, sescvioxizi şi acizi humici. Prin eluvierea argilei din

partea superioară şi iluvierea ei mai în adâncime se formează un orizont specific, denumit

B argic (Bt). Când migrarea argilei este intensă, deasupra orizontului B argic, se formează

un orizont eluvial (notat cu E), sărăcit în coloizi şi îmbogăţit rezidual în particule grosiere

(de obicei cuarţoase).

În zonele montane cu climat foarte umed, cu roci acide şi vegetaţie acidofilă,

silicaţii primari sunt desfăcuţi, prin alterare, până la componentele de bază şi anume silice

şi sescvioxizi de fier şi aluminiu. În asemenea condiţii are loc migrarea sescvioxizilor

din partea superioară şi acumularea lor mai jos într-un orizont specific, feriiluvial notat

cu Bs. Uneori, împreună cu sescvioxizii, migrează şi o parte din acizii humici. Orizontul

astfel format poartă denumirea de orizont B humicospodic (Bhs).

Datorită migrării de sescvioxizi şi humus, deasupra orizontului B spodic sau B

humico-spodic, se separă un orizont sărăcit în coloizii amintiţi, denumit eluvial spodic

(de la grecescul spodos = cenuşă, expresie ce sugerează culoarea deschisă cu aspect de

106

cenuşă, pe care o capătă solul în acest orizont) şi care este notat cu Es. Procesul de

formare asociată a orizonturilor Es şi Bhs poartă denumirea de proces de podzolire.

Procese specifice de alterare (argilizare). Alterarea este un proces general care

participă la formarea tuturor solurilor. Există însă şi situaţii când alterarea duce la

formarea unor orizonturi sau caracteristici specifice.

Un exemplu de alterare specifică îl constituie formarea orizontului B cambic, notat

cu Bv şi întâlnit la cambisoluri. Acest orizont se formează prin alterarea marterialelor

parentale deosebindu-se de acestea prin faptul că şi-a schimbat culoarea şi structura.

Denumirea provine de la latinescul cambiare = a schimba, a modifica, cu sensul de

orizont modificat datorită alterării, iar litera „v” din notarea acestui orizont este prima

literă din expresia nemţească verwiterung, care înseamnă alterare, deci expresie

echivalentă cuvântului cambiare. S-a folosit notarea cu „v” şi nu cu „c” (de la cambiare),

întrucât litera „c” fiind utilizată în notarea orizonturilor C şi Cca, s-ar fi putut crea

confuzii.

Spre deosebire de celelalte orizonturi B de acumulare a coloizilor (Bt sau Bhs),

orizontul Bv nu este un orizont iluvial, ci reprezintă un orizont de alterare a materialului

parental care pe o anumită grosime şi-a schimbat culoarea şi structura.

Aceste procese specifice de alterare pot avea loc în toate zonele climatice (de la

stepă la munte). Deşi cambisolurile se găsesc în aceleaşi zone cu luvisolurile şi

spodisolurile, deci în zone umede şi foarte umede, solificarea nu a dus la formarea unui

orizont B argic sau B spodic, datorită unor condiţii specifice de rocă şi relief. Exemplu în

cazul materialelor parentale cu caracter bazic şi de relief cu drenaj extern bun,

debazificarea este slabă, şi deci nu are loc migrare de argilă, dar datorită alterării evidente

a materialului parental, pe seama acesteia, dedesubtul orizontului bioacumulativ se separă

un orizont Bv.

În afară de aceste procese care sunt mai mult sau mai puţin generale pentru

formarea marii majorităţi a solurilor din ţara noastră, mai există şi o serie de procese care

sunt specifice anumitor tipuri de sol (procese gleice şi stagnogleice, procese de salinizare

şi alcalizare, procese andice, procese vertice, etc.), acestea sunt descrise odată cu

prezentarea tipului de sol respectiv.

107

Capitolul 6. PROPRIETĂŢI CHIMICE ALE SOLULUI 6.1. Soluţia solului

Soluţia solului reprezintă faza lichidă, formată din apa încărcată cu

substanţe minerale şi organice dizolvate sau dispersate coloidal, care scaldă continuu

suprafeţele particulelor fazei solide, fiind astfel mediul principal din care plantele absorb

substanţele nutritive. Datorită compoziţiei sale complexe (în soluţia solului se pot găsi

toate elementele ce intră în alcătuirea plantelor) şi datorită reînnoirii continue a

conţinutului de substanţe nutritive se îndeplineşte funcţia de „mediu nutritiv”, capabil să

asigure nutriţia şi dezvoltarea completă a plantelor.

În mod obişnuit, soluţia solului are o concentraţie redusă în substanţe (nu depăşeşte

câteva grame pe litru), ca atare prezintă caracter de soluţie foarte diluată.

Compoziţia şi concentraţia soluţiei de sol pot să varieze foarte mult, atât de la un

sol la altul, cât şi la acelaşi sol, în funcţie de numeroşi factori şi anume: conţinutul în

humus şi alte substanţe organice; conţinutul, gradul de solubilitate şi natura substanţelor

minerale; activitatea microorganismelor şi a plantelor; complexul coloidal; cantitatea de

apă din sol; măsurile ameliorative aplicate ş.a.

Soluţia de sol constituie sursa directă de aprovizionare a plantelor cu substanţe

nutritive, întrucât diferitele substanţe sunt cedate de faza solidă a solului în soluţie şi

numai prin intermediul acesteia ajung în plante. Solurile a căror soluţie conţine toate

elementele de nutriţie în raporturi echilibrate asigură creşterea şi dezvoltarea optimă a

plantelor. Altfel spus, cu cât soluţia solului este mai bogată în elemente nutritive şi

raportul dintre acestea este în mai bună concordanţă cu cerinţele plantelor, cu atât solul

este mai fertil. Din contră, în cazurile în care soluţia de sol este săracă în substanţe

nutritive, nu conţine toate elementele sau raportul dintre acestea este necorespunzător,

plantele suferă. Uneori, soluţia solului poate fi chiar direct dăunătoare creşterii şi

dezvoltării plantelor, aşa cum se întâmplă în cazul solurilor cu conţinut mare de săruri

solubile, foarte puternic alcaline sau în cazul solurilor puternic acide.

În esenţă, gradul de favorabilitate a soluţiei de sol corespunde stării de fertilitate a

solului, care la rândul ei depinde de proprietăţile fizice, chimice şi biologice ale solului.

108

6.2. Coloizii solului şi principalele lor proprietăţi

Noţiunea de coloid nu se referă la o anumită substanţă chimică, ci la o anumită

stare fizică, care poate fi atinsă, teoretic, de orice substanţă, determinată de un anumit

grad de mărunţire.

Substanţele coloidale, care formează partea activă a solului, au dimensiuni

mai mici de 2 microni (0,002 mm), stare care le conferă o suprafaţă totală de contact

foarte mare şi principalele proprietăţi. După natura lor coloizii solului pot fi: minerali

(argilă, sescvioxizi de fier şi aluminiu şi silice); organici (acizi humici) şi organo-minerali

(argilo-huminele, ferohumaţii şi alumohumaţii, complexe humico-alllofanice, etc.).

Coloizii solului trec în mediul de dispersie, reprezentat prin soluţie solului, sub

formă de particule cu o anumită alcătuire, cunoscute sub denumirea de micele coloidale.

Micela coloidală este alcătuită dintr-un nucleu, înconjurat de diferiţi ioni dispuşi

sub formă de strate: strat intern, determinant de potenţial, urmat de două strate succesive

de ioni compensatori, diferite în ceea ce priveşte densitatea şi mobilitatea ionilor

respectivi: un strat dens (cu ionii puternic legaţi); un strat difuz (cu ionii slab legaţi) sau

strat adsorbit.

Principalii coloizii din sol sunt argilele şi acizii humici, apoi, ca frecvenţă şi

importanţă, urmează hidroxizii de fier şi aluminiu (sescvioxizi) şi silicea coloidală.

Micela coloidală de argilă are nucleul format dintr-un fragment mai mic de 1-2

microni din reţeaua cristalină a mineralului argilos (fig.11), stratul intern determinant de

potenţial, alcătuit din ioni negativi, iar stratul dens şi cel difuz din diverşi cationi (H+,

Ca++, Mg++, K+, Na+).

Micelele acizilor humici (fig.12) au nucleul format din molecule ale acizilor

respectivi, înconjurat cu un strat intern (determinant de potenţial) tot de ioni negativi,

rezultaţi prin disocierea hidrogenului din grupările carboxilice, iar stratul dens şi cel difuz

este alcătuit din ioni de hidrogen.

Silicea coloidală are nucleul alcătuit din agregate de SiO2, care în contact cu apa

dispersează, formând acid silicic H2SiO3. La rândul lui acesta disociază în SiO32- şi H+,

ioni determinanţi de potenţial. Silicea coloidală este şi ea încărcată electric negativ.

109

Fig. 11. Micela coloidală de argilă Fig. 12. Micela coloidală de acid humic

Hidroxizii de fier şi de aluminiu au micele coloidale alcătuite dintr-un nucleu de

molecule de Fe(OH)3 sau Al(OH)3, stratul intern alcătuit din ioni electropozitivi de FeO+

sau AlO+, iar stratul dens şi cel difuz din ioni negativi (Cl-, PO4-).

Hidroxizii de fier şi aluminiu sunt substanţe cu caracter amfoter, adică în soluţii

acide se comportă ca baze foarte slabe, formând ioni electropozitivi, iar în soluţii alcaline

ca acizi slabi, formând ioni electronegativi.

În sol coloizii nu se găsesc separaţi unii de alţii, ci asociaţi (uniţi), alcătuind ceea

ce se cunoaşte sub denumirea de complexe coloidale. Aşa, de exemplu, în soluţii acide

hidroxizii de fier şi de aluminiu, care se comportă ca substanţe coloidale

electropozitive, se asociază, prin reacţii de neutralizare, cu coloizii electronegativi

(îndeosebi cu silicea), formând complexele respective (silico-ferice sau silico-aluminice

hidratate), care treptat, pe măsura cristalizării, formează argilă, până la pH de cca. 4,7

pentru hidroxid de aluminiu şi la pH de cca.5 pentru hidroxidul de fier. La acidităţi mai

mari, formarea argilei nu poate avea loc în mod activ, deoarece hidroxizii de fier şi

aluminiu suferă disociaţii (liberări de ioni OH) prea puternice; în plus prezenţa din

abundenţă a acizilor humici la această aciditate mare împiedică formarea şi precipitarea

complexelor silicatate. Aceste relaţii sunt valabile în cazul soluţiilor care nu conţin cationi

coagulatori (baze). În soluţii cu reacţii alcaline, la pH-uri mai mari de 7-8, hidroxizii fiind

electronegativi, ca şi silicea, nu pot lega şi precipita izoelectric silicea. În prezenţa

cationilor (îndeosebi de Ca) are loc formarea de complexe silicatate cu raportul

silice/sescvioxizi (SiO2/R2O3) ridicat (se formează minerale argiloase de tip

110

montmorillonit); în prezenţa unei cantităţi mai reduse de silice (supusă migraţiei), ca şi a

cationilor coagulatori, se formează complexe silicatate de tipul caolinitului (cu raportul

SiO2/Al2O3 mai coborât) sau chiar numai acumulare de sescvioxizi.

Unirea coloizilor din sol este posibilă chiar şi în cazul în care aceştia au sarcină

electrică de acelaşi semn. De exemplu, argila şi humusul, principalii coloizii ai solului

deşi sunt coloizi electronegativi, se

găsesc totuşi în sol sub formă de

complexe denumite argilo-humice.

Asocierea particulelor coloidale de argilă

şi humus se presupune că are loc prin

intermediul cationilor adsorbiţi (fig. 13).

Fig. 13. Asocierea particulelor coloidale de argilă şi de humus prin intermediul cationilor adsorbiţi şi dipoli de apă

6.3. Capacitatea de adsorbţie cationică

Complexele coloidale, alcătuite din principalii coloizi din sol (argila şi humusul),

având sarcini electrice negative, au capacitatea de adsorbţie cationică. Întrucât aceşti

cationi pot fi schimbaţi cu alţii din soluţia solului, această capacitate se mai numeşte şi

capacitate de schimb cationic. În general, la suprafaţa complexului coloidal al solului sunt

reţinuţi cationi de Ca, Mg, K, Na, H, Al, Fe, Zn, Cu etc. Dacă fenomenul se referă numai

la primii patru - Ca, Mg, K, Na – consideraţi drept cationi bazici, el este denumit schimb

de baze. În fenomenele de schimb, alături de cationii adsorbiţi la suprafaţa particulelor,

participă şi cationii aflaţi între foiţele elementare ale mineralelor argiloase, precum şi

cationii rezultaţi în urma proceselor de alterare.

Adsorbţia şi schimbul de cationi sunt însuşiri fundamentale ale complexului

coloidal, datorită cărora solul are capacitatea de a reţine şi ceda treptat plantelor

substanţele nutritive bazice. De aceea, pe drept cuvânt, se spune că complexul coloidal

(adsorbtiv) al solului este purtător de fertilitate.

112

Procesele de adsorbţie şi schimb cationic se petrec după anumite legi dintre care cele

mai importante se menţionează mai jos.

Legea echivalenţei – schimbul cationic are loc în proporţii echivalente; cantitatea de

cationi deplasată din sol este echivalentă cu cantitatea de cationi ce trece din soluţie în

complexul adsorbtiv.

Legea reversibilităţii – fenomenul de schimb cationic este reversibil (cationii

adsorbiţi de către sol sunt schimbaţi cu alţi cationi din soluţie; odată adsorbiţi, aceştia pot fi

schimbaţi la rândul lor de către alţi cationi). Schimbul cationic fiind reversibil, în mod

natural, în sol, are loc o trecere continuă a cationilor în soluţia solului şi a celor din soluţie

în stare adsorbită. Unii dintre cationii angrenaţi în aceste fenomene de schimb au un rol

însemnat în nutriţia plantelor (K, Ca, Mg); prin deplasarea lor în soluţie ei pot fi folosiţi de

către plante, iar prin trecerea din soluţie în stare adsorbită ei pot fi feriţi într-o oarecare

măsură de spălare în adâncime.

Legea echilibrului – schimbul cationic, ca orice reacţie reversibilă, are loc până la

stabilirea unui echilibru care se atinge relativ repede. În condiţii naturale are loc o stricare şi

o restabilire permanentă a echilibrului dintre cationii adsorbiţi şi cei din soluţie. Stricarea

echilibrului cationic este determinată de modificarea compoziţiei şi concentraţiei soluţiei de

sol, datorită în principal următorilor factori:

- ploile, care diluează soluţia solului şi aduc ioni de H+ rezultaţi din disocierea acidului

carbonic, format prin dizolvarea în apă a bioxidului de carbon din aer;

- alterarea mineralelor şi descompunerea substanţelor organice, procese prin care se

eliberează şi diferiţi cationi;

- absorbţia de către plante din soluţia solului a cationilor de K, Ca, Mg, etc.;

- aportul de cationi, prin încorporarea îngrăşămintelor şi amendamentelor.

Echilibrul se restabileşte repede, datorită complexului coloidal, care adsoarbe sau eliberează

cationi. Prin urmare, în sol, între complexul coloidal şi soluţia de sol, există un echilibru dinamic,

care se deplasează continuu, în funcţie de condiţiile existente la un moment dat.

Legea energiei de adsorbţie – energia de adsorbţie, precum şi energia de deplasare a

cationilor din stare adsorbită în soluţie este diferită, variind în funcţie de valenţa şi gradul de

hidratare al cationilor respectivi.

Astfel, cationii bivalenţi, datorită sarcinii pozitive mai mari, sunt atraşi şi reţinuţi la

suprafaţa particulelor coloidale, mai puternic decât cationii monovalenţi, care au sarcină

electrică mai mică . Excepţie de la această regulă face cationul de H+ care, deşi este

113

monovalent, este cel mai puternic adsorbit din soluţie, dar şi cel mai greu de trecut din

complex în soluţie. Explicaţia constă în faptul că ionul de H+ participă în relaţiile de schimb

sub formă de hidroniu H3O+ (hidratat numai cu o moleculă de apă), adică este cel mai slab

hidratat.

Principalii cationi angrenaţi în sol în fenomene de schimb se orânduiesc în sensul

creşterii energiei de adsorbţie din soluţie şi de reţinere în stare adsorbită în următoarea

succesiune:

Na+, K+, Mg++, Ca++, Al+++, H+.

În ceea ce priveşte dependenţa energiei de adsorbţie a cationilor de gradul lor de

hidratare este de subliniat faptul că pelicula de apă de hidratare cu care este înconjurat

cationul joacă rol de izolator parţial al câmpului electrostatic al cationului. Prin urmare, cu

cât gradul de hidratare al cationilor va fi mai mare, cu atât energia de adsorbţie din soluţie şi

de reţinere în stare adsorbită va fi mai mică.

Asupra energiei de adsorbţie a cationilor din soluţie o mare influenţă exercită şi

concentraţia lor în soluţia solului. De exemplu, dacă în soluţia de sol concentraţia în cationi

de Na va întrece de mai multe ori pe acea a cationilor de Ca, cu toate că energia de adsorbţie

a calciului este mai mare decât a natriului, solul va adsorbi cu precădere cationii

monovalenţi de Na (cazul solurilor halomorfe).

6.4. Indicii ce caracterizează capacitatea de schimb cationic

Întrucât adsorbţia cationilor este una dintre cele mai importante proprietăţi ale solului

pentru caracterizarea solului, din acest punct de vedere, se folosesc următorii indici:

capacitatea de schimb pentru baze, capacitatea de schimb pentru hidrogen, capacitatea

totală de schimb cationic şi gradul de saturaţie cu baze.

Capacitatea de schimb pentru baze (SB). În complexul coloidal al solului se pot

găsi adsorbiţi numai cationi bazici sau, aşa cum se întâmplă de cele mai multe ori, cationi

bazici şi cationi de hidrogen.

Suma cationilor bazici (Ca + Mg + K + Na) adsorbiţi în complex poartă denumirea

de capacitate de schimb pentru baze sau sumă a bazelor de schimb, se notează cu SB şi se

exprimă în miliechivalenţi (m.e.) la 100g sol uscat.

La unele soluri, chiar la suprafaţă, în complexul coloidal se găsesc adsorbiţi numai

cationi bazici (exemplu în zona de stepă) unde, datorită levigării slabe, sărurile greu solubile

(de calciu şi magneziu) nu au fost spălate. În asemenea condiţii complexul coloidal este

114

saturat numai cu cationi bazici, proporţia dintre aceştia fiind aproximativ următoarea: 80%

Ca, 15% Mg, 2,5% K şi 2,5% Na.

Solurile pot fi saturate numai cu cationi bazici şi în regiunile mai umede, în cazul în

care ele s-au format pe roci bogate în minerale bazice (calcare, marne). Datorită bogăţiei

unor roci în cationi bazici aceştia nu ajung să fie spălaţi complet, astfel încât solul rămâne

saturat numai cu cationi bazici.

Saturate numai cu cationi bazici (Na) sunt şi solurile halomorfe (solonceacurile şi

soloneţurile), datorită prezenţei unei mari cantităţi de săruri de sodiu, însă, din păcate,

aceştia sunt toxici pentru plante.

În ţara noastră, în cele mai multe cazuri, solurile sunt saturate parţial cu cationi bazici

şi parţial cu hidrogen. În general, cu cât levigarea este mai accentuată şi roca de formare mai

săracă în elemente bazice, cu atât proporţia de cationi bazici este mai mică.

Capacitatea de schimb pentru baze la principalele tipuri de sol din ţara noastră

variază în limite largi (1-50 m.e.). Cele mai mari valori se întâlnesc în solurile bogate în

humus şi argilă, nelevigate, iar cele mai mici în solurile foarte puternic levigate, chiar dacă

nu sunt sărace în humus şi argilă.

Capacitatea de schimb pentru hidrogen (SH). Aşa după cum s-a mai arătat, la

majoritatea solurilor se găsesc adsorbiţi, atât cationi bazici, cât şi cationi de H+.

Acest indice exprimă suma hidrogenilor adsorbiţi în complexul coloidal al solului, se

notează cu SH şi se exprimă, ca şi în cazul bazelor, în m.e. la 100g sol uscat.

Proporţia de hidrogen adsorbit în complex, faţă de cea a cationilor bazici, este cu atât

mai mare, cu cât levigarea şi debazificarea solurilor este mai intensă, ajungându-se ca în

situaţii extreme ionii de H+ să predomine categoric.

Capacitatea totală de schimb cationic (T). Reprezintă totalitatea cationilor

adsorbiţi în complex (SB+SH); se notează cu T şi variază la principalele soluri din ţara

noastră între 5 şi 100 m.e.

Gradul de saturaţie în baze (V%). Reprezintă procentul în care complexul

adsorbtiv al solului este saturat în cationi bazici (Ca + Mg + K + Na). Se notează cu V şi se

calculează cu ajutorul relaţiei:

V% = [SB/(SB+SH)]·100

La solurile care nu au H+ adsorbit în complex, T=SB, deci V=100%. La solurile care

au H+ adsorbit, V are valori sub 100, cu atât mai mici cu cât SH este mai mare şi deci SB

mai mic.

115

În funcţie de valorile gradului de saturaţie în baze (V%) solurile se grupează în

următoarele categorii de troficitate minerală:

- extrem oligobazice, cu V% mai mic de 10;

- oligobazice, cu V% cuprins între 10 şi 30;

- oligomezobazice, cu V% cuprins între 30 şi 55;

- mezobazice, cu V% cuprins între 55 şi 75;

- eubazice, cu V% cuprins între 75 şi 100.

6.5. Capacitatea de adsorbţie anionică (Chemosorbţia)

Solurile au posibilitatea de a adsorbi (reţine) nu numai cationi, ci şi anioni. Acest

fenomen are loc, fie prin adsorbţia anionilor la suprafaţa unor particule coloidale

electropozitive (hidroxizi de Fe sau Al) sau chiar electronegative, fie prin intermediul

cationilor de schimb, fie prin trecerea anionilor în componenţa unor substanţe greu solubile.

Dintre anionii din sol, mai puternic adsorbiţi, sunt anionii acidului fosforic, silicic şi ai unor

acizi organici, în timp ce anionii acidului azotic şi azotos sunt reţinuţi slab.

Anionii fosforici, având sarcini negative, sunt adsorbiţi de către coloizii pozitivi, cum

sunt hidroxizi de Fe şi Al. Ei pot fi adsorbiţi şi de către argilă şi humus (coloizi negativi),

prin intermediu cationilor care joacă rolul de „punţi” între particulele coloidale de anioni.

Gradul de solubilizare a ionilor fosforici în sol este determinat, în primul rând, nu atât de

gradul lor de adsorbţie la suprafaţa particulelor coloidale, ci mai ales de natura compuşilor

în alcătuirea cărora pot intra. Foarte răspândiţi în sol sunt fosfaţii de calciu (monocalcici,

care sunt solubili şi cei tricalcici, care sunt greu solubili). Greu solubili sunt şi fosfaţii de

fier şi de aluminiu.

6.6. Reacţia solului

Reacţia solului este determinată de raportul dintre concentraţia ionilor de H+ şi cei de

OH- (disociaţi) din soluţia solului. Atunci când în soluţia de sol domină ionii de H+ reacţia

este acidă; când domină ionii de OH- reacţia este alcalină, iar dacă aceştia se găsesc în

echilibru (H+=OH-) reacţia este neutră.

Reacţia soluţiei unui sol se apreciază în comparaţie cu reacţia apei distilate (curate),

care este neutră, întrucât conţine un număr egal de ioni de H+ şi ioni de OH-, disociaţi,

respectiv o cantitate de 10.000.000 litri de apă distilată conţine 1gram-ioni de H+ şi 1 gram-

116

ioni de OH-. Deci, cantitatea de ioni de H+ şi OH- la litrul de apă distilată se poate exprima,

în grame, astfel:

1/10.000.000 = 1/107 = 10-7

În acest caz se spune că reacţia soluţiei (apei) are pH=7 (ceea ce reprezintă logaritmul

cu semn schimbat al concentraţiei ionilor de hidrogen).

O soluţie acidă, fiind mai bogată în ioni de H+ decât una neutră, conţine la litru un

număr mai mare de ioni-gram H+, adică 10-6, 10-5, 10-4 (deci pH=6, pH=5, pH=4). Valoarea

pH-ului este cu atât mai mică, cu cât bogăţia în ioni de H+ este mai mare, adică aciditatea

de schimb mai intensă. O soluţie alcalină, fiind mai săracă în ioni de H+ şi mai bogată în

ioni de OH- decât cea neutră, conţine la litru un număr mai mic de ioni-gram de H+, adică

10-8, 10-9 (deci reacţia va avea pH=8, pH=9). Valoarea pH-ului este cu atât mai mare cu cât

alcalinitatea soluţiei este mai puternică.

Principalele forme de aciditate. După locul unde se găsesc ionii de H+ în sol (în

soluţie sau reţinuţi în complexul adsorbtiv) se pot distinge două feluri de aciditate şi anume:

aciditate actuală sau disociată şi aciditate potenţială sau adsorbită, ambele formând

aciditatea totală a solului.

Aciditatea actuală sau activă este cauzată de ionii de H+ disociaţi în soluţia solului şi

se exprimă în unităţi „pH”, aşa după cum s-a arătat. Această formă de aciditate reprezintă

doar o mică parte (sub 1%) din aciditatea totală a solului, restul revenind acidităţii

potenţiale.

În raport cu valorile pH, aciditatea actuală (reacţia solurilor) se exprimă astfel:

- foarte puternic acidă pH sub 4,0 - puternic acidă pH 4,0-5,0 - moderat acidă pH 5,1-6,0 - slab acidă pH 6,1-6,8 - neutră pH 6,8-7,2 - slab alcalină pH 7,2-7,8 - moderat alcalină pH 7,9-8,3 - puternic alcalină pH 8,4-9,0 - foarte puternic alcalină pH peste 9,0

Aciditatea potenţială este creată de ionii de H+ şi de Al3+ adsorbiţi de sol. Este

alcătuită din aciditatea de schimb (aciditatea efectivă) şi aciditatea hidrolitică. Se determină

prin titrare şi se exprimă în m.e. la 100 g/sol.

117

Cantitatea de ioni de H+ care disociază în soluţie şi care determină aciditatea actuală

a solului se află în echilibru cu aciditatea potenţială adsorbită la suprafaţa particulelor de

sol.

Rolul reacţiei solului. Reacţia exprimă starea generală a solului sub raport fizico-

chimic şi are caracter indicator al acestei stări. Are atât caracter de determinant ecologic cât

şi ca factor ecologic propriu-zis.

Ca determinant ecologic, reacţia solului influenţează debazificarea şi levigarea

coloizilor minerali şi organici, descompunerea resturilor organice şi humificarea. De

asemenea, influenţează biocenoza internă a solului prin aceea că bacteriile se dezvoltă în

condiţii favorabile la un pH cuprins între 6 şi 8, iar ciupercile între 4 şi 5.

Ca factor ecologic, reacţia solului acţionează direct asupra plantelor prin caracterul

de toxicitate al unor acizi şi al unor săruri, precum şi prin efectele ei în accesibilitatea

elementelor nutritive.

În decursul evoluţiei lor diferitele specii de plante s-au adaptat la anumite condiţii de

mediu şi prin urmare şi la anumite condiţii de reacţie a solului (tabelul 4)

Tabelul 4 Domenii de pH optime pentru unele specii forestiere (Wilde, 1958)

Specia Intervalul optim de pH Molid 4,5 – 6,5

Pin 4,7 – 6,0 Mesteacăn 4,7 – 6,5

Ulm 5,0 – 6,8 Stejar 5,2 – 7,0 Plop 5,5 – 7,0

Reacţia prea acidă a solurilor influenţează negativ şi aprovizionarea plantelor cu

elemente nutritive.

Pentru ameliorarea fertilităţii solului este necesar să se aducă pH-ul solurilor puternic

acide la valori la care se pot îndepărta inconvenientele amintite, prin aplicare de

amendamente calcice. Cantitatea de amendamente trebuie să fie calculată în aşa fel încât

pH-ul solului să fie adus la valori la care cultura unei anumite specii de plante să se facă în

condiţii optime. Astfel, în solurile din pepinierele silvice, în care se produc puieţi de molid,

pH-ul nu trebuie să se ridice la valori mai mari de 6,5. În solul pepinierelor cu specii de

foioase, pH-ul poate fi ridicat prin amendare până la valori de 7.

Influenţe la fel de nefavorabile, mai ales pentru speciile forestiere, exercită şi reacţia

puternic alcalină. Solurile care conţin carbonat de sodiu sau au în mare parte complexul

118

adsorbtiv saturat cu ioni de sodiu sunt inapte pentru pădure, întrucât soluţia solului capătă o

presiune osmotică ridicată, mult mai mare decât puterea de absorbţie a rădăcinilor, făcând

posibilă apariţia aşa-numitului fenomen de secetă fiziologică. Solurile cu reacţie puternic

alcalină au proprietăţi fizice nefavorabile (sunt lipsite de structură şi sunt practic

impermeabile). De asemenea, reacţia puternic alcalină determină blocarea unor

microelemente (Cu, Zn, Mn, B) şi deci carenţe în aprovizionarea plantelor.

Corectarea reacţiei puternic alcaline este mult mai complicată. Ea presupune, de cele

mai multe ori, atât încorporarea de amendamente cu gips sau fosfogips, cât şi efectuarea de

irigaţii şi drenaje pentru spălarea excesului de săruri.

Cunoaşterea reacţiei şi a fenomenelor legate de ea este necesară, atât pentru folosirea

raţională a solurilor, cât şi pentru stabilirea metodelor de îmbunătăţire a lor, în scopul

ridicării capacităţii de producţie.

6.7. Capacitatea de tamponare a solului

În fiziologia plantelor, pe lângă concentraţia ionilor de hidrogen în soluţia solului,

este importantă şi menţinerea fără variaţii însemnate a acestei concentraţii. Solul este un

mediu tampon, el se opune schimbării bruşte a pH-ului. Această capacitate de tamponare a

solului se datoreşte unor complexe de substanţe cu caracter amfoter, capabile să reacţioneze

ca un acid, când mediul tinde să devină alcalin şi ca o bază, când mediul tinde să devină

acid.

Cel mai important rol de tamponare în sol îl are complexul coloidal (complexul

argilohumic), care este alcătuit, de obicei, din acizi slabi şi sărurile lor cu baze tari.

Capacitatea de tamponare şi pentru acizi şi pentru baze au solurile a căror complex

este saturat în parte cu cationi bazici şi în parte cu cationi de H+. Dacă solul prezintă

complexul saturat în întregime cu cationi bazici are capacitate de tamponare numai pentru

acizi. Din contră, dacă solul are complexul saturat în cea mai mare parte cu cationi de H+ el

prezintă capacitate de tamponare numai pentru baze.

Capacitatea de tamponare constituie regulatorul reacţiei solului. Faptul că, la unul şi

acelaşi sol, datorită capacităţii de tamponare, pH-ul nu se poate modifica prea mult şi în

intervale scurte de timp, aceasta prezintă o importanţă deosebită în legătură cu activitatea

microorganismelor şi creşterea plantelor, deoarece, deşi plantele se pot cu timpul adapta la

anumite reacţii, ele nu suportă totuşi variaţiile mari şi bruşte de pH.

Cunoaşterea capacităţii de tamponare a solului serveşte în tehnica de folosire a

amendamentelor şi îngrăşămintelor.

119

Astfel, pentru corectarea reacţiei acide, ţinând seama de capacitatea de tamponare a

solurilor respective, se foloseşte ca amendament carbonatul de calciu, în timp ce pentru

corectarea reacţiei alcaline se recomandă sulfatul de calciu. Folosirea inversă a acestor

amendamente duce chiar la înrăutăţirea condiţiilor de reacţie a solurilor respective. Aşa de

exemplu, dacă pe solurile acide s-ar folosi sulfat de calciu, prin schimbul Ca-H, s-ar forma

acid sulfuric şi reacţia ar deveni şi mai acidă. Din contră, dacă pe soluri alcaline, care conţin

Na adsorbit, s-ar aplica carbonat de calciu, prin schimbul Ca-Na, s-ar forma carbonat de

sodiu, care ar înrăutăţi şi mai mult starea solurilor respective.

Cunoaşterea capacităţii de tamponare serveşte şi în tehnica de încorporare a

îngrăşămintelor chimice. Astfel pe solurile care nu au capacitate de tamponare pentru acizi,

nu se recomandă încorporarea îngrăşămintelor cu reacţie acidă, după cum pe solurile lipsite

de capacitate de tamponare pentru baze trebuie evitată folosirea îngrăşămintelor cu reacţie

alcalină. În ceea ce priveşte dozele de îngrăşăminte, pe solurile cu capacitate de tamponare

redusă (solurile nisipoase) se recomandă aplicarea de doze mici şi la intervale scurte, în

timp ce pe solurile cu capacitate mare de tamponare (solurile bogate în argilă şi humus) se

pot administra doze mari şi la intervale de timp lungi.

Capitolul 7. PROPRIETĂŢILE FIZICE ŞI FIZICO-MECANICE ALE

SOLULUI

7.1. Textura solului

Solul, ca sistem natural, se caracterizează prin compoziţie specifică trifazică (solidă,

lichidă şi gazoasă), în care faza solidă (minerală şi organică) reprezintă cca. 50% din

volumul solului, iar cea lichidă şi gazoasă, restul de cca. 50%.

Componenta minerală a fazei solide a solului este constituită din diverse particule

coloidale, particule de praf, grăunţi de nisip şi eventual fragmente grosiere de rocă,

alcătuind un sistem polidispers heterogen. Întrucât dimensiunile fragmentelor minerale din

sol variază în limite foarte largi şi au proprietăţi bine definite şi diferite s-a simţit necesitatea

diferenţierii lor în categorii de particule denumite fracţiuni granulometrice, când acestea

prezintă diametre sub 2 mm şi scheletul solului, alcătuit din fragmente de rocă dură cu

dimensiuni între 2 şi 20 mm.

Principalele fracţiuni granulometrice care alcătuiesc pământul fin sunt:

- nisipul grosier, cu diametrul de 2 - 0,2 mm;

- nisipul fin, cu diametrul de 0,2 – 0,02 mm;

120

- praful (pulberile), cu diametrul de 0,02 – 0,002 mm;

- argila, cu diametrul sub 0,002 mm.

La baza acestei clasificări, făcută de Atterberg, au stat criterii judicios alese. A fost fixată

limita de 2 mm pentru a separa nisipul de prundiş, întrucât în masa de particule cu dimensiuni mai

mari nu are loc ascensiunea capilară a apei freatice. Limita de 0,02 mm dintre nisip şi praf este

justificată prin accea că sub această mărime particulele nu mai sunt vizibile cu ochiul liber. Limita

între praf şi argilă de 0,002 mm este justificată de faptul că sub această limită se află cuprinse, în

general, mineralele argiloase (particulele coloidale).

Fracţiunea nisip este alcătuită, de obicei, din particule de cuarţ, rezistente la alterare,

împreună cu particule ale altor minerale în curs de alterare (feldspat, mică, dolomit).

Datorită gradului redus de mărunţire, nisipul se prezintă sub aspectul proprietăţilor fizice şi

chimice, ca un material inactiv sau puţin activ, nu prezintă coeziune, plasticitate, aderenţă,

nu reţine apa şi substanţe nutritive. Dispersat în apă dă naştere la suspensii, care se

limpezesc repede.

Fracţiunea praf este alcătuită din particule minerale care în urma proceselor de

dezagregare şi alterare au ajuns să aibă diametre cuprinse între 0,02 – 0,002 mm. Fiind

situată între nisip şi argilă prezintă proprietăţi intermediare.

Fracţiunea argilă este alcătuită din particule de minerale argiloase, cărora li se pot

alătura (asocia) şi particule de silice şi sescvioxizi. Complexitatea chimico-mineralogică,

precum şi gradul de dispersie, fac ca această categorie de particule să fie foarte activă din

punct de vedere fizico-chimic. Argila prezintă coeziune, plasticitate, aderenţă, reţine

puternic apa, conţine şi eliberează elemente de nutriţie. Dispersată în apă dă naştere la

soluţii coloidale.

Clasele de textură. În general, solurile sunt alcătuite din toate cele trei fracţiuni

granulometrice (nisip, praf, argilă), în proporţii variabile, în funcţie de natura materialelor

parentale şi procesele pedogenetice. Raporturile cantitative, exprimate în procente, dintre

cele trei fracţiuni alcătuiesc textura solului sau compoziţia granulometrică.

În funcţie de raportul în care se găsesc fracţiunile particulelor minerale în soluri,

diverşi autori au elaborat mai multe sisteme de clasificare, folosind o singură fracţiune

(argila), două fracţiuni (argila şi praful) sau trei fracţiuni (argilă, praf şi nisip).

În ţara noastră, pentru definirea texturii se folosesc în mod curent toate trei fracţiunile

granulometrice (tabelul 5):

121

Tabelul 5

Clasele texturale de sol utilizate în România Conţinut (%) de:

Argilă Praf Nisip Denumire sub 0,002 mm 0,002-0,02 mm 0,2-2 mm

Nisip sub 6 sub 32 peste 62 Texturi grosiere Nisip lutos 6 -12 sub 33 56 – 94 Lut nisipos 13 - 20 sub 33 48 –87

Texturii mijlocii Lut 21 - 32 sub 79 sub 79

Lut argilos 33 - 45 sub 68 sub 68 Texturi fine

Argilă peste 45 sub 55 sub 55

Fig. 14. Diagrama folosită pentru determinarea texturii

Stabilirea texturii solului, după conţinutul procentual de nisip, praf şi argilă, se poate

face şi cu ajutorul diagramei triunghiulare (fig. 14). Diagrama constă dintr-un triunghi

echilateral, compartimentat în funcţie de conţinutul procentual de argilă, praf şi nisip, trecut

fiecare pe o latură.

Pentru stabilirea clasei texturale a unui sol pe cele trei laturi ale triunghiului se

fixează procentele de argilă, praf şi nisip, obţinute prin analiza granulometrică. Din aceste

122

puncte se duc paralele la baza zero a fracţiunii respective, iar locul de întâlnire a celor trei

paralele reprezintă clasa texturală în care se încadrează solul respectiv.

Unele soluri, mai ales cele din regiuni accidentate (de dealuri şi munţi), dezvoltate pe

roci dure, conţin şi fragmente de minerale şi roci cu diametre mai mari decât particulele de

nisip (peste 2 mm), fragmente cunoscute sub denumirea de scheletul solului (tabelul 6).

Tabelul 6

Clasificarea solurilor după conţinutul de schelet Schelet (%) din

volum

Specificare

sub 6 sol fără schelet 6 – 25 sol slab scheletic 26 – 50 sol moderat scheletic 51 – 75 sol puternic scheletic 76 – 90 sol excesiv scheletic peste 90 roci compacte sau pietrişuri

Materialul scheletic şi adâncimea la care se gaseşte roca dură ajută la calcularea

volumului edafic util (volumul de sol ce poate fi folosit efectiv de vegetaţie.

Textura pe profilul solurilor. Textura solului poate fi uniformă pe tot profilul sau

poate diferi sensibil de la un orizont la altul. Solurile forestiere evoluate prezintă, în

general, diferenţiere texturală pe profil. De aceea, caracterizarea solurilor sub raportul

alcătuirii granulometrice trebuie să exprime aceste deosebiri, dându-se textura pentru toate

orizonturile.

Exprimarea cantitativă a deosebirilor de alcătuire granulometrică între orizonturi se

face în funcţie de repartiţia pe profil a fracţiunii argiloase, fracţiune care în unele tipuri de

sol suferă procese de migrare prin eluviere-iluviere. În acest scop se calculează indicele de

diferenţiere texturală (Idt), ca raport între proporţia de argilă din orizontul B (Bt) şi cea din

A sau E.

Idt = % argilă în B(Bt) / % argilă în A (E)

În raport cu mărimea indicelui de diferenţiere texturală, solurile se pot grupa astfel:

- soluri nediferenţiate textural Idt = 1

- soluri slab diferenţiate textural Idt = 1,1 – 1,2

- soluri moderat diferenţiate textural Idt = 1,2 – 1,4

123

- soluri puternic diferenţiate textural Idt = 1,4 – 2,0

- soluri foarte puternic diferenţiate textural Idt = peste 2,0

Relaţiile textură – alţi factori şi determinanţi ecologici edafici. Proporţia celor trei

fracţiuni granulometrice, nisip, praf şi argilă, care participă la alcătuirea fizică a solului,

determină influenţe importante, atât asupra mărimii regimurilor factorilor ecologici, cât şi

asupra caracterelor altor determinanţi ecologici edafici. Practic, nu există factor sau

determinant din sol care să nu fie afectat sau condiţionat de alcătuirea granulometrică.

Textura grosieră, înseamnă permeabilitate mare pentru apă şi aer, capacitate mică de

reţinere a apei, afânare excesivă, capacitate mare de încălzire, conţinut mic de substanţe

nutritive, complex coloidal slab dezvoltat, fertilitate scăzută.

Textură fină, înseamnă permeabilitate mică pentru apă şi aer, capacitate mare de

reţinere a apei, afânare redusă, capacitate mică de încălzire, conţinut ridicat de substanţe

nutritive, complex coloidal foarte bine reprezentat şi în general potenţial de fertilitate

ridicat, dar care adesea nu poate fi valorificat de către plante, din cauza deficienţelor în ce

priveşte regimul aerohidric.

Cea mai bună situaţie o prezintă textura mijlocie, când solurile conţin în proporţii

aproximativ egale toate trei fracţiunile granulometrice. Influenţele negative ale unei

fracţiuni sunt ameliorate prin influenţele pozitive ale celeilalte fracţiuni.

7.2. Structura solului

Particulele de argilă, praf şi nisip, care alcătuiesc partea minerală a solului, se

grupează în anumite condiţii în agregate (elemente structurale) de diferite forme şi mărimi

caracteristice şi alcătuiesc ceea ce se numeşte structura solului. Prin urmare, în timp ce

textura se defineşte prin mărimea şi proporţia particulelor minerale ce intră în alcătuirea

solului, structura se referă la gruparea acestora în agregate.

Analizat cu atenţie se poate constata că un agregat structural este alcătuit din

particule elementare grosiere (nisip şi praf), legate (cimentate) cu compuşii coloidali ai

solului şi anume argila şi humusul. Argila, în absenţa humusului, duce în general la

formarea unor agregate mari, cu muchii ascuţite, cu stabilitate mecanică mare şi stabilitate

hidrică mică (orizontul B). Humusul, deşi are o capacitate mai mare de structurare, în lipsa

argilei determină formarea de agregate mai mici, rotunjite, cu stabilitate mecanică mai mică

şi cu stabilitate hidrică mare. O structurare bună a solurilor în orizontul superior (parte ce

practic interesează mai mult) are loc în prezenţa unui conţinut moderat de argilă şi a unui

124

conţinut ridicat de humus şi de calitate (tip mull). De asemenea, un rol important în

formarea agregatelor structurale îl au şi coloizii de fier şi aluminiu, prezenţa calciului,

precum şi rădăcinile plantelor, fauna şi microorganismele din sol.

Pentru aprecierea stării structurale a solului se au în vedere forma şi aşezarea naturală

a unităţilor structurale, mărimea elementelor structurale, gradul de dezvoltare a structurii şi

stabilitatea hidrică a unităţilor structurale.

Principalele tipuri de structură. După forma pe care o prezintă agregatele din masa

solului se disting mai multe tipuri de structură: glomerulară, granulară, poliedrică,

prismatică, columnară şi lamelară (fig. 15).

Fig. 15. Schema tipurilor de structură (după Baden şi colab.)

Structura glomerulară, reprezintă starea de structurare optimă a orizonturilor

humifere cu mull. Particulele de sol sunt dispuse în agregate aproximativ sferice, poroase,

de cca. 2-5 mm în diametru, având feţele curbe, aşezare afânată; contactul cu glomerulele

vecine se face prin mici zone sau puncte (fig.16). În general, structura glomerulară se

întâlneşte în partea superioară a solurilor bogate în humus (cernisoluri).

125

Fig. 16. Prezentarea unei glomerule

Structura grăunţoasă sau granulară, se deosebeşte de cea glomerulară prin aşezarea

net mai îndesată a particulelor, manifestată prin lipsa relativă a porilor vizibili cu ochiul

liber. Elementele structurale ating frecvent dimensiuni mai mari decât glomerulele (5-10

mm diametru). Este un tip de structură foarte răspândit în orizontul superior al luvisolurilor.

Structura poliedrică, se caracterizează prin elemente structurale aproape egal

dezvoltate în direcţia celor trei axe rectangulare. În cazul structurii poliedrice angulare

fragmentele (agregatele) sunt colţuroase, poliedrii ocupă, aproape perfect, lăcaşurile formate

de feţele poliedrilor învecinate, iar în cazul structurii poliedrice subangulare elementele

structurale au muchii teşite şi suprafeţe neregulate. Este caracteristic orizontului Bv a

cambisolurilor.

Structura prismatică se caracterizează prin agregate cu axa verticală mai mare decât

cea orizontală, cu feţe plane şi muchii ascuţite. Aceste fragmente alungite şi orientate

vertical, pot avea grosimi de 10-100 mm şi, în general, sunt compacte, iar prin apăsare mai

intensă se pot desface în poliedrii mai mici. Este caracteristică orizontului Bt (B argic).

Structura columnară se caracterizează prin agregate compacte alungite,

asemănătoare prismelor, dar cu muchii teşite şi capătul superior al prismelor rotunjit. Este

caracteristică orizontului Btna al soloneţurilor.

Structura lamelară sau şistoasă este alcătuită din fragmente (agregate) orientate

orizontal, sub formă de lamele sau plăci, care au axa verticală mai mică decât cea orizontală

126

şi ale căror grosimi variază între 2-10 mm. Este caracteristică orizonturilor eluviale (Ea din

luvisoluri).

În funcţie de mărimea elementelor structurale, la fiecare tip de structură se deosebesc

agregate mici, medii şi mari (tabelul 7).

Tabelul 7

Clase de dimensiuni ale unităţilor structurale

Mărimea elementelor structurale

Clase de dimensiuni

Diametrul glomerulelor

mm

Diametrul granulelor

mm

Grosimea lamelelor

mm

Diametrul poliedrilor

mm

Diametrul prismelor sau columnelor

mm

Mică 1-2 1-2 1-2 5-10 10-20 Medie 2-5 2-5 2-5 10-20 20-50 Mare - 5-10 5-10 20-50 50-100

Aprecierea gradului de structurare a solului, pe fiecare orizont în parte, se estimează

în teren după rezistenţa agregatelor la dislocare şi raportul dintre solul structurat şi

nestructurat (prăfuit).

Faţă de acţiunea apei, agregatele glomerulare din orizontul A, bogat în humus şi bine

înrădăcinat, sunt hidrostabile; în schimb, cele prismatice sau columnare din orizontul Bt,

bogat în argilă, sunt hidrodisperse.

Importanţa structurii pentru fertilitatea solului. Solurile bine structurate

realizează un raport echilibrat între faza solidă, lichidă şi gazoasă. În solurile cu structură

favorabilă, apa şi aerul nu se găsesc niciodată în raporturi antagoniste în sezonul de

vegetaţie. Apa din zăpezi şi ploi pătrunde uşor în sol prin spaţiile mari necapilare şi se

înmagazinează în porii capilari din interiorul granulelor (porii intergranulari); la scurt timp

după ploaie, rămân plini cu aer. Prezenţa aerului şi a apei, concomitent în sol, creează

condiţii bune pentru dezvoltarea microorganismelor şi a plantelor.

Solurile nestructurate, conţinând o singură categorie de pori, în urma ploilor sunt

plini numai cu apă, iar în restul timpului sunt plini cu aer. În felul acesta, plantele duc lipsă,

fie a aerului, fie a apei din sol (în aceste condiţii este explicabil de ce solurile nestructurate

au un nivel coborât de fertilitate).

Degradarea structurii poate avea loc sub influenţa unor factori de natură mecanică,

fizico-chimică şi bilogică. Pe cale mecanică structura se degradează prin tasare, păşunat şi

mai ales printr-o lucrare necorespunzătoare a solului, în condiţii de umiditate prea ridicată

sau prea scăzută. Degradarea de natură fizico-chmică are loc prin acţiunea apei care

accentuează procesele de debazificare şi levigare în soluri (deci acidificarea), iar cea

biologică prin descompunerea rapidă a humusului.

127

Dintre factorii mai importanţii care favorizează formarea structurii solului se

menţionează:

- prezenţa substanţelor coloidale organice, minerale şi organo-minerale (acizi huminici,

argilă, hidroacizi de fier şi de aluminiu, compuşi feri-huminici şi alumino-huminici);

- prezenţa unei faune (râme), microfaune şi microflore bogate;

- prezenţa unei sistem radicelar abundent, dezvoltat “etajat”, la diferite adâncimi în

profilul de sol (acest lucru presupune un asortiment diversificat de specii forestiere);

- amendarea calcică (a solurilor prea acide), utilizarea de îngrăşăminte organice sau

folosirea de stabilizatori sintetici ai structurii (în solurile nisipoase);

- utilizarea asolamentelor (culturi de specii leguminoase şi ierburi perene) în terenurile

destinate pepinierelor, precum şi folosirea de specii forestiere amelioratoare (anin,

scoruş, ş.a) în zona montană cu molidişuri pure, etc.

7.3. Densitatea şi porozitatea

Pe lângă dimensiunea particulelor elementare, care defineşte textura, şi modul de

asociere a acestora, care defineşte structura, comportarea fizică a solului depinde şi de

aşezarea mai strânsă sau mai lejeră a particulelor sau unităţilor structurale ce alcătuiesc orice

corp poros.

Starea de aşezare se exprimă prin diverşi indicatori, dintre care pentru sol sunt

edificatori următorii: densitatea (greutatea specifică) densitatea aparentă (greutatea

volumetrică), porozitatea.

Densitatea (greutatea specifică)

Prin densitate se înţelege raportul dintre masă şi volumul unui corp, sau masa unităţii

de volum.

D = M/Vs unde: D - densitate (g/cm3); M - masa solului uscat (g); Vs - volumul parţii solide (cm3).

Densitatea depinde exclusiv de alcătuirea părţii solide (de natură minerală sau

organică – humus). Principalii constituenţi minerali din sol au densităţi între 2,50 şi 2,80

g/cm3, iar pentru materia organică valorile variază între 0,85-1,80 g/cm3 .

În mod obişnuit în orizonturile superioare, cu conţinut mai mare de humus, densitatea

este mai mică decât în orizonturile inferioare, unde sunt prezente aproape exclusiv

materialele de provenienţă minerale.

128

Densitatea aparentă (greutatea volumetrică)

Ca însuşire a solului, luat în ansamblul lui (partea solidă plus porii dintre

particule), densitatea aparentă reprezintă raportul dintre masa solului şi volumul total.

DA = M/Vt = M/Vs+Vp unde: DA - densitatea aparentă (g/cm3); M - masa solului (g); Vs - volumul părţii solide (cm3); Vp - volumul porilor (cm3). Densitatea aparentă variază destul de mult, în funcţie de conţinutul de materie

organică a solului şi gradul de umiditate a acestuia, mai ales în cazul solurilor cu textură

fină (datorită efectului de contracţie în cazul solului uscat şi gonflare în cazul solului prea

umed).

Valorile frecvente ale densităţii aparente în solurile forestiere obişnuite (netasate sau

deranjate prin folosirea utilajelor şi mai bogate în humus decât cele agricole) sunt cuprinse

între 1,20-1,70 g/cm3.

Densitatea aparentă reprezintă un factor determinant al unor importante alte însuşiri

fizice ale solului: capacitatea de reţinere a apei, permeabilitatea, porozitatea – aeraţia,

creşterea rezistenţei mecanice opusă de sol la pătrunderea rădăcinilor ş.a.

Porozitatea solului ( spaţiul lacunar)

Particulele elementare şi agregatele care alcătuiesc solul, oricum ar fi aşezate, lasă

între ele spaţii de diferite forme şi mărimi, numite pori. Cu cât solul este mai bine structurat

şi mai afânat, cu atât volumul de pori este mai mare .

Totalitatea spaţiilor goale sau a porilor din sol formează spaţiul lacunar total sau

porozitatea totală, care se exprimă în procente din volumul solului în aşezare naturală.

Porozitatea totală (spaţiul lacunar total) se determină cu formula:

PT = 100*(1-DA/D) unde: PT - porozitatea totală; DA - densitatea aparentă; D - densitatea. După diametrul deschiderii, porii solului se împart în:

- pori capilari sau micropori (au diametrul mai mic de 50 microni, prezintă proprietatea

de a reţine apa, alcătuiesc porozitatea capilară şi caracterizează capacitatea pentru apă a

solului);

129

- pori necapilari sau macropori (pori de aeraţie) (au diametrul mai mare de 50 microni,

sunt ocupaţi de obicei de aer, alcătuiesc porozitatea necapilară şi caracterizează

porozitatea de aeraţie).

Porozitatea totală, precum şi raportul dintre porozitatea capilară şi necapilară, depind

mai ales de textura şi structura solului. Astfel, de la solurile nisipoase spre solurile argiloase

porozitatea totală şi porozitatea capilară cresc, iar porozitatea de aeraţie se micşorează.

Alături de textură, structura solului are o influenţă directă asupra porozităţii. Astfel, valorile

porozităţii totale şi a porozităţii de aeraţie cresc de la solurile nestructurate la cele

structurate, iar la acestea din urmă creşterile sunt cu atât mai însemnate cu cât au agregatele

mai mari.

Condiţii optime de porozitate se realizează în solurile cu textură mijlocie (lutoasă) şi

structură glomerulară, cazuri în care porozitatea totală este de cca. 50-60%, iar din aceasta

aproximativ jumătate o reprezintă porozitatea capilară.

7.4. Consistenţa solului

Prin consistenţa solului se înţelege tăria de legătură a particulelor şi elementelor lui

structurale sau rezistenţa lor la deformare sau sfărmare.

Solul prezintă o consistenţă specifică (intergranulară) la nivelul elementului

structural, care defineşte legătura dintre particulele şi microagregatele de sol în cadrul

fragmentului de sol considerat şi o consistenţă globală (numită şi compactitate), care

exprimă legătura dintre elementele structurale ale solului.

Consistenţa solului se manifestă prin rezistenţa pe care acesta o opune la diferite

solicitări mecanice cum sunt: penetrarea, comprimarea şi forfecarea. Consistenţa variază

foarte mult de la sol la sol, în funcţie de textură, structură şi conţinutul de humus, dar şi în

cadrul aceluiaşi sol, în funcţie de umiditate.

Textura nisipoasă imprimă solului o consistenţă slabă (solurile nisipoase sunt practic

necoezive). Cu cât textura este mai fină (mai argiloasă), cu atât şi consistenţa creşte.

Structura solului influenţează consistenţa, diferit, uneori mărind-o iar alteori

micşorând-o. De exemplu, solurile cu textură grosieră (nisipoasă), prin structurare capătă

coeziune (creşte consistenţa), iar cele cu textură fină prin structurare îşi micşorează

consistenţa.

130

Humusul are efect moderator asupra consistenţei solului, acesta şi materia organică,

în general, determinând o consistenţă mai mare decât nisipul şi praful, dar mai mică decât

argila.

Consistenţa variază nu numai de la un sol la altul, ci şi la acelaşi sol, în funcţie de

conţinutul de apă. Odată cu creşterea conţinutului de apă, consistenţa solului se micşorează.

Micşorarea consistenţei datorită umezirii, se explică prin faptul că apa desface

cimentul de legătură ce există între particule, le îndepărtează unele de altele şi ca urmare

gradul de soliditate a materialului scade, cu atât mai mult cu cât cantitatea de apă este mai

mare.

În funcţie de conţinutul de apă solul (cu excepţia nisipului necoeziv) poate căpăta

următoarele stări de consistenţă:

- Tare, când solul este uscat, are caracter de corp solid;

- Friabilă, când solul este reavăn şi are caracter de corp semisolid;

- Plastică, când solul este umed (ud) şi se prezintă ca o pastă, ce se lipeşte de unelte.

Consistenţa prezintă o importanţă deosebită, întrucât momentul optim de efectuare a

lucrărilor solului (în special în pepiniere) este la consistenţa friabilă. Tot la consistenţa

friabilă, este şi momentul optim al plantărilor.

De asemenea, consistenţa dictează şi încărcătura suprafeţelor păşunabile precum şi

perioadele optime. Este exclus păşunatul la starea de consistenţa plastică.

Consistenţa aceluiaşi sol prezintă o variabilitate accentuată în timp, ca urmare a

modificării gradului de umiditate a solului în cursul anului. De aceea, în ecologie este

important să se cunoască consistenţa solului la diferite momente (momentul vernal, estival,

autumnal) şi să se definească regimul consistenţei solului.

Un regim moderat al consistenţei solului este favorabil tuturor speciilor forestiere.

Unele specii forestiere, cum sunt, gârniţa, cerul, stejarul pufos, se dovedesc ca fiind

rezistente la compactitatea ridicată a solului, altele, ca salcâmul, stejarul brumăriu, gorunul,

molidul, plopii euramericani, prezintă creşteri susţinute numai la compactitate slabă-

moderată a solului.

7.5 Culoarea şi neoformaţiile

Pentru identificarea şi delimitarea, practic în teren, a orizonturilor pedogenetice din

cadrul profilului, alături de proprietăţile fizico-mecanice (textura, structura, porozitatea,

consistenţa) se mai folosesc culoarea şi neoformaţiunile.

131

Culoarea. Este determinată de însăşi compoziţia solului. Componentele solului

prezintă culori diferite, pe care le imprimă şi solului respectiv, în măsură mai mare sau mai

mică, în funcţie de proporţia lor. De exemplu, humusul imprimă solului culori închise, de la

brun până la negru; silicea, carbonatul de calciu, sărurile solubile, culori albicioase; oxizii şi

hidroxizii ferici, culori de la roşu la galben; compuşii feroşi, culori verzui – albăstrui-vineţii

etc. Prin combinarea culorilor date de componentele respective rezultă alte numeroase

culori, caracteristice diferitelor soluri şi orizonturi. Exprimând compoziţia solului, culoarea

constituie criteriul principal de separare a orizonturilor pe profil.

În cercetarea şi descrierea solului, aprecierea culorii pe bază de observaţii directe şi

în special terminologia folosită, sunt afectate de multă subiectivitate ca de exemplu:

ruginiu, castaniu, ciocolatiu, cărămiziu etc.

Pentru înlăturarea subiectivismului şi exprimarea în termeni universali valabili, cu

semnificaţii precise, culoarea solurilor se determină cu ajutorul Atlasului Munsell, care

stabileşte întreaga gamă de culori posibilă în funcţie de trei variabile: nuanţa, valoarea şi

croma.

Pentru stabilirii nuanţei posibile, sistemul Munsell, porneşte de la roza culorilor în

care, central, este aşezat cenuşiul neutral, iar radial 5 culori de bază şi 5 intermediare în

ordinea: R (red=roşu), YR (yelow-red=galben-roşu), Y (yelow=galben), GY (green-

yelow=verde-galben), G (green=verde), BG (blue-green= albastru-verde), B

(blue=albastru), PB (purple-bulue=violet-albăstrui), P (purple=violet), RP (red-purple=roşu-

violet). Fiecare dintre cele 10 domenii de nuanţe mai sus amintite, este divizată la rândul ei

în 4 trepte notate cu cifre arabe (2,5; 5; 7,5; 10), aşezate înaintea iniţialelor culorii

respective şi corespunde unei planşe.

Vertical este reprezentată valoarea care se referă la gradul de strălucire a culorii şi se

apreciază în raport cu cenuşiul neutral (N), având 10 trepte notate în partea stângă a planşei

de jos în sus (1-10).

Orizontal, la baza planşei este notată croma, care se referă la intensitatea culorii

indicată de gradul de depărtare a culorii respective faţă de cenuşiul neutral cu aceeaşi

valoare.

În cazul special al determinării culorii solului, s-a constatat că sunt suficiente 8

planşe, din care 7 generale (10 R, 2,5 YR, 5 YR, 7,5 YR, 10YR, 2,5Y, 5Y) şi una

combinată pentru hidrisoluri.

Proba de sol (cu specificarea la umed sau uscat) se compară cu eşantioanele de pe

planşe şi se alege culoarea cea mai apropiată. Notarea se face în ordinea: întâi nuanţa, apoi

132

valoare şi croma, care se redau sub formă de raport numeric, exemplu 10YR 6/4 (brun

gălbui deschis). Cu cât numărătorul este mai mare cu atât culoarea este mai deschisă şi cu

cât numitorul este mai mare, cu atât culoarea este mai închisă.

Pe lângă faptul că sistemul Munsell înlătură subiectivismul şi permite exprimarea

culorii în termeni universali valabili, cu semnificaţii precise, în plus dă posibilitatea

definirii parametrice a unor orizonturi şi soluri, la care culoarea reprezintă caractere

diagnostice (de exemplu, pentru ca un orizont A să fie Am, deci să aibă culoare închisă,

trebuie să prezinte valori şi crome mai mici de 3,5 la materialul în stare umedă şi mai mici

de 5,5 în stare uscată ş.a.m.d.).

Neoformaţiile. Sunt acumulări şi separaţii de diferite substanţe care se deosebesc

(prin culoare, formă şi compoziţie) de fondul general al orizontului în care au apărut în

cursul procesului de solificare, motiv pentru acre se numesc formaţiuni noi. Se deosebesc

neoformaţii rezultate din acumularea de săruri, de oxizi, de argilă, neoformaţii reziduale şi

biogene.

Neoformaţiile rezultate din acumularea de săruri, se întâlnesc în soluri cu procese

de eluviere-iluviere a sărurilor. După natura sărurilor neoformaţiile pot fi de carbonat de

calciu, de săruri solubile şi de gips. În funcţie de formele sub care se găsesc se pot deosebi:

pseudomicelii, eflorescenţe, vinişoare, pete, pungi, concreţiuni etc. Neoformaţiile de săruri

solubile sunt caracteristice orizonturilor salice, iar cele de carbonaţi orizontului Cca.

Neoformaţiunile rezultate din acumularea oxizilor, sunt reprezentate prin

acumulări şi separaţii de oxizi de fier şi de mangan, sub formă de pete şi concreţiuni. Se

întâlnesc în solurile umede cu fenomene de migrare a oxizilor şi cu procese de reducere.

Sunt caracteristice gleiosolurilor şi stagnosolurilor.

Neoformaţiuni rezultate din acumularea argilei, se întâlnesc la solurile cu

fenomene de eluviere-iluviere a argilei. Argila migrată din partea superioară a solului se

depune mai jos pe profil, sub formă de pelicule pe feţele agregatelor structurale. Sunt

caracteristice orizontului B argic (Bt).

Neoformaţii reziduale. Se întâlnesc la solurile cu fenomene intense de eluviere a

coloizilor (argilă, sescvioxizi, humus) şi sunt reprezentate prin grăunţi de nisip dezbrăcaţi de

pelicula coloidală şi prin pudrări de silice. Sunt caracteristice orizonturilor E (El, Ea, Es).

Neoformaţii biogene. Se datorează acţiunii în sol a organismelor animale şi a

rădăcinilor plantelor. Neoformaţiile biogene sunt reprezentate prin: coprolite (aglomerări

rezultate din acţiunea râmelor asupra solului); crotovine (vechi galerii de cârtiţe, hârciogi,

133

popândăi etc., de obicei, umplute cu material din alt orizont); cervotocine (canale de râme

sau alte animale mici); cornevine (canale mari de rădăcini lemnoase).

Capitolul 8. PROPRIETĂŢILE HIDROFIZICE, DE AERAŢIE ŞI

TERMICE ALE SOLULUI

8.1. Apa din sol

Apa este una din cele mai importante componente ale solului, de care depinde

creşterea plantelor. Pe lângă faptul că apa este component de bază a materiei organice vii,

aceasta are un rol deosebit în formarea şi evoluţia solurilor, precum şi în solubilizarea

substanţelor nutritive. Plantele se aprovizionează cu apa necesară existenţei lor numai prin

intermediul solului, motiv pentru care este considerată element fundamental de fertilitate.

Excesul sau deficitul de apă din sol, constituie fenomene negative care împiedică

dezvoltarea normală a plantelor. De aceea, cunoaşterea şi dirijarea regimului de apă din sol,

constituie una din cele mai importante probleme care revin specialiştilor din domeniul

producţiei vegetale.

Forţele care acţionează asupra apei din sol

Reţinerea apei în sol reprezintă un fenomen deosebit de complex care implică

pătrunderea şi mişcarea apei în sol, precum şi folosirea ei de către plante.

Apa se găseşte în sol la suprafaţa particulelor şi în pori şi este supusă acţiunii unor

forţe de natură şi intensitate diferită, dintre care se menţionează :

- forţa gravitaţională, care acţionează asupra apei aflată în porii necapilari, atunci

când solul este saturat cu apă (ex. după o ploaie abundentă). Sub influenţa gravitaţiei, apa se

deplasează uşor de la suprafaţă spre adâncime uneori până la apa freatică;

- forţele capilare, care acţionează asupra apei aflată în porii capilari ai solului

(micropori). La baza acestor forţe, stă deficitul de presiune, în raport cu presiunea

atmosferică, care apare sub formă de meniscuri concave. Forţa cu care este reţinută apa în

porii capilari ai solului este cu atât mai mare, cu cât aceştia sunt mai mici, adică textura

solului este mai fină;

- forţele de adsorbţie (sau de sorbţie), care acţionează asupra apei aflată în contact

nemijlocit cu particule de sol. Pornind de la nivelul saturat, după pierderea apei din porii

necapilari şi apoi capilari, în sol rămâne apa reţinută (adsorbită) la suprafaţa particulelor de

134

sol. Datorită caracterului dipolar al moleculelor de apă, aceste forţe sunt de natură

electrostatică şi ating valori foarte mari (până la 10.000 atm.).

La aceste forţe se mai adaugă, forţele determinate de tensiunea vaporilor de apă

(care acţionează asupra apei în stare de vapori), forţele osmotice (care acţionează numai în

cazul solurilor bogate în săruri solubile), forţele hidrostatice sau de submersie (care

acţionează numai în cazul apei stagnate la suprafaţa solului) şi forţele de sugere a

rădăcinilor plantelor, care se ridică la 15-20 atmosfere.

Potenţialul apei din sol şi sucţiunea solului

Din cele prezentate rezultă că reţinerea şi mişcarea apei în sol este condiţionată, în

principal, de forţele de adsorbţie şi forţele capilare reunite în aşa numitele forţe de

interacţiune între apă şi sol, la care se adaugă în anumite condiţii de umiditate şi forţa

gravitaţiei, forţele osmotice şi forţele hidrostatice.

Natura acestor forţe şi mărimea lor este foarte diferită şi se modifică necontenit,

îndeosebi în funcţie de cantitatea de apă. La o umiditate redusă (când solul nu are, practic,

decât apa reţinută la suprafaţa particulelor) acţionează forţele de sorbţie; la o umiditate mai

mare (când la apa adsorbită se adaugă şi apa din porii capilari), forţele de sorbţie li se

asociază şi forţele capilare; la o umiditate şi mai mare (când solul are apă şi în porii

necapilari) intervine şi forţa gravitaţiei care acţionează asupra apei din aceşti pori.

Întrucât reţinerea şi circulaţia apei în sol apare ca o rezultantă a acţiunii

acestor forţe de natură diferită, ce nu pot fi însumate, pentru exprimarea acestui fapt s-a

recurs la un indice energetic generalizat denumit potenţialul apei din sol, care arată energia

pe care o posedă apa din sol, indice ce se poate exprima în unităţi de presiune (cm coloană

de apă sau atmosfere), unităţi care pot fi însumate.

În solurile parţial saturate cu apă (situaţii normale, cele mai frecvent întâlnite), apa nu

exercită presiune (ca în cazul potenţialului gravitaţional sau hidrostatic), ci, din contră, apa

este atrasă de sol, adică este supusă unei presiuni cu semn negativ, denumită forţă de

sucţiune sau, simplu, sucţiune.

Sucţiunea poate fi pusă în evidenţă şi măsurată cu ajutorul tensiometrelor. Schematic,

tensiometrul este alcătuit dintr-un vas cilindric poros, plin cu apă şi legat la un manometru

cu mercur. Prin introducerea în sol a părţii active a tensiometrului o parte din apa vasului

poros trece prin pereţii acestuia, fiind atrasă de către sol, fapt ce va determina o scădere a

coloanei de mercur în tubul manometric. În momentul în care forţele de sucţiune sunt

echilibrate trecerea apei din vas în sol încetează. În acest moment indicaţia manometrului

reprezintă chiar forţa de sucţiune a solului. Dacă umiditatea solului creşte are loc un proces

135

invers de pătrundere a apei din sol în vasul poros şi denivelarea din tubul manometric se

micşorează. Prin urmare, sucţiunea reprezintă deficitul de presiune la care se găseşte apa

din sol, în raport cu presiunea atmosferică.

Forţa cu care solul reţine apa variază între limite foarte largi, fiind mică la conţinuturi

mari de apă şi creşte pe măsură ce umiditatea solului scade. Măsurată în centimetri coloană

de apă, sucţiunea variază între 1 cm până la 10.000.000 cm, iar în atmosfere, de la zero la

10.000. Deoarece este incomod a se lucra cu astfel de valori, Schofield în 1935, a introdus

noţiunea de pF (prin analogie cu cea de pH), care reprezintă logaritmul zecimal al sucţiunii

exprimată în cm coloană de apă. Domeniul complet de variaţie a pF-ului este de la 0 la 7

(log.1=0 şi log.107=7) .

La unul şi acelaşi sol sucţiunea poate înregistra întreaga gamă de valori cuprinse între

pF=0 şi pF=7, în funcţie de cantitatea de apă conţinută. Astfel, când solul este saturat cu apă

sucţiunea este nulă (pF=0), iar pe măsură ce umiditatea solului scade apa este reţinută cu

forţe din ce în ce mai mari, adică sucţiunea creşte, ajungând până la valoarea maximă

(pF=7) la solul practic uscat. Sucţiunea variază şi de la un sol la altul în principal, în funcţie

de textură (la aceiaşi cantitate de apă sucţiunea creşte de la solurile cu textură grosieră spre

cele cu textură fină).

Legătura ce există între cantitatea de apă şi sucţiune se poate exprima printr-o curbă

denumită curba caracteristică a umidităţii, care se obţine punând pe ordonată valorile

sucţiunii exprimate în unităţi pF, iar pe abscisă valorile umiditaţii în % (fig 17). Pentru a

evidenţia deosebirile determinate de textură, în figură sunt reprezentate trei curbe,

corespunzătoare celor trei clase principale de textură (soluri cu textură nisipoasă, lutoasă şi

argiloasă).

Toate cele trei curbe arată că, cu cât conţinutul de apă din sol creşte, cu atât sucţiunea

scade. Comparând cele trei curbe, rezultă că pentru acelaşi conţinut procentual de apă

sucţiunea creşte de la solul nisipos spre solul argilos, iar la aceiaşi sucţiune cantitatea de apă

creşte de la solul nisipos spre solul argilos.

136

Schema pentru punerea în evidenţă şi măsurare Fig. 17. Curba caracteristică a umidităţii a sucţiunii solului solului

Simpla cunoaştere a conţinutului procentual de apă nu oferă suficiente indicaţii

pentru aprecierea stării de umiditate a solului. Important este să se cunoască, concomitent cu

cantitatea de apă, şi forţa cu care aceasta este reţinută de către sol, adică sucţiunea. Spre

exemplu, un sol argilos poate să aibă o cantitate mare de apă, dar forţa de sucţiune să o

depăşească pe cea de sugere a rădăcinilor plantelor şi deci apa să nu fie accesibilă. În

schimb, un sol nisipos poate să conţină o cantitate mai redusă de apă, dar reţinută cu o forţă

mai mică aceasta să fie accesibilă plantelor. La acelaşi conţinut de umiditate, apa poate fi la

solul argilos în deficit, iar la solul nisipos în exces.

Indicii hidrofizici ai solului

Pe curba caracteristică a umidităţii, care arată modificarea continuă a forţei de

reţinere a apei în funcţie de conţinutul acesteia, există anumite puncte (momente) la care

mobilitatea şi accesibilitatea apei, înregistrează schimbări sensibile numite indici hidrofizici.

Indicii hidrofizici reprezintă valori caracteristice ale umidităţii la care proprietăţile apei din

sol se modifică, datorită trecerii de la o formă la alta a apei şi deci ei dau indicaţii cu privire

la accesibilitatea apei pentru plante.

Principalii indici hidrofizici ai solului sunt: capacitatea totală de apă, capacitatea de

apă în câmp (sau capacitatea de câmp), coeficientul de ofilire, capacitatea de apă utilă şi

coeficientul de higroscopicitate.

Capacitatea totală de apă (CT) reprezintă cantitatea maximă de apă pe care o poate

conţine un sol, atunci când toţi porii săi (capilari şi necapilari) sunt plini cu apă. Valorile

capacităţii totale de apă depind de porozitatea totală a solului (CT%=Pt%). Acestui indice

hidrofizic îi corespunde o sucţiune apropiată de zero (pF=0). Solurile pot fi la capacitatea

137

totală de apă, când stagnează apa sau imediat după ploi abundente. În această situaţie apa

este accesibilă pentru plante, dar fiind în exces plantele sunt afectate de lipsa de aer.

Capacitatea de apă în câmp (CC) reprezintă cantitatea de apă adsorbită la suprafaţa

particulelor şi cea din porii capilari (după scurgerea apei gravitaţionale).

Mărimea capacităţii de apă în câmp depinde de textură şi structură. Spre exemplu, la

solurile nisipoase valorile maxime corespunzătoare capacităţii de apă în câmp sunt de 6%, la

cele lutoase de 32%, iar la cele argiloase de 42%. Sub aspectul sucţiunii, indiferent de

textură, capacităţii de câmp îi corespunde un pF în jurul a 2,5 (fig. 17). Acest indice are o

deosebită importanţă, întrucât reprezintă limita superioară a conţinutului de apă accesibilă

plantelor în funcţie de care se poate determina mărimea rezervei de apă pe care o are solul

respectiv.

Coeficientul de ofilire (CO). La acest grad de umiditate solul conţine, practic, numai

apa adsorbită la suprafaţa particulelor (la acest conţinut, plantele se ofilesc ireversibil).

Valorile maxime ale acestui indice sunt, de exemplu: la solurile nisipoase de până la 2%, la

solurile lutoase de până la 12%, iar la cele argiloase de până la 24%. Sub aspectul sucţiunii,

indiferent de sol, îi corespunde un pF în jurul a 4,2 (fig.17). Această valoare a sucţiunii arată

că solul a ajuns la acel grad de umiditate când apa nu mai poate fi folosită de către plante

(fiind reţinută cu forţe ce depăşesc pe cele de sugere a rădăcinilor), chiar dacă, spre

exemplu, solul argilos conţine până la aproximativ de 12 ori mai multă apă decât solul

nisipos (24% faţă de 2%).

Coeficientul de ofilire are o deosebită importanţă ecologică, deoarece

reprezintă limita inferioară a conţinutului de apă utilă pentru plante, deci arată cantitatea

minimă de apă pe care trebuie să o aibă solul pentru ca plantele să nu piară datorită

imposibilităţii aprovizionării cu apă.

Capacitatea de apă utilă (CU) este cantitatea de apă cuprinsă între capacitatea de

câmp şi coeficientul de ofilire (care interesează practic aprovizionarea plantelor) şi

reprezintă cca. 4% la solurile nisipoase, cca. 22% la solurile lutoase şi cca.18% la solurile

argiloase. Sub aspectul sucţiunii, indiferent de sol, capacitatea de apă utilă este cuprinsă

între pF 2,5 şi pF 4,2.

Coeficientul de higroscopicitate (CH). Reprezintă umiditatea la care ajunge un sol

uscat la aer. Valorile maxime ale acestui indice sunt, de exemplu: la solurile nisipoase de

cca. 2%, la solurile lutoase până la 8%, iar la cele argiloase de până la 14%. Sub aspectul

sucţiunii, indiferent de sol, îi corespunde un pF în jur de 4,7. În astfel de situaţii, solul are

numai apa fixată molecular, inaccesibilă plantelor.

138

Formele de apă din sol

În funcţie de forţele care acţionează asupra apei din sol se disting mai multe forme

sau categorii de apă şi anume: apă sub formă de vapori, apa de higroscopicitate, apa

peliculară, apa capilară, apa gravitaţională şi apa freatică.

Apa sub formă de vapori se găseşte în porii solului şi provine din evaporarea altor

forme de apă sau din atmosferă. În cazul solurilor cu umiditate foarte scăzută apa în stare de

vapori reprezintă singura formă de mişcare a apei.

Apa de higroscopicitate sau puternic legată este reprezentată prin strate de molecule

de apă reţinute la suprafaţa particulelor de sol, datorită forţelor de adsorbţie. Este

inaccesibilă plantelor, deoarece este reţinută la sucţiuni cuprinse între pF=7 şi pF=4,7, adică

cu forţe mai mari de 50 atmosfere. La aceste forţe de reţinere, apa de higroscopicitate are o

densitate mai mare ca 1, îngheaţă la temperaturi sub 00C, se mişcă numai prin trecere sub

formă de vapori, cu alte cuvinte are proprietăţi apropiate de cele ale unui corp solid.

Apa peliculară sau slab legată (lent mobilă). Este o formă de apă reţinută prin forţe

de adsorbţie la suprafaţa particulelor de sol sub formă de pelicule, în continuarea apei de

higroscopicitate. Este delimitată pe curba caracteristică a umidităţii de sucţiuni cuprinse

între pF 4,7 şi pF 4,2, adică este reţinută cu forţe între 50 şi 15 atmosfere. Apa de

higroscopicitate împreună cu apa peliculară formează apa de adsorbţie sau apa adsorbită .

Apa peliculară este folosită numai parţial de către plante.

Apa capilară reprezintă apa liberă reţinută în spaţiile capilare din sol şi care se

deplasează datorită forţelor de menisc (fig. 18). Apa capilară circulă relativ uşor în toate

direcţiile (inclusiv de jos în sus), solubilizează substanţele nutritive, poate fi folosită de către

plante. Este, deci, apă utilă şi reprezintă cea mai importantă categorie de apă din sol. Este

delimitată pe curba caracteristică umidităţii, de sucţiuni cuprinse între pF 4,2 şi pF 2,5

(reţinută cu forţe mai mici de 15 atmosfere).

139

Fig. 18 Apa capilară În funcţie de raportul în care se găseşte cu pânza freatică, apa capilară poate fi apă

suspendată sau sprijinită.

Dacă pânza freatică se află la adâncimi mari, franja capilară nu ajunge în profilul de sol; în acest caz apa capilară din profil provine numai din precipitaţii, nu are legătură cu pânza freatică şi poartă denumirea de apă capilară suspendată. Apa capilară sprijinită provine prin ascensiune din apa freatică cu care este în

contact şi pe care se sprijină. Ascensiunea capilară are o deosebită importanţă, mai ales în

situaţiile în care apa freatică este la mică adâncime, întrucât înălţimea maximă de ridicare a

apei prin capilaritate din pânza freatică, nu depăşeşte de obicei 0,5-1 m pentru solurile cu

textură grosieră şi 2-3 m pentru cele cu textură fină.

Ascensiunea capilară a apei freatice poate juca rol pozitiv sau negativ. Rolul pozitiv

constă în aprovizionarea suplimentară a solului şi deci a plantelor cu apă din pânzele

freatice, iar cel negativ, în formarea de soluri specifice cu fertilitate redusă (salsodisoluri).

Apa gravitaţională reprezintă apa din solul umezit peste nivelul capacităţii de apă în

câmp (în urma ploilor abundente), care se scurge în adâncime sub influenţa gravitaţiei prin

porii necapilari. Este limitată de sucţiuni cuprinse între pF=2,5 şi pF=0. Această apă poate fi

folosită numai parţial de către plante şi anume cea încet drenabilă, aflată în sol la sucţiuni

cuprinse între pF 2,5 şi pF 1,7.

Apa freatică este alcătuită din apa gravitaţională înmagazinată deasupra unui strat

impermeabil din interiorul profilului sau mai jos. Apa freatică are influenţă benefică pentru

plante, atunci când este lipsită de săruri şi este situată la adâncimi relativ mici, care să

permită aprovizionarea plantelor, fără să creeze exces.

140

În cazul apelor freatice mineralizate, care depăşesc nivelul critic, mai ales în regiunile

“uscate”, unde evapotranspiraţia depăşeşte precipitaţiile, are loc salinizarea solului. Acest

proces grav de degradare a solului se produce cu atât mai rapid cu cât gradul de mineralizare

a apei este mai mare, terenul este mai puţin acoperit cu vegetaţie forestieră lemnoasă şi zona

este mai uscată.

Bilanţul apei din sol, regimul hidric al solului

Bilanţul apei din sol reprezintă suma algebrică a cantităţilor de apă intrate şi ieşite din

sol. Sursa generală de aprovizionare a solurilor cu apă o constituie precipitaţiile atmosferice

(ploi, zăpezi), urmate de umiditatea conţinută în vaporii de apă din atmosferă. Unele soluri

pot primi apă şi din alte surse şi anume din pânzele freatice (cazul solurilor cu apă freatică

aproape de suprafaţă) şi din scurgerile de suprafaţă (cazul solurilor aflate la baza

versanţilor) sau din irigaţii (cazul solurilor agricole sau a celor din pepiniere mari forestiere

irigate).

Modalitatea generală de pierdere a apei din soluri o constituie fenomenele de

transpiraţie şi evaporaţie (obişnuit se ia în considerare efectul lor conjugat, adică

evapotranspiraţia). Unele soluri pot pierde apă şi pe alte căi şi anume, prin infiltrare în apa

freatică (cazul solurilor cu drenaj intern foarte bun) şi prin scurgeri la suprafaţă (cazul

solurilor aflate pe versanţi).

Păstrarea apei în sol, depozitarea şi pierderea ei, este influenţată direct de unele

caractere ale solului, cum sunt: textura, structura şi porozitatea, dar şi de factorii

atmosferici, cum sunt: precipitaţiile, temperatura, vânturile, etc. O mare însemnătate în

stabilirea bilanţului apei din sol o are covorul vegetal şi îndeosebi vegetaţia forestieră

lemnoasă care, pe de o parte, reţine o importantă cantitate de apă în coronament, iar pe de

altă parte, consumă o cantitate la fel de importantă (200-400 mm) de apă, în timpul unui

sezon de vegetaţie.

În funcţie de cantitatea de apă primită şi pierdută în soluri se realizează un anumit

circuit general al apei, un anumit regim de circulaţie şi de aprovizionare cu apă, cunoscut

sub denumirea de regim hidric (hidrologic), care reprezintă expresia cantitativă a bilanţului

apei din sol.

Datorită multitudinii şi variaţiei mari a factorilor determinanţi (climatul zonal,

cantitatea de precipitaţii, prezenţa apei freatice, condiţiile de drenaj, etc.), se deosebesc mai

multe tipuri de regim hidric, din care în cele ce urmează se prezintă cele mai importante.

Regimul hidric nepercolativ (parţial percolativ). Este caracteristic solurilor de

stepă (cu indice de ariditate sub 25), unde evapotranspiraţia potenţială este mai mare decât

141

cantitatea de precipitaţii anuale. Apa din precipitaţii percolează numai straturile superioare

ale solului. Sărurile solubile nu sunt în întregime îndepărtate din profil. În aceste soluri, de

regulă, umiditatea se apropie frecvent de coeficientul de ofilire, înregistrându-se perioade

lungi cu deficit mare de apă, în perioada estivală (fig. 19).

Fig. 19 Reprezentarea schematică a bilanţului apei pentru regimul

de tip netransudativ (nepercolativ) (după Rode)

Regimul hidric periodic percolativ (alternant percolativ). Este caracteristic

solurilor din silvostepă şi celor de tranziţie spre zona forestieră (partea externă a acesteia),

unde evapotranspiraţia potenţială este aproximativ egală cu precipitaţiile (indicii de ariditate

prezintă valori cuprinse între 26 şi 35). În aceste condiţii generale în anii mai ploioşi apa din

precipitaţii poate percola în întregime profilul de sol.

Regimul hidric tipic percolativ (percolativ profund). Este caracteristic solurilor

de pădure (de dealuri şi podiş), cu precipitaţii egale sau care depăşesc evapotranspiraţia

potenţială, iar indicii de ariditate sunt cuprinşi între 35 şi 45. În aceste condiţii, curentul

descendent de apă spală complet solul, ajungând până la pânza freatică. Solurile supuse

acestui regim hidric sunt levigate, debazificate, obişnuit diferenţiate textural.

Regimul hidric percolativ repetat (percolativ profund repetat sau intens percolativ)

Este caracteristic solurilor din climate montane, cu indici de ariditate de peste 45, unde

cantitatea anuală de precipitaţii depăşeşte cu mult valoarea evapotranspiraţiei potenţiale. În

aceste condiţii apa din precipitaţii spală profund şi repetat întreg profilul de sol, până la

rocă. Solurile supuse acestui regim hidric sunt puternic acide şi debazificate (fig. 20).

142

Regim hidric stagnant. Este caracteristic solurilor unde apa stagnează în profilul de

sol o anumită perioadă de timp, ca urmare, în primul rând a prezenţei unui orizont greu

permeabil pentru apă şi lipsite de drenaj intern, din regiuni umede sau relativ umede. În

aceste condiţii solurile sunt afectate de procese de hidromorfism.

Regim hidric exudativ. Se întâlneşte, în general, în zonele de stepă şi silvostepă, dar

numai acolo unde pânzele freatice se află adâncimi critice. Solul pierde prin evaporaţie în

atmosferă mai multă apă decât primeşte din precipitaţii, diferenţa provenind din pânza

freatică (fig. 21).

Cunoaşterea şi caracterizarea cât mai apropiată de realitate a regimului hidric este

deosebit de importantă, deoarece oferă informaţii privind posibilitatea modului cum se face

aprovizionarea cu apă a solurilor (şi plantelor) pe timp îndelungat şi permite astfel stabilirea

specificului ecologic staţional şi, în strânsă legătură cu acesta, a măsurilor silvotehnice

adecvate de gospodărire durabilă a pădurilor.

Fig. 20 Bilanţul apei într-un sol cu regim de apă Fig.21 Reprezentarea schematică a bilanţului apei de tip percolativ pentru regimul hidrologic de tip transudativ

(după Rode)

8.2. Aerul şi aeraţia solului

Faza gazoasă, reprezentată prin aerul din sol, este deosebit de importantă, atât pentru

respiraţia rădăcinilor şi a microoganismelor, cât şi pentru derularea normală a proceselor de

oxido-reducere din sol.

143

Capacitatea de aer a solului, corespunde porozităţii de aeraţie (totalitatea porilor

necapilari) şi se consideră că solul oferă, în general, condiţii bune de creştere a plantelor,

când porozitatea de aeraţie reprezintă 15-30 % din volumul total al solului, respectiv cca. 50

% din porozitatea totală.

O influenţă şi mai mare asupra aerului din sol o are apa. Cu cât solul este mai umed

cu atât apa ocupă o parte însemnată din pori şi conţinutul de aer este mai mic. Solurile

saturate cu apă, practic nu conţin aer, iar cele uscate, au toţi porii plini cu aer.

Aerul din sol provine din aerul atmosferic; cu toate acestea aerul din sol, faţă de cel

atmosferic, prezintă unele diferenţe în ceea ce priveşte proporţia principalilor componenţi.

Astfel, aerul din sol poate conţine 10-20% oxigen (faţă de 21% în aerul atmosferic), 77-80%

azot (faţă de 79%) şi între 0,2-3,5 % dioxid de carbon (faţă de 0,03%), în funcţie de natura

solului, de activitatea biocenozei din sol şi chiar de specia forestieră.

Scăderea sub anumite limite a conţinutului de oxigen din aerul solului, care este

însoţită şi de creşterea proporţiei de CO2, influenţează negativ germinaţia, înrădăcinarea,

pătrunderea în plante a substanţelor nutritive, activitatea microorganismelor, etc.

Fenomenul acesta dăunător este contracarat, în solurile cu aeraţie apropiată de cea

normală, de procesul de primenire, de aeraţie permanentă a solului, prin schimb cu aerul

atmosferic, care are loc pe principiul difuziunii gazelor, dar este influenţat puternic şi de

precipitaţiile atmosferice.

8.3. Căldura solului

Pentru sol, principala sursă de energie calorică o constituie radiaţia solară. Cantitatea

radiaţiei solare directe, care poate ajunge la suprafaţa solului (respectiv insolaţia) variază

între limite foarte largi, în funcţie de latitudine şi de altitudine, de expoziţie, înclinarea

versanţilor şi umiditatea atmosferică. Spre exemplu, la latitudini mijlocii, pe versanţi sudici

cu înclinare de 300, în condiţii de cer senin, energia solară ajunsă la suprafaţă solului are

valoarea de 1,30 cal/cm2/min. În schimb, pe versanţii nordici cu aceeaşi înclinare, însă cu

cerul acoperit parţial (1/2) cu nori, energia solară la suprafaţa solului are doar valoarea de

0,33 cal/cm2/min. Solul mai poate primi energie şi din diferite surse accesorii, care au o

importanţă cu totul secundară (procese exoterme de descompunere a resturilor organice sau

din respiraţia organismelor etc.).

Principalele modalităţi de pierdere a energiei calorice o constituie difuzia radiaţiilor

calorice obscure din sol în atmosferă şi evapotranspiraţia.

144

Temperatura solului depinde de o serie de factori externi şi interni. Dintre factorii

externi, cel mai important este temperatura aerului, umiditatea atmosferică, nebulozitatea,

vântul şi vegetaţia. În solurile descoperite de vegetaţie forestieră în regiunile joase

temperatura solului poate să fie cu 6-80C mai mare decât în solurile acoperite, în timp ce în

regiunile montane această diferenţă se micşorează la 2-40C. Dintre factorii interni, cei mai

importanţi, care influenţează temperatura solului se menţionează: capacitatea de adsorbţie a

razelor solare, căldura specifică şi conductibilitatea termică. În legătură cu capacitatea

calorică şi căldura specifică se subliniază faptul că solurile se diferenţiază puternic,

corespunzător cu conţinutul lor în materie organică (humus), argilă, nisip, apă. Cu cât un sol

este mai uscat, mai nisipos, mai sărac în humus, cu atât va avea o căldură specifică mai mică

şi se va încălzi mai puternic la aceeaşi cantitate de energie calorică pătrunsă în sol. Solurile

excesiv umezite, bogate în humus şi argilă au o căldură specifică mare şi se încălzesc mult

mai puţin decât primele (soluri reci). Datorită conductibilităţii diferite a componentelor

organice şi minerale, solurile nisipoase, compacte, se încălzesc mai repede şi mai profund

decât solurile afânate şi bogate în substanţă organică şi, evident, decât cele argiloase,

umede.

Ansamblul fenomenelor de încălzire şi de răcire a solului, determinat de factorii

amintiţi, alcătuieşte ceea ce se cunoaşte sub denumirea de regim termic al solului.

Regimul termic, expresie a factorilor externi şi a proprietăţilor solului, exercită la

rândul lui o însemnată influenţă, atât asupra solului, cât şi a mediului înconjurător. Regimul

termic influenţează procesele fizice, chimice şi biologice din sol şi, prin urmare, atât

formarea şi evoluţia solurilor, cât şi condiţiile de creştere şi dezvoltare a plantelor.

Modificarea condiţiilor termice din sol se poate realiza indirect, prin rărirea

arboretelor (mai ales în cazul solurilor umede şi reci), prin încorporarea de îngrăşăminte

organice (în pepiniere), prin lucrări de drenaj pe solurile cu exces de umiditate, prin

ameliorarea condiţiilor de structură (care micşorează sensibil răcirea solului) etc.

Pentru a evita îngheţarea straturilor superficiale de sol şi compromiterea unor

semănături de toamnă, mai sensibile la îngheţ, în pepiniere se iau măsuri de acoperire a

solului cu un strat gros de zăpadă sau cu paie şi litieră. În aceeaşi direcţie, a micşorării

răcirii, acţionează şi perdelele forestiere de protecţie, care reduc viteza vântului şi împiedică

în mare măsură spulberarea zăpezii.

145

Capitolul 9. REZERVELE DE ELEMENTE NUTRITIVE DIN SOL ŞI ACCESIBILITATEA

LOR PENTRU VEGETAŢIA FORESTIERĂ

9.1. Aspecte generale

Plantele au nevoie pentru creştere şi dezvoltare de o anumită cantitate de lumină, căldură,

aer, apă şi substanţe nutritive, factori cunoscuţi şi sub numele de factori de vegetaţie sau de creştere.

Caracteristica esenţială a plantelor o constituie capacitatea acestora de a absorbi substanţele

nutritive din soluţia solului şi de a le transforma cu ajutorul energiei solare, prin procesul de

fotosinteză, în materie organică.

Pentru nutriţie, plantele au nevoie de un număr mare de elemente. După proporţia în care se

găsesc în ţesuturile plantelor elementele nutritive se grupează astfel :

- macroelementele principale : N, P, K, Ca. Se găsesc în ţesuturile plantelor în proporţie de

0,1-10 % ;

- macroelementele secundare : Mg, S, Fe, Na, Si. Se găsesc în ţesuturile plantelor în

proporţie de 0,01-0,1 % ;

- microelemente : Mo, Mn, B, Cu, Zn, Br, etc. Se găsesc în ţesuturile plantelor în proporţie

de sub 0,01 %.

- ultramicroelementele (în special elementele radioactive). Se întâlnesc în plante în proporţie

foarte redusă (sub 10-6).

Substanţele minerale absorbite şi sintetizate de plante sub formă de materie organică

reprezintă aproximativ 1-5% din greutatea substanţei vegetale uscate, ceea ce anual însumează

numai câteva sute de kg/ha.

În afară de azot, care provine din atmosferă (fixat în sol prin acţiunea microorganismelor),

toate celelalte elemente nutritive absorbite provin din mineralele solului.

Solurile noastre, în general, dispun de rezerve însemnate de elemente nutritive, însă o parte

din acestea se găsesc sub formă de compuşi greu asimilabili.

Important este însă să se cunoască fondul nutritiv actual accesibil. Acest fond este mult mai

mic decât fondul total de elemente nutritive şi se reduce şi mai mult în solurile în care regimul de

apă este nefavorabil (deficit sau exces de umiditate).

Deşi substanţele nutritive sunt solicitate de plante în cantităţi diferite, totuşi importanţa

acestora pentru creşterea şi dezvoltarea plantelor este aceeaşi (lipsa unuia dintre elemente, chiar şi

microelemente, conduce la tulburări grave în creşterea şi dezvoltarea plantelor).

Pentru stabilirea troficităţii unui sol este necesar să se cunoască, mai întâi, consumul anual

din fiecare element, apoi rezervele de substanţe nutritive ale solului sub formă de compuşi

asimilabili şi neasimilabili, posibilităţile de solubizare acestora, ca şi raporturile dintre diferitele

elemente.

146

În ecosistemele naturale (deci şi în păduri) o deosebită importanţă pentru întreţinerea

troficităţii solului o prezintă existenţa aşa numitului ″mic circuit biologic″ (fondul circulant de

elemente nutritive).

9.2. Macroelemente principale

Azotul din sol. Azotul este prin excelenţă elementul nutritiv esenţial pentru viaţa

plantelor, fiind folosit pentru alcătuirea corpului plantelor şi formarea creşterilor vegetative.

Principala sursă naturală de azot din sol este materia organică humificată. Obişnuit, aceasta

înmagazinează peste 92% din rezerva de azot a orizontului superior de sol. Compuşii minerali ai

azotului (ionii de amoniu şi ionii nitrat), care, practic, apar în sol ca urmare a transformării materiei

organice sub acţiunea microorganizmelor, participă cu până la 8% la compunerea acestei rezerve.

Dacă ionii de amoniu (NH4+) pot fi adsorbiţi la nivelul micelei coloidale, prin reacţii de

schimb, ionii nitrat (NO3-), datorită sarcinii electrice negative şi faptului că nu formează săruri

insolubile cu nici unul din constituenţii minerali şi organici ai solului, nu sunt reţinuţi la suprafaţa

coloizilor şi rămân liberi în soluţia solului.

De aici decurg, atât consecinţe pozitive şi anume accesibiliatea totală a nitraţilor pentru

plante, cât şi negative, legate de posibiliatea spălării lor în adâncime de către ploile abundente.

Datorită faptului că cea mai mare parte a azotului din sol se află în materia organică, starea

de asigurare a solului cu azot depinde în mod hotărâtor de rezerva de humus şi de carbon organic,

precum şi de condiţiile în care are loc mineralizarea, condiţii influenţate puternic de temperatură,

umiditate şi reacţia solului.

Temperatura optimă pentru desfăşurarea proceselor de amonificare şi nutrificare în sol este

cuprinsă între 25o şi 35oC, iar umiditatea optimă la care se desfăşoară aceste două procese

(amonificare şi nitrificarea) corespunde la 40 până la 70% din capacitatea totală pentru apă. Reacţia

(pH-ul) solului influenţează profund şi durabil mineralizarea azotului organic în sol. Reacţia acidă

inhibă puternic activitatea microorganismelor nitrificatoare. Datorită faptului că de fiecare ion de

amoniu transformat în nitrat în sol apare câte un ion de hidrogen, care accentuează şi mai mult

aciditatea solului, se poate afirma că în solurile cu reacţie acidă procesul de nitrificare în

desfăşurarea sa se autoinhibă, în timp ce în aceleaşi condiţii de reacţie procesul de amonificare se

autostimulează, datorită neutralizării acidităţii vătămătoare a solului de către amoniac. Reacţia

optimă pentru microorganismele nitrificatoare este apropiată de cea neutră.

Alături de materia organică, în bilanţului acestui element în sol un aport îl au şi precipitaţiile

atmosferice, care, spre exemplu, la un regim pluviometric de 500-600 mm pe an, pot adăuga în sol

5-15 Kg N/ha (în timpul descărcărilor electrice, datorită temperaturilor înalte ce se creează, azotul

molecular din atmosferă se poate combina cu oxigenul, dând oxizi de azot).

147

O altă sursă de azot în sol, deloc neglijabilă, o constituie microorganismele fixatoare de azot

atmosferic care trăiesc în simbioză cu unele specii de plante (exemplu Rhizobium cu leguminoasele,

sau Actinomyces cu alunul, cătina), sursă care poate ajunge până la 10 Kg N/ha.

În ceea ce priveşte circuitul azotului în solurile de pădure se evidenţiază următoarele

caractere specifice : vegetaţia arborescentă extrage din sol cantităţi apreciabile de săruri minerale cu

azot. Pentru formarea frunzelor şi organelor de reproducere ea are nevoie, în medie, de 30–70 kg

N/ha, iar pentru formarea lemnului de 5–15 kg N/ha.

Prin frunze şi alte resturi vegetale arborii restituie anual solului, în medie 30–60 kg N/ha. O

parte din azotul eliberat din resturile vegetale, pe măsură ce se descompun, este folosit de plante sub

formă de săruri minerale, o altă parte este fixat în substanţele humice nou-formate şi o mare

cantitate din nitraţi este levigată odată cu apa de infiltraţie.

În general, într-un sol biologic activ, sub arborete încheiate, pierderile de azot din sol sunt

compensate, an de an, în cea mai mare parte, prin adaosurile amintite, realizându-se, în general, un

circuit activ al azotului între sol şi plantă, asigurându-se astfel hrana azotată în bune condiţii.

În schimb, solurile luate în cultură intensivă (pepiniere) adaosurile, pe cale naturală, de azot

în sol nu pot compensa pierderile acestui element cu exportul de masă vegetală. În acest caz este

necesar să se amelioreze bilanţul azotului, întroducându-se în sol îngrăşăminte organice şi

îngrăşăminte minerale cu azot.

Îngrăşămintele organice mai des folosite sunt gunoiul de grajd şi îngrăşământul verde (lupin,

mazăre şi borceag), care se aplică la începutul rotaţiei (odată la 3-4 ani).

Ca îngrăşăminte minerale azotate se folosesc în mod curent :

- azotatul de amoniu, cu 33% N ;

- sulfatul de amoniu, cu 21% N ;

- ureea, cu 46% N ;

- nitrocalcarul, cu 28% N ;

- îngrăşăminte complexe (care conţin N,P,K)

Dozele care se aplică se stabilesc în urma determinărilor de laborator efectuate asupra

probelor de sol recoltate, valorile respective urmând să fie corectate cu rata anuală de mineralizare

a azotului din substanţa organică a solului şi cu necesarul culturii respective în acest element .

Fosforul din sol şi accesibilitatea lui în plante. Fosforul este răspândit în toate organele

plantelor în întreg aparatul vegetativ, dar mai ales în seminţele şi în ţesuturile de creştere. Este

un constituient principal al compuşilor care înmagazinează şi transportă energia în plante.

După azot, fosforul este al doilea macroelement de importanţă fundamentală pentru plante.

Deşi consumul de fosfor este mai mic decăt acela de azot, potasiu şi calciu, fosforul adeseori

are caracter limitativ. Aceasta nu atât din cauza insuficienţei conţinutului total de fosfor din sol, ci

mai des datorită solubilităţii slabe a compuşilor de fosfor şi a trecerii lor lente în forme asimilabile.

148

Plantele absorb fosforul din soluţia solului în exclusivitate sub formă de ioni fosfatici

(PO43-, PO4 H 2-).

Sursa principală de fosfor în sol este cea minerală şi numai în mică măsură cea organică

(fosforul provine din magmă, sub formă de apatită). Sub acţiunea factorilor care asigură

dezagregarea fizică şi apoi alterarea chimică a rocilor, apatitele sunt dizolvate treptat şi foarte lent

de către apa cu bioxid de carbon, fosforul este antrenat în diferite transformări ciclice, devenind

astfel accesibil organizmelor vii.

Solurile contin, în general, între 0,1 – 0,3% fosfor total, din care peste 40% se găseşte legat

în compuşi organici acumulaţi în litieră şi în orizontul humifer, restul se află sub formă de compuşi

de calciu greu solubili (în solurile neutre şi alcaline) sau compuşi de fier şi aluminiu (în solurile

acide) sau sub formă de anioni fosfatici de schimb, reţinuţi în complexul adsorbtiv.

Procesul acumulării fosfaţilor în stratul superior de sol este una din consecinţele cele mai

importante a influenţei vegetaţiei asupra formării şi evoluţiei solurilor. În condiţiile naturale de

evoluţie a solurilor (fără îndepărtarea de pe sol a masei vegetale produse), stratul de la suprafaţă,

acumulând fosforul din plantele moarte, se îmbogăţeşte treptat în acest element, în raport cu

orizonturile subiacente. Această acumulare este favorizată şi de împrejurarea că, datorită adsorbţiei

sale în sol fosforul, odată adus de rădăcinile plantelor la suprafaţă, nu mai este redistribuit pe

profilul solului de către curentul percolativ de apă.

Dacă în orizontul A a solurilor zonale, fosforul se repartizează aproximativ egal între partea

minerală şi organică, în adâncimea profilului, odată cu scăderea conţinutului de materie organică,

raportul între fosfaţii minerali şi cei organici, se modifică puternic în favoarea celor minerali.

În general, toate formele de fosfaţi se disting printr-o slabă solubilitate în apă. Principalii

factori care influenţează solubilitatea fosforului din sol sunt : reacţia, diluţia soluţiei şi temperatura,

care pot duce la o activitate microbiologică normală.

În solurile forestiere arborii extrag anual din sol 5 –15 kg P2O5/ha, iar prin litieră reintră în

circuit cca 60 – 70% din fosforul absorbit. Sub arboretele naturale, rezervele de fosfor accesibil din

solurile biologic active nu se epuizează, dat fiind faptul că litiera şi alţi compuşi cu fosfor

reîmprospătează aceste rezerve. În schimb, în solurile luate în cultură intensivă (pepiniere)

consumul anual poate ajunge la 20 – 40 kg P2O5/ha şi rezervele de fosfor (ca şi cele de azot şi de

potasiu) se epuizează destul de repede, impunându-se folosirea îngrăşămintelor.

La stabilirea dozelor de îngrăşeminte cu fosfor se ţine cont de consumul specific al culturii

respective, de conţinutul solului în fosfor mobil (exprimat în p.p.m. sau mg P/100 g sol) şi de

coeficientul de utilizare a îngrăşămintelor.

Formele de îngrăşăminte cu fosfor folosite sunt diferite în funcţie de starea de reacţie a

solului. În cazul solurilor neutre şi alcaline se folosesc îngrăşăminte cu fosfor uşor solubile

(superfosfat simplu cu 18% P2O5 , substanţă activă, sau superfosfat dublu sau triplu care pot

149

conţine până la 50% P2O5), în care predomină fosfaţii monocalcici, iar pe solurile acide se folosesc

cu succes îngrăşăminte cu fosfor mai greu solubile, în care domină fosfaţii tricalcici, cum sunt de

exemplu fosforitele sau apatita fin măcinată.

Rezultate bune se obţin şi prin aplicarea îngrăşămintelor organice, în special gunoi de grajd

în doze de 20 – 40 t/ha sau îngrăşăminte verzi, odată la 3 – 4 ani (practic la începutul rotaţiei

culturilor în pepinieră).

Potasiul din sol. După azot şi fosfor, potasiul este considerat al treilea element ca

importanţă pentru plante. Are rol catalitic şi energetic. Imprimă rezistenţă la boli, dăunători, secetă

şi frig.

Potasiul este unul dintre cele mai răspândite elemente constitutive ale litosferei. Principalele

minerale primare care conţin potasiu (feldspaţii ortoclazi şi micele) alcătuiesc împreună peste 20%

din masa litosferei.

Conţinutul mediu de potasiu (K2O) în scoarţa terestră este de 2,3 -3,0%, întrecând

aproximativ de 10 ori pe cel al fosforului (0.3% P2O5).

Potasiul ajunge în sol împreună cu mineralele primare (feldspaţii ortoclazi şi micele) şi cu

cele secundare (mineralele argiloase) care compun în cea mai mare parte materialele parentale pe

care se formează solurile.

În ceea ce priveşte variaţia pe profilul de sol a conţinutului de potasiu, spre deosebire de

fosfor, circuitul biogeochimic nu determină în timp o acumulare accentuată a potasiului în

orizontul de suprafaţă şi nu conduce la diferenţierea sensibilă a conţinutului acestuia pe profil.

Acest fapt se datoreşte mobilităţii mai mari a potasiului în sol, posibilităţii deplasării lui şi în sens

descendent, împreună cu ionii de NO3- şi Cl-, în perioadele cu precipitaţii abundente.

Din potasiul total din sol, cca 97% intră ca element constitutiv al mineralelor primare şi

secundare (deci insolubil în apă) şi numai cca 3% reprezintă potasiul schimbabil din soluţia solului

sau adsorbit la suprafaţa coloizilor.

Între potasiul schimbabil şi cel solubil în apă, pe de o parte, şi diferitele forme de potasiu

fixat în reţeaua mineralelor, pe de altă parte, se stabileşte un echilibru care asigură menţinerea unui

anumit nivel de conţinut. Dinamica acestor forme este influenţată de reacţie, temperatură şi

umiditate, care însă determină caracterul destul de conservator al stării de asigurare a solului cu

potasiu accesibil plantelor.

În general, solurile din ţara noastră, cu excepţia unor psamosoluri, sunt mediu şi bine

asigurate cu potasiu accesibil plantelor. De fapt, este de reţinut faptul că între conţinutul de potasiu

accesibil şi conţinutul de argilă coloidală există o corelaţie strânsă şi directă (conţinutul de potasiu

creşte cu conţinutul de argilă).

Consumul de potasiu de către speciile forestiere este aproximativ la fel de ridicat ca şi cel de

azot (70-80 kg K2O/ha), din care majoritatea se întoarce în sol prin litieră. Consumurile realizate

150

sunt compensate de adaosurile anuale de potasiu din litieră, plus cationii de potasiu eliberaţi prin

alterare din mineralele care conţin potasiu.

Dacă în solurile de pădure biologic active există un echilibru dinamic al conţinutului de

potasiu şi speciile forestiere nu resimt lipsa potasiului, în schimb în solurile luate în cultură

intensivă (pepiniere), datorită exportului mare de masă vegetală, rezervele de potasiu accesibil

plantelor se epuizează repede şi apare necesar ca periodic să se intervină cu îngrăşăminte, fie

organice (gunoi de grajd), fie minerale (clorură sau sulfat de potasiu).

Calciul din sol. Calciul ca element nutritiv ajută la creşterea ţesuturilor tinere a plantelor,

neutralizează acizii din plante, ia parte la alcătuirea celulelor vegetale şi dă consistenţă frunzelor

mature şi ţesuturilor de protecţie.

Calciul are o mare influenţă şi asupra însuşirilor solului :

- contribuie la coagularea coloizilor din sol, favorizând astfel formarea structurii solului;

- deplasează din complexul coloidal alţi cationi (Na, K, Mg), importanţi pentru nutriţia

plantelor;

- activează dezvoltarea microorganismelor din sol şi îndeosebi a bacteriilor;

- precipită compuşii mobili ai fierului, aluminiului şi manganului din solurile acide,

împiedicând astfel acţiunea nocivă a acestora, când sunt în exces.

Calciul din sol provine din rocile sedimentare (calcare, dolomite, marne, loessuri, ş.a.), şi

din minerale constituente eruptive (în special feldspaţii plagioclazi).

Se găseşte în soluri , atât sub formă de CaCO3, care este insolubil, cât şi adsorbită (ca

element de schimb în complexul adsorbtiv).

În general, majoritatea solurilor din ţara noastră sunt bine aprovizionate cu calciu, cu atât

mai mult cu cât arborii au posibilitate să-l ia mai din adâncime.

În schimb, în solurile puternic acide, impermeabile şi reci, este nevoie de mai mult calciu, nu

atât pentru hrana imediată a plantelor, cât mai ales pentru îmbunătăţirea însuşirilor fizice şi chimice

ale acestor soluri în scopul atenuării sau chiar a opririi unor procese de evoluţie negativă şi a

scăderii troficităţii lor.

Pentru corectarea reacţiei acide, mai ales în solurile de pepinieră, se aplică calciu sub formă

de CaCO3 fin măcinat, ca amendament, în doze diferite (5-10 t/ha), care se calculează pe baza

acidităţii hidrolitice şi a gradului de saturaţie în baze.

9.3. Macroelementele secundare

Magneziul, sulful, fierul şi sodiul sunt considerate macroelemente secundare de importanţă

mai mică, nu pentru că ar avea un rol mai puţin însemnat în viaţa plantelor, ci pentru că sunt folosite

în cantităţi mai mici decât macroelementele principale (N, P, K şi Ca) şi solurile forestiere, în

general, sunt mai bine asigurate în aceste elemente.

151

Magneziul participă în procesul de fotosinteză, intră în proporţie de 2,7% în alcătuirea

clorofilei, favorizând asimilarea fosforului. El se găseşte în numeroase minerale primare şi

secundare din sol şi de regulă nu se înregistrează carenţe de magneziu în soluri. În cele mai multe

soluri forestiere magneziul de schimb nu depăşeşte 1/3-1/5 din cantitatea de calciu de schimb din

sol.

Sulful participă la procesele de oxido-reducere, cu rol important în sinteza proteinelor

plantelor. El este procurat de către plante din sol, îndeosebi din substanţa organică a acestuia, care

de regulă în solurile acoperite cu vegetaţie forestieră se împrospătează continuu şi deci nu se poate

ajunge la carenţe de sulf.

Fierul, ca şi magneziul, intră în constituirea moleculelor de clorofilă. Fierul se găseşte în

cantităţi mari în sol în minerale primare nealterate, în compuşi organo-minerali, precum şi sub

formă de ioni în soluţia solului. În solurile bogate în calciu, cu reacţie alcalină, fierul poate să treacă

în forme greu solubile sau insolubile (determinând cloroza plantelor).

Întrucât elementele respective sunt consumate în cantităţi mici şi speciile forestiere

explorează un volum mare de sol, în general, în silvicultură nu se simte nevoia de îngrăşăminte cu

astfel de elemente.

În pepiniere, chiar dacă consumul este mai mare, necesarul suplimentar este asigurat prin

aplicarea de îngrăşăminte organice, precum şi a asolamentului.

9.4. Microelementele şi ultramicroelementele din sol

Practic, prin microelemente se înţeleg toate elementele care se găsesc în ţesuturile plantelor,

în procente mai mici de 0,01% şi a căror prezenţă este absolut necesară pentru dezvoltarea normală

a plantelor.

Dintre microelementele a căror acţiune asupra vegetaţiei forestiere este mai bine cunoscută

se menţionează : borul, molibdenul, manganul, zincul, cuprul, cobaltul, ş.a.

Microelementele se găsesc în sol sub formă de săruri, oxizi, hidroxizi, ca elemente

componente în reţeaua silicaţilor şi sub formă de ioni de schimb.

Accesibilitatea microelementelor pentru plante este determinată de o serie de factori, cum

sunt : valoarea pH-ului, activitatea microbiană, umiditatea şi complexul coloidal al solului. În

general, la valori mari ale pH-ului din sol (pH mai mare de 7-7,5) solubilitatea celor mai multe

dintre microelemente (Mn, Zn, B) scade foarte mult. În cazul solurilor nisipoase acide apar carenţe

de cupru şi de cobalt, în cazul solurilor foarte bogate în calciu, poate să apară deficit de bor (acesta

fiind blocat de calciu, ca şi de mangan şi zinc), iar în cele cu potenţial redox mare apare frecvent

deficit de mangan.

De regulă, vegetaţia forestieră nu duce lipsă de microelemente, întrucât rădăcinile arborilor

explorează un volum mare de sol, putându-le procura din orizonturile mai adânci.

152

În cazurile când totuşi apar unele carenţe în anumite microelemente, datorită faptului că sunt

blocate în combinaţii greu solubile, sau au fost intens levigate, se impune intervenţia omului, fie

prin fertilizări foliare (extraradiculare), prin stropiri cu soluţii nutritive, fie prin ameliorarea

însuşirilor solului, în vederea mobilizării elementelor respective (amendamente, îngrăşăminte cu

macroelemente fiziologic acide, desecări, ş.a., după caz).

În categoria ultramicroelementelor sunt cuprinse elementele care intră în plante în proporţie

redusă (sub 10-6).

În această categorie sunt cuprinse în special elementele radioactive : radiul, uraniul, actiniul,

thoriul, ş.a.

Experienţele efectuate în agricultură, demonstrează că aplicate în doze mici

ultramicroelementele, stimulează creşterea şi dezvoltarea plantelor, sinteza substanţelor proteice

activitatea fermenţilor ş.a.

În ceea ce priveşte speciile forestiere lemnoase s-a constatat faptul că unele dintre ele, cum

sunt fagul şi stejarul (Mihai Gh., 1964 ; Davidescu D., 1967), cresc şi se dezvoltă mult mai repede

pe soluri ce provin din roci vulcanice (bogate în elemente radioactive), comparativ cu cele de pe

soluri provenite din roci sedimentare, iar pinul silvestru, în cazul unor halde de roci conţinând

elemente radioactive, se dezvoltă mai bine decât molidul şi bradul de pe aceleaşi roci (Roşu C.,

2000).

9.5. Troficitatea solului

Prin troficitate, în sensul strict al termenului, se înţelege capacitatea solului de a aproviziona

plantele cu elemente nutritive.

Troficitatea solului este condiţionată de fondul de substanţe nutritive accesibile plantelor, de

apa accesibilă şi de favorabilitatea solului pentru dezvoltarea sistemului de rădăcini.

Ţinând seama de aceste însuşiri, care condiţionează capacitatea, precum şi mobilitatea şi

absorbţia elementelor nutritive, se disting două tipuri de troficitate, şi anume: troficitate potenţială,

care exprimă fondul nutritiv posibil să fie folosit de plante şi troficitate efectivă care exprimă fondul

nutritiv accesibil plantelor în perioada de bună asigurare a solului cu apă disponibilă pentru plante.

Pentru studiul troficităţii solurilor forestiere, se ia în considerare întreg volumul fiziologic

util al profilului de sol. Însă, hotărâtoare pentru nivelul troficităţii, este partea superioară (cea

humiferă), şi cea mai intens străbătută de sistemele de rădăcini a profilului de sol şi care participă în

măsura cea mai mare la circuitul biologic al substanţelor nutritive.

Pentru diferenţierea şi caracterizarea troficităţii solurilor forestiere, diferiţi autori au

elaborat diverse metode de apreciere, luându-se în considerare : flora indicatoare, tipul şi subtipul

de humus, unii indici analitici corelaţi.

153

Un auxiliar des folosit pentru caracterizarea solurilor forestiere sub raportul troficităţii, îl

constituie flora indicatoare, binenţeles, atunci când fitocenoza naturală nu a suferit modificări

antrtopogene profunde.

După flora indicatoare (pătura vie erbacee de sub pădure) majoritatea specialiştilor

încadrează solurile în patru categorii de troficitate : sărace, relativ sărace, relativ bogate şi bogate.

Asupra folosirii florei indicatoare pentru diferenţierea troficităţii solurilor forestiere, este însă de

păstrat rezerva că aceasta, nu poate caracteriza întregul profil de sol fiziologic util pentru vegetaţia

arborescentă. Totodată, sunt situaţii când aceleaşi tipuri de pătură vie, pot exista în staţiuni cu

bonităţi diferite.

Aprecierea troficităţii solurilor forestiere după tipul şi subtipul de humus, demonstrează

marea importanţă a nutriţiei (în primul rând cu azot) pentru creşterea şi dezvoltarea plantelor.

Sprijinindu-se pe un număr mare de determinări de creşteri ale arborilor şi date analitice asupra

humusului forestier (Müller, în Germania 1967) a stabilit, pentru solurile de pădure 5 grupe de

forme (subtipuri) de humus cu valoare indicatoare asupra categoriilor de troficitate a solurilor

forestiere şi anume : mull, mull-moder, moder, moder-humus brut, humus brut. Această metodă este

folosită şi de silvicultorii din ţara noastră, dar în majoritatea cazurilor este corelată cu o serie de

indici analitici.

Indicii de troficitate, criteriu fundamental pentru definirea cantitativă a troficităţii

solului. În decursul timpului, pentru o caracterizare mai completă a categoriilor de troficitate a

solurilor de pădure, alături de conţinutul şi natura humusului, s-a luat în calcul şi însuşirile

complexului adsorbtiv al solului, exporimate prin valoarea gradului de saturaţie în baze (V %).

Sunt însă frecvente cazurile, mai ales în regiunile accidentate, în care volumul edafic

intervine în mod hotărâtor şi modifică potenţialul trofic de ansamblu al solului, determinând

dezacorduri între troficitatea potenţială globală şi clasa de producţie a arboretului.

Şcoala românească de staţiuni forestiere (Chiriţă C. şi colab., 1977) a introdus conceptul

indicelui de troficitate potenţială globală, în care au fost introduse o serie de indici măsurabili.

Acest indice se determină prin complexarea, prin înmulţire (în ideea de interacţiune), a unor

elemente de importanţă hotărâtoare pentru capacitatea trofică şi potenţialul productiv al solului şi

anume: conţinutul de humus; natura humusului; însuşirile complexului adsorbtiv al solului,

exprimate prin valoarea gradului de saturaţie în baze; volumul edafic, determinat de grosimea utilă

şi conţinutul de schelet, folosind formula: ITp = H∗∗∗∗d∗∗∗∗Gv∗∗∗∗V%∗∗∗∗rv, unde:

ITp - este troficitatea potenţială; H - conţinutul procentual de

humus; d - grosimea profilului sau orizontului (dm); Gv - greutatea

volumetrică a solului; V% -gradul de saturaţie în baze; rv - raportul

între volumul pământului fin şi schelet.

154

În raport cu valoarea indicelui de troficitate potenţială globală, solurile forestiere se clasifică

astfel: T0 – soluri extrem oligotrofice sau distrofice - ITp sub 10; TI – soluri oligotrofice -

ITp = 10-30; TII – soluri oligomezotrofice - ITp = 30-50; TIII – soluri mezotrofice - ITp = 50-

80; TIV – soluri eutrofice - ITp = 80-140; TV – soluri megatrofice - ITp peste 140.

Cercetările au arătat că atunci când nu intervin factori limitativi puternici (îndeosebi deficit

mare de umiditate) indicele de troficitate potenţială globală se corelează foarte bine cu nivelul de

bonitate al staţiunii şi cu productivitatea arboretului. În asemenea situaţii, el poate fi considerat ca

indice de troficitate efectivă a solurilor şi a staţiunilor. Practic troficitatea efectivă exprimă măsura

în care, în funcţie de regimul aerohidric şi de temperatură substanţele nutritive sunt puse la

dispoziţia plantelor.

155

Partea a II-a

Cap. 10 CLASIFICAREA SOLURILOR

10.1 Scurt istoric

Variaţia mare a factorilor de solificare, a determinat în zona de interferenţă a

litosferei cu atmosfera, biosfera şi hidrosfera, formarea pedosferei, cu un număr

impresionant de tipuri de sol, număr comparabil cu cel din regnul vegetal şi animal.

Spre deosebire de minerale, de plante şi animale, solurile fiind sisteme naturale

dinamice, se delimitează mai greu unele de altele, întrucât formează un înveliş continuu cu

trecere treptată între ele.

Clasificarea (taxonomia) solurilor urmăreşte să grupeze aceste corpuri naturale după

anumite criterii, în unităţi de clasificare (taxonomice) de diferite ordine de mărime.

Încercări de clasificare au fost multiple în decursul timpurilor, clasificări care au

urmărit nivelul cunoştinţelor despre sol în perioada respectivă.

În evoluţia concepţiilor privind clasificarea solurilor, se disting trei etape mai

importante, manifestate în timp:

a) Etapa iniţială, datată până în prima jumătate a secolului al XIX-lea, când solurile

se grupau după anumite criterii disparate (fizice, chimice, geologice ş.a.), spre exemplu:

soluri nisipoase, soluri argiloase, soluri bogate în humus, soluri pe calcare, soluri pe roci

acide ş.a.

b) Etapa şcolii naturaliste ruse, reprezentată de către fondatorul pedologiei ca ştiinţă,

savantul Dokuceaev (1866), care a elaborat „Clasificarea genetico-geografică”, clasificare

ce a dominat ştiinţa solului pe plan mondial timp de un secol.

Această clasificare consideră solul ca un corp istorico-natural, care urmăreşte

zonalitatea climatică şi a vegetaţiei. La bază stă tipul de sol, cu o serie de subdiviziuni,

legate în special de formele de tranziţie şi influenţa condiţiilor locale.

La nivel superior prezintă trei clase, şi anume:

- soluri zonale, care grupează tipurile formate sub influenţa zonelor naturale (stepă,

silvostepă, pădure, tundră şi altele);

- soluri intrazonale, care grupează tipurile formate în cuprinsul diferitelor zone,

datorită unor condiţii locale (rocă, apă freatică ş.a.);

- soluri azonale, care grupează solurile în curs de formare, neevoluate, tinere,

aluviale;

156

Unităţile inferioare tipului de sol sunt: subtipul, genul, specia, varietatea şi grupa de

sol.

c) Etapa modernă, care începe în jumătatea a doua a secolului XX. Se folosesc drept

criterii de clasificare caracterele intrinseci morfogenetice şi chimice ale profilului de sol,

fără să se ţină seama de zonalitatea climatică.

Această concepţie a fost fundamentată de către pedologii americani conduşi de

Smith, în perioada 1950-1967, când a fost publicată sub denumirea de a şaptea aproximaţie

sau Taxonomia solurilor.

Pe baza criteriilor utilizate, au fost stabilite şase unităţi taxonomice: ordine,

subordine, grupe, subgrupe, familii şi serii.

Denumirea fiecărei unităţi taxonomice a fost fixată prin termeni sistematic construiţi

(asociaţii de rădăcini ale unor cuvinte greceşti, latineşti, inventate sau prezente în

majoritatea limbilor, însoţite în jos pe scară de adjective).

Pe această linie se înscriu şi clasificările: SRSC-1980, FAO-UNESCO-1988, WBB-

SR-1998, USDA-1999 ş.a.

În toate variantele de clasificare, obiectul îl constituie indivizii de sol, sau Pedonul

sau Tipul de sol.

Cu toate realizările remarcabile obţinute în diferite ţări privind sistematica solurilor,

până în prezent nu s-a ajuns la o clasificare unanim acceptată pe plan mondial. Această

situaţie se explică prin:

- lipsa unor metode unitare de lucru şi de analize chimice în laborator;

- existenţa unor concepţii diferite privind unitatea elementară de sol;

- predominarea încă în unele ţări a conceptului de zonalitate în clasificarea solurilor,

deşi nu se lucrează cu zone, ci soluri individuale.

În deceniul trecut, pentru a veni în sprijinul pedologilor care se ocupă cu clasificarea

solurilor în diverse ţări, în vederea realizării unor clasificări unitare, Asociaţia Internaţională

de Ştiinţa Solului, a propus următoarea terminologie privind profilul de sol:

- Caracteristica. O trăsătură observabilă şi măsurabilă a solului (culoare, grosime,

pH etc.).

- Asamblajul. Aranjamentul spaţial a constituienţilor solului (textură, structură,

porozitate etc.)

- Orizontul. Un strat de sol aproximativ paralel cu suprafaţa terenului, caracterizat

prin unul sau două asamblaje, care îl deosebesc de stratele superioare sau

inferioare.

157

- Solul (Pedonul). O combinaţie verticală specifică de orizonturi, ce apare pe o

adâncime definită ca rezultat al unor procese pedogenetice trecute sau prezente.

10.2 Scurt istoric privind clasificarea solurilor în România

Prima clasificare a solurilor României a fost făcută de G. Munteanu-Murgoci (1911)

care a aplicat principiile clasificării genetice naturaliste.

Clasificările ulterioare ale solurilor României, elaborate timp de peste cinci decenii,

reprezintă actualizări şi completări ale clasificării lui G. Munteanu-Murgoci.

În ceea ce priveşte nomenclatura solurilor s-a utilizat, în general, sistemul care

îmbină denumirea după culoare cu un anumit conţinut genetic şi geografic atribuit solului

respectiv; de cele mai multe ori, în denumirea solului este arătată şi formaţia vegetală

specifică acestuia.

Unii termeni introduşi pe parcurs, cum au fost: „Pseudogleizare”, „zlotos”,

„silvestru”, „micelar”, „progradat”, „regradat”, „pratoziom”, etc. nu sunt acceptaţi fără

rezerve de toţi pedologii.

Sub egida Societăţii Naţionale Române pentru Ştiinţa Solului (înfiinţată în 1961) şi a

Institutului de Cercetări pentru Pedologie, s-a elaborat, pe baza unei largi consultări a

specialiştilor din cercetare şi învăţământ superior, „Sistemul Român de Clasificare a

Solurilor”, publicat în 1980, clasificare acceptată şi folosită în cercetare şi producţie până în

2003.

Sistemul prezenta ca unităţi taxonomice de nivel superior 10 clase, 39 tipuri şi 470

subtipuri, iar la nivel inferior: varietăţi, familii, specii şi variante.

Îmbunătăţirea sistemului de clasificare a solurilor (SRTS-1980) a devenit necesară şi

utilă în prezent, după peste 20 de ani de aplicare. A fost realizată de un colectiv de

cercetători pedologi condus de N. Florea şi I. Munteanu, din cadrul ICPA şi SNRSS,

publicată sub denumirea „Sistemul Român de Taxonomie a Solurilor”, în 2000.

Între timp şi pe plan internaţional au fost realizate revizuiri ale Legendei Hărţii

Solurilor Lumii, FAO/UNESCO şi au fost difuzate în mai multe ediţii îmbunătăţite ale

clasificării americane (Soil Taxonomy) sau ale Referenţialului Pedologic Francez. Există

deci o permanentă acţiune de aducere la zi a diferitelor sisteme de clasificare, odată cu

evoluţia cunoştinţelor despre soluri.

158

10.3 Cadrul natural de formare a solurilor din România

Cu toate că ţara noastră are o suprafaţă relativ restrânsă (237.000 km2), prezintă o

gamă foarte largă de soluri. Întrucât această situaţie se datorează cadrului natural foarte

variat, înainte de prezentarea clasificării solurilor României, se impune o caracterizare

succintă a acestuia.

Teritoriul României se află în plină zonă temperată, întinzându-se pe circa 5º

latitudine, de o parte şi de alta a paralelei nordice de 45º. Ţinându-se seama de acest fapt,

România ar trebui să prezinte condiţii bioclimatice şi de sol relativ uniforme. Datorită însă

reliefului în trepte, pe teritoriul ţării noastre se înregistrează o variaţie însemnată a

condiţiilor de climă şi vegetaţie şi, ca urmare, şi de sol. Pe fondul zonalităţii orizontale

determinată de poziţia latitudinală, se grefează o evidentă zonalitate altitudinală. De

asemenea, de variaţia reliefului, atât la scara ţării, cât şi a unor areale mai mici, este legată şi

diversitatea condiţiilor de rocă, hidrografie şi hidrogeologie, care duce la o împestriţare şi

mai mare a învelişului de sol.

a) Condiţiile de relief. Pe teritoriul ţării noastre se întâlnesc următoarele forme

majore de relief: munţi, dealuri, podişuri şi piemonturi, câmpii, depresiuni intramontane,

terase şi lunci.

Munţii ocupă aproximativ o treime din suprafaţa ţării. Includ teritoriile cu altitudini

mai mari de 800 m. Litologic, sunt alcătuiţi din roci masive (magmatice, metamorfice şi

sedimentare), în general dure. În cadrul reliefului montan, de obicei nu se întâlnesc situaţii

în care solificarea să aibă loc în condiţii de exces de apă freatică.

Dealurile, podişurile şi piemonturile cuprind de asemenea aproximativ o treime din

suprafaţa ţării şi au altitudini cuprinse între 200-800 m. Litologia acestei zone este foarte

variată: pietrişuri, nisipuri, argile, marne, loessuri, gresii etc. Pe alocuri, în cazul

suprafeţelor cu drenaj defectuos şi situate în condiţii de climă umedă, solificarea decurge

sub influenţa excesului de apă freatică sau stagnantă.

Câmpiile, care cuprind tot aproximativ o treime din teritoriul ţări au altitudini sub

200 m. Litologic, sunt alcătuite predominant din loessuri, dar se întâlnesc şi argile şi

nisipuri. Pe suprafeţe apreciabile, apele freatice (adesea mineralizate) se află la adâncime

mică, influenţând solificarea.

Depresiunile intra şi submontane sunt unităţi geomorfologice care comparativ cu

relieful înconjurător au altitudini mult mai reduse, aspect plan sau puţin accidentat, climat

mai dulce. Litologic, sunt alcătuite din depozite detritice, de la grosiere până la fine, adesea

prezentând exces de apă stagnantă.

159

Terasele sunt forme de relief ce reprezintă trepte ale albiilor anterioare ale apelor

curgătoare, ape care s-au retras şi adâncit.

Luncile sunt unităţi de relief tinere; reprezintă albiile majore contemporane ale

cursurilor de apă curgătoare. Atât terasele cât şi luncile se întâlnesc din zona montană până

la câmpie şi litologic, sunt alcătuite din aluviuni cu texturi foarte variate şi adesea cu ape

freatice la mică adâncime.

b) Condiţiile de climă. Ţara noastră are o climă foarte variată; principala cauză o

constituie modificarea circulaţiei generale atmosferice sub influenţa arcului carpatic şi

datorită poziţiei geografice a României pe continent, practic întâlnim patru provincii

climatice:

- partea nord-vestică (panonică) este influenţată de aer oceanic din vestul

continentului;

- partea sud-vestică (danubiano-getică), influenţată de masele de aer mediteraniene;

- partea sud-estică (danubiano-pontică), influenţată de masele de aer sud-estice

(subtropicale);

- partea estică (moldo-sarmatică), influenţată de masele de aer din răsărit.

Principalele elemente ale climei (temperatura şi precipitaţiile) sunt strâns legate de

relief dar şi de provinciile climatice.

Astfel, temperaturile medii multianuale sunt, de obicei, în zona montană, între – 2,8º

C şi 6º C; în zona dealurilor, podişurilor şi piemonturilor între 6-7ºC până la 9ºC, în funcţie

de provincia climatică, iar în zona câmpiilor temperaturile medii anuale frecvente sunt de

10-11 ºC.

Precipitaţiile medii multianuale, de asemenea, variază foarte mult în sens invers faţă

de temperaturi. Cele mai ridicate valori se înregistrează în munţi, cuprinse între 800 şi 1400

mm; în zona dealurilor, podişurilor şi piemonturilor, media anuală a precipitaţiilor are

frecvente valori de 600-700 mm, iar la câmpie, de obicei, între 400 şi 550 mm.

Ca urmare a variaţiei accentuate a temperaturilor şi precipitaţiilor, indicele de

ariditate, care exprimă sintetic legătura între climă şi sol oscilează între limite foarte largi

(de la sub 20 până la peste 110).

c) Condiţiile de vegetaţie. Pe teritoriul ţării noastre vegetaţia este de asemenea

extrem de variată, în structura căreia se reflectă atât influenţa latitudinii, cât şi a altitudinii,

prin prezenţa zonelor de vegetaţie cu etajele respective, care se succed de la câmpie la

munte în ordinea: zona de stepă, zona de silvostepă, zona pădurilor de foioase (nemorală),

zona pădurilor de conifere (boreală) şi zona alpină.

160

CAP. 11 SISTEMUL ROMÂN DE TAXONOMIE A SOLURILOR

SRTS-2000 reprezintă o formă îmbunătăţită a SRTS-1980, care nu-i schimbă

structura şi păstrează entităţile de bază ale acesteia. Realizează însă o încadrare mai bună a

solurilor în sistem, o aplicare mai consecventă a criteriilor diagnostice (caracterul unitar

devenind astfel mai clar), o creştere a gradului de aplicabilitate practică şi o uniformizare a

terminologiei solurilor.

În ceea ce priveşte uniformizarea nomenclaturii s-a avut în vedere atribuirea unui

singur cuvânt pentru denumirea solului la nivel de clasă şi de tip de sol şi a unui adjectiv

adăugat la denumirea tipului pentru subtipul de sol. În denumirile nou adoptate s-a

menţinut, pe cât posibil, părţi din denumirea anterioară. În plus, vocala de legătură în

cuvântul compus este „i” pentru denumirea de clasă şi „o” pentru denumirea de tip.

La nivel inferior s-au păstrat practic criteriile de subîmpărţire a solurilor şi graduările

existente în vechiul sistem.

Caracteristicile fundamentale ale Sistemului Român de Taxonomie a Solurilor pot fi

rezumate în cele ce urmează:

a) Păstrează şi continuă tradiţia şcolii pedologice româneşti prin conceptul de sol

drept corp natural rezultat prin acţiunea combinată a ansamblului de factori pedogenetici

asupra părţii superficiale a scoarţei terestre şi care are organizare şi însuşiri proprii,

reflectate în succesiunea de orizonturi denumită profil de sol. Pe lângă aceasta, majoritatea

criteriilor şi parametrilor de diferenţiere şi caracterizare a categoriilor sistemului sunt proprii

„româneşti”.

b) Paralel cu păstrarea specificului naţional, Sistemul Român de Taxonomie a

Solurilor este aliniat şi standardelor internaţionale. Acest fapt este deosebit de important

dacă avem în vedere necesitatea corelării acestei taxonomii cu clasificările internaţionale şi

procesul de integrare a României în Comunitatea Europeană.

c) Sistemul Român de Taxonomie a Solurilor este un sistem multicategorial cu două

niveluri principale: un nivel superior cu trei categorii (taxoni), şi anume clasa, tipul şi

subtipul de sol şi un nivel inferior cu patru categorii (taxoni), respectiv varietatea, specia,

familia şi varianta de sol. Păstrând tradiţia genetică a şcolii româneşti de pedologie, unitatea

de bază a sistemului este tipul genetic de sol, definit printr-un orizont sau succesiune de

orizonturi sau proprietăţi diagnostice.

d) Elementele de diferenţiere între categorii sunt acele proprietăţi ale solului care pot

fi observate în câmp sau care pot fi deduse din alte proprietăţi ce pot fi observate în câmp.

Sistemul utilizează, de asemenea, şi criterii bazate pe măsurători de laborator.

161

Orizonturile de sol şi stratele principale O- orizont organic (de soluri forestiere), nehidromorf. Se disting:

Ol - litiera, material organic proaspăt, nedescompus. Of - orizont de fermentaţie, litieră în curs de descompunere, resturi organice, cu structură vizibilă.

Oh - orizont de humificare în care materialul organic este într-un stadiu foarte avansat de descompunere.

T-orizont turbos, orizont organic hidromorf (resturi organice de plante hidrofile în diferite stadii de transformare). Se disting: Tf – slab descompus (T fibric). Th – moderat descompus (T hemic). Ts – puternic descompus (T sapric). A-orizont organo-mineral, format în partea superioară a solului, prin acumulare de materie organică humificată (humus) şi intim legată de partea minerală a solului. De regulă, este mai închis la culoare decât orizontul subiacent. Se disting:

Am – orizont A molic, culoare închisă, cu valori şi crome sub 3,5 în stare umedă şi sub 5,5 în stare uscată; conţinut în humus peste 1 %; grosime de cel puţin 25 cm sau de cel puţin 20 cm la solurile la care stratul R este situat în primii 75 cm; structură glomerulară sau grăunţoasă; grad de saturaţie cu baze peste 53 %. Ame – orizont A molic eluvial sau orizont A molic slab luvic. Prezintă acumulări reziduale de cuarţ şi se găseşte între un orizont Am şi Bt. Reprezintă stadiul iniţial de formare a unui orizont E. Au – orizont A umbric. Este asemănător orizontului Am, în ceea ce priveşte culoarea, conţinutul în materie organică, structura, dar se diferenţiază prin gradul de saturaţie în baze care este sub 53 %. Ao – orizont A ocric. Este prea deschis la culoare sau prea sărac în materie organică sau prea subţire pentru a fi molic sau umbric. Dacă un orizont A prezintă toate caracterele unui orizont molic sau umbric, cu excepţia grosimii, se consideră tot orizont Ao, dar se notează cu Aou sau Aom. Ap – strat arat (indiferent de orizontul din care provine). Al – orizont A limnic este un orizont mineral submers situat la suprafaţa depozitelor de pe fundul rezervoarelor naturale de apă (bălţi, lacuri, lagune).

E – orizont eluvial, îmbogăţit rezidual în cuarţ datorită eluvierii de argilă, de sescvioxizi şi de materie organică. Are culori deschise, este situat deasupra unui orizont B. Se disting:

El – orizont eluvial luvic, situat deasupra unui orizont B argic (Bt). Are culori deschise, în stare uscată, cu valori sub 6,5 asociate cu crome mai mari de 3; structură poliedrică sau lamelară sau fără structură; textură mai grosieră decât în Bt; grosime minimă 5 cm. Ea – orizont eluvial albic, situat deasupra unui orizont Bt. Are culori mai deschise decât El; în stare uscată are valori peste 6,5 şi crome sub 3; grosime minimă 10 cm. Es – orizont eluvial spodic, situat deasupra unui orizont Bs sau Bhs. Are culori deschise, având în stare umedă valori peste 4; nestructurat; grosime minimă 2 cm.

B- orizont mineral de alterare, de culoare, de structură sau de iluviere, format sub un orizont A sau E. Se disting: Bv- orizont B cambic, este format prin alterarea materialului parental in situ

şi are următoarele caractere: culori mai închise sau cu crome mai mari sau în

162

nuanţe mai roşii decât materialul parental; structură obişnuit poliedrică; textură mai fină decât a materialului parental, plusul de argilă rezultând, de regulă, din alterarea unor materiale primare, respectiv argilizarea in situ; grosime de cel puţin 15 cm; spălare totală a sărurilor solubile şi a carbonaţilor.

Bt - orizont B argic. Prezintă următoarele caractere: un conţinut mai mare de argilă decât orizontul supraiacent asociat de regulă cu compactare evidentă. Conţine argilă orientată (iluvială) care formează pelicule pe feţele elementelor structurale şi umple porii fini; culori diferite (brun, negru, roşu), dar mai închise decât ale materialului parental; structură prismatică; indice de diferenţiere texturală peste 1,2.

Btna – orizont B argic natric. Asemănător cu Bt, dar prezintă următoarele caractere: saturaţie în Na+, mai mare de 15 %; grosime minimă 15 cm; structură columnară.

Bs, Bhs – orizont B spodic sau B humico-spodic, cu acumulare apreciabilă de sescvioxizi (în Bs) sau de sescvioxizi şi materie organică (Bhs). Se notează cu Bhs în cazul în care materialul amorf iluvial conţine mai mult humus decât orizontul supraiacent sau cu Bs în cazul în care conţine mai puţin humus decât în orizontul supraiacent.

C – material subiacent. Este un orizont sau strat mineral situat în partea inferioară a profilului constituit din materiale neconsolidate sau slab consolidate. Poate fi penetrat de rădăcinile plantelor. Pentru orizontul C se folosesc următoarele notaţii de detaliu: Cn – orizont (strat) C fără carbonaţi (necarbonatic). Ck - orizont (strat) C cu carbonaţi (de regulă reziduali). Cca – orizont C carbonato-iluvial. R – rocă subiacentă compactă. Este un strat mineral situat la baza profilului, constituit din roci consolidate compacte. În mod convenţional se includ la roci şi pietrişurile. Stratul R nefisurat şi impermiabil se notează cu Rn. Orizonturi de asociere G- orizont gleic. Este un orizont mineral format în condiţiile unui mediu saturat cu apă, cel puţin o parte din an, determinat de apa freatică situată la adâncime mică. Se găseşte, în general, sub un orizont T sau se asociază cu orizonturile A, B, sau C. Se disting:

Gr – orizont gleic de reducere, format în condiţii predominant de anaerobioză, prezentând colorit uniform cu culori de reducere sau aspect marmorat în care culorile de reducere apar în proporţie de peste 50 % din suprafaţa rezultată prin secţionarea elementelor structurale. Go – orizont gleic de oxido-reducere, format în condiţii de aerobioză alternând cu perioade de anaerobioză. Are aspect marmorat, în care culorile de reducere apar în proporţie de 16-50 %, iar petele de oxidare (roşii-cărămizii) apar în proporţie mai mare decât a celor de reducere; parte din suprafaţă poate prezenta culoarea matricei (culoarea materialului neafectată de gleizare).

W- orizont pseudogleic sau stagnogleic. Este format la suprafaţa sau în profilul solului, în condiţiile unui mediu în care solul este mare parte din an saturat cu apă acumulată din precipitaţii şi stagnantă deasupra unui strat impermiabil sau slab permiabil. Prezintă un aspect marmorat (pestriţ) în care culorile de reducere ocupă peste 50 %. Parte din suprafaţă poate prezenta culoarea matricei. Se grefează pe orizonturile A, E sau B.

163

Orizonturi de tranziţie Sunt orizonturi care prezintă o parte din caracterele orizontului supraiacent şi o parte ale celui subiacent către care se face tranziţia. Există două tipuri de orizonturi de tranziţie:

- Orizonturi de tranziţie obişnuite (propriu-zise) la care tranziţia se face treptat de la proprietăţile unui orizont la proprietăţile celuilalt orizont şi se notează cu cele două litere majuscule corespunzătoare orizonturilor respective (de ex: AB, BC, EB, etc.).

- Orizonturi de tranziţie mixte (de întrepătrundere); sunt acele orizonturi în care se întrepătrund proprietăţi ale celor două tipuri de orizonturi principale, trecerea între orizonturi fiind neregulată sau în limbi (glosică). Se notează cu două litere mari între care apare semnul (+), de exemplu: E+B; B+R.

Caracteristici suplimentare (notate prin sufixe) Caracteristicile morfologice secundare de subdivizare a orizonturilor principale se notează cu litere mici adăugate ca sufix la litera mare, corespunzătoare orizontului principal.

e- caracter slab luvic – acumulare reziduală slabă de grăunţi de nisip sau praf fără pelicule coloidale.

g- gleizare slabă: 6-15 % cu culori de reducere. h- talpa plugului (hartpan). Strat îndesat format în partea inferioară a

orizontului Ap, din cauza executării repetate a arăturii la aceiaşi adâncime. k- conţinut de peste 1 % carbonaţi. m- caracter melanic –asociat cu orizontul Bt marchează prezenţa unui

suborizont Bt mai închis la culoare care contrastează cu suborizonturile subiacente.

p- strat arat, chiar dacă este grefat pe A, E, B sau C. ţ- orizont înţelenit; partea superioară a orizontului A al solurilor din

pajişti, în care predomină masa de rădăcini a plantelor ierboase. x- caracter fragipan; densitate aparentă mare, consistenţă dură, friabil,

casant; lutos sau luto-nisipos, conţinut foarte scăzut în materie organică; este foarte slab permiabil pentru apă; situat direct sub un orizont eluvial. Poate să se suprapună cu un orizont cambic sau argic.

iz- conţinut apreciabil de rizomi; se referă la un orizont mineral cu peste 15 % din volum ocupat de rizomi de plante acvatice (slab descompuşi sau vii). Poate caracteriza de regulă, un orizont Go sau Gr.

y- orizont vertic, de asociere (Ay, By, Cy) cu conţinut de peste 30 % (frecvent peste 50 %) argilă gonflabilă; feţe de alunecare oblice (10º-60º faţă de orizontală); crăpături largi peste 1 cm pe o grosime de cel puţin 50 cm, în perioada uscată a anului.

z- orizont pelic, de asociere (Az, Bz, Cz) argilos, în general peste 45 % argilă nesmectitică; crăpături largi şi adânci, fără feţe de alunecare ca la orizontul vertic, plastic în stare umedă, devine foarte dur în stare uscată.

164

11.1.5. Alte proprietăţi diagnostice

După cum s-a mai arătat, asigurarea caracterului obiectiv al diagnozei solurilor nu

este posibilă fără existenţa unor criterii şi indici cantitativi care să reflecte efectele naturii şi

duratei proceselor genetice, ca şi proprietăţile principale ale solurilor. În acest sens au fost

introduse ca parametri, pe cât posibil cantitativi, orizonturi diagnostice (prezentate în

subcapitolele anterioare) şi proprietăţi diagnostice.

Caracter vermic (vm). Acest caracter este specific solurilor cu intensă activitate a

faunei. Sunt considerate vermice solurile care prezintă în proporţie de peste 50% din

volumul orizontului A şi de peste 25% din volumul orizontului următor, canale de râme,

coprolite sau galerii de animale umplute cu materiale aduse din orizonturile supra sau

subiacente.

Schimbare texturală bruscă (pl). Acest caracter reprezintă schimbare intensă

de textură înregistrată între un orizont eluvial şi orizontul subiacent B, caracterizată prin

dublarea cantităţii de argilă în orizontul B, trecerea făcându-se pe o distanţă de cel mult 7,5

cm.

Proprietăţi andice. Sunt determinate în principal de prezenţa în sol a unor cantităţi

apreciabile de alofone, care iau naştere prin alterarea rocilor vulcanice (amorfe).

Trecere glosică sau orizont E+B. Se caracterizează prin pătrunderi de orizont Ea în

orizontul Bt sub formă de limbi care trebuie să aibă lungimea mai mare ca lăţimea.

Saturaţie în baze (V%). Gradul de saturaţie în baze este folosit ca un element de

diagnoză pentru unele soluri pentru definirea subtipurilor (sau varietăţilor) entrice şi districe

pe baza valorilor V mai mari sau mai mici de 53%. La unele tipuri de sol mărimea valorii V

intră implicit în definiţie.

Proprietăţi eutrice. Se referă la un orizont sau material mineral de sol fără

carbonaţi, caracterizat printr-un grad de saturaţie în baze peste 53%.

Proprietăţi districe. Se referă la un orizont sau material mineral de sol fără

carbonaţi, caracterizat printr-un grad de saturaţie în baze sub 53%.

Proprietăţi alice (al). Se referă la un material de sol mineral foarte acid (distric) şi

cu mare conţinut de Al schimbabil. Se aplică la luvisoluri (caracterizează alosolul).

Materie organică segregabilă (ms). Este forma humificată a materiei organice care

se desface uşor prin frecare şi este astfel segregabilă de partea minerală (caracterizează

humosiosolurile).

165

Caracter scheletic. Se referă la soluri care prezintă orizonturi care conţin între 26-

75% fragmente grosiere de rocă (colţuroase sau rotunjite), având o grosime de cel puţin 25

cm în primii 50 de cm ai solului.

Proprietăţi salsodice. Prezenţa oricărui orizont salinizat în alte soluri decât în

solonceacuri sau soloneţuri.

11.2. Structura Sistemului Român de Taxonomie a Solurilor (SRTS) şi nomenclatura Entitatea de bază în SRTS este tipul genetic de sol, considerat ca unitate principală

în taxonomia solurilor României. Tipurile genetice de sol sunt reunite într-un rang superior

cu unităţi (taxoni) majore de sol, mai cuprinzătoare, denumite clase de soluri, sau pot fi

divizate în subunităţi denumite subtipuri de sol. Ansamblul acestor trei taxoni (sau

categorii de sistematizare), clasă, tip şi subtip de sol, reprezintă clasificarea la nivel

superior, utilizată îndeosebi în studiile de sinteză sau în studii la scări mici şi mijlocii.

Subtipul de sol se împarte în continuare în subunităţi din ce în ce mai detaliate, cu

sfere din ce în ce mai reduse şi însuşiri mai bine precizate, în funcţie de anumite

caracteristici morfogenetice ale profilului de sol, de anumite proprietăţi ale solului sau

materialului parental importante din punct de vedere practic, ori de folosirea solului în

procesul activităţii umane. Ansamblul acestor taxoni, subdiviziuni ale subtipului de sol

(varietatea de sol, specia texturală de sol, familia de sol şi varianta de sol) este utilizat în

clasificarea solurilor României la nivel inferior aplicată în studiile de sol şi la hărţile de sol

la scară mare şi foarte mare.

Clasa de sol reprezintă totalitatea solurilor caracterizate printr-un anumit stadiu sau

mod de diferenţiere a profilului de sol dat de prezenţa unui anumit orizont pedogenetic sau

proprietate esenţială, considerate elemente diagnostice specifice celor 12 clase de soluri

(prezentate în tabel 1).

Tipul (genetic) de sol reprezintă o grupă de soluri asemănătoare, separate în cadrul

unei clase de soluri, caracterizate printr-un orizont diagnostic specific, o anumită succesiune

de orizonturi, fie anumite caractere specifice ale orizontului de diagnoză. Fiecare clasă de

soluri prezintă între 1 şi 5 tipuri genetice de sol, în total 32 (redate în tabelul 1).

Subtipul de sol reprezintă o subdiviziune în cadrul tipului genetic de sol care

grupează solurile caracterizate printr-un anumit grad de manifestare a caracteristicilor

specifice tipului, unele marcând tranziţii spre alte tipuri de sol. Definiţiile criteriilor cu

ajutorul cărora se separă subtipurile de sol sunt redate în tabelul 2.

166

TAXONOMIA SOLURILOR LA NIVEL DE CLASĂ ŞI TIP (SRTS-2003) Tabelul 1

CLASA DE SOL

TIPURI GENETICE DE SOL

SIMBOL

DENUMIRE

ORIZONT SAU CARACTER

DIAGNOSTIC SIMBOL

DENUMIRE

PRO

PROTISOLURI

Orizont A (în genere slab format), fără alte orizonturi diagnostice. Urmează materialul parental (R sau C).

LS RS PS AS ET

LITOSOL REGOSOL PSAMOSOL ALUVISOL ENTIANTROSOL

CER

CERNISOLURI

Orizont Am continuat cu orizont intermediar (AC, AR, Bv sau Bt), având în partea superioară culori de orizont molic.

KZ CZ FZ RZ

KASTANOZIOM CERNOZIOM FAEOZIOM RENDZINĂ

UMB

UMBRISOLURI

Orizont Au continuat cu orizont intermediar (AC, AR sau Bv), având în partea superioară culori de orizont umbric.

NS HS

NIGROSOL HUMOSIOSOL

CAM

CAMBISOLURI

Orizont Bv, având culori cu valori şi crome peste 3,5 (la umed).

EC DC

EUTRICAMBOSOL DISTRICAMBOSOL

LUV

LUVISOLURI

Orizont B argic (Bt), având culori cu valori şi crome peste 3,5 (la umed).

EL LV PL AL

PRELUVOSOL LUVOSOL PLANOSOL ALOSOL

SPO

SPODISOLURI

Orizont spodic (Bhs, Bs) sau orizont criptospodic (Bcp)

EP PD CP

PREPODZOL PODZOL CRIPTOPODZOL

PEL

PELISOLURI

Orizont pelic sau vertic începând de la suprafaţă sau din primii 20 cm

PE VS

PELOSOL VERTOSOL

AND

ANDISOLURI

Proprietăţi andice pe profil.

AN

ANDOSOL

HID

HIDRISOLURI

Proprietăţi gleice (Gr) sau stagnice intense (W), sau orizont Al (limnic).

SG GS LM

STAGNOSOL GLEIOSOL LIMNOSOL

SAL

SALSODISOLURI

Orizont salic (sa) sau orizont natric (na).

SC SN

SOLONCEAC SOLONEŢ

HIS

HISTISOLURI

Orizont folic (O) sau turbos (T) de peste 50 cm grosime sau numai 20 cm dacă este situat pe R.

TB FB

HISTOSOL FOLIOSOL

ANT

ANTRISOLURI

Profil trunchiat prin eroziune accentuată sau orizont antropogenetic.

ER AT

ERODOSOL ANTROSOL

167

Definiţiile diferitelor subdiviziuni specifice ale tipurilor genetice de sol utilizate la stabilirea subtipului de sol Tabelul 2

Subtipul de sol Criterii de separare a subtipurilor de sol

albic ab

aluvic al

andic an

amfigleic ag

argic ar

brunic br

calcaric ka

calcic ca

cambic cb

cernic ce

clinogleic cl

copertat co

distric di

entic en

eutric eu

feriluvic fe

garbic ga

glosic gr

greic gr

gleic gc

histic tb

hortic ho

litic li

luvic lv

molic mo

pelic pe

planic pl

preluvic el

prespodic ep

psamic ps

rendzinic rz

rodic ro

roşcat rs

rudic ru

Sol având orizont eluvial albic (Ea)

Sol format pe materiale parentale fluvice; nu se aplică la Aluvisoluri.

Sol având material amorf, fără a îndeplini parametri ca să poată fi Andosol.

Sol stagnic şi gleic în acelaşi timp (stagnic în partea superioară şi gleic în partea inferioară).

Sol având orizont Bt, nu se aplică la Luvisoluri.

Sol (Pelisol sau Vertisol) având în orizontul superior culori relativ deschise, crome peste 2.

Sol având carbonaţi la suprafaţă.

Sol având orizont Cca.

Sol având orizont Bv; nu se aplică la Cambisoluri.

Sol având orizont molic care se continuă în prima parte a orizontului intermediar. Se aplică

la Gleiosol.

Sol cu stagnogleizare (w) în primii 50 cm şi gleizare (Go) în primii 200 cm.

Entiantroposol acoperit cu material de sol humifer de peste 10-15 cm grosime.

Sol având proprietăţi districe începând din orizontul superior. Nu se aplică la solurile acide

(Umbrisoluri, Spodosoluri).

Sol având dezvoltare extrem de slabă (incipientă).

Sol având proprietăţi eutrice cel puţin în orizontul de suprafaţă; fără carbonaţi. Nu se aplică

la Cernisoluri, Argiluvisoluri, Salsodisoluri.

Spodisol cu orizont Bs. Se aplică la Podzol.

Entiantroposol care se dezvoltă pe deşeuri predominant organice.

Sol cu orizont E+B.

Sol cu suborizont Ame. Se aplică la faeziomuri.

Sol având proprietăţi gleice (Gr) între 50-200 cm.

Sol având orizont O (folic) la suprafaţă.

Sol având orizont A hortic (de peste 50 cm grosime). Se aplică la Antrosoluri.

Sol cu rocă (R) între 20-50 cm.

Sol cu orizont El şi Bt. Se aplică la Stagnosol şi Soloneţ.

Sol având Am; nu se aplică la solurile ce fac parte din Clasa Cernisoluri.

Sol având textură foarte fină cel puţin în primii 50 cm; nu se aplică la Pelisoluri.

Sol cu schimbare texturală bruscă între orizontul El sau Ea şi Bt.

Sol cu orizont Bt, fără orizont E (se aplică la Alosoluri).

Sol acid (Districambosol, Nigrosol) cu Bv prezentând acumulare slabă de sscvioxizi.

Sol cu textură grosieră cel puţin în primii 50 cm; nu se aplică la Psamosol.

Sol cu V peste 53 % şi material parental reprezentat prin depozit scheletic calcarifer.

Sol având în orizontul Bv culori în nuanţe de 5 YR şi mai roşii.

Sol având în orizontul Bt culori în nuanţe de 7,5 YR.

Entiantroposol având material parental (antropogen) scheletic de cel puţin 30 cm grosime.

168

salinic sc

scheletic sq

sodic ac

spodic sp

stagnic st

teric te

tipic ti

umbric um

vertic vs

Sol având orizont salinizat în primii 100 cm.

Sol cu caracter scheletic (cu peste 75 % schelet).

Sol având orizont alcalizat în primii 100 cm.

Erodosol cu orizont spodic la suprafaţă.

Sol având proprietăţi hipostagnice (orizont W) în primi 100 cm.

Histosol având orizont mineral de peste 30 cm grosime situat în primii 100 cm.

Sol care reprezintă conceptul central al tipului de sol; nu prezintă atributele specifice

celorlalte subdiviziuni ale tipului respectiv.

Sol având orizont Au; nu se aplică la Umbrisoluri.

Sol având orizont vertic situat între baza orizontului A şi 100 cm.

Varietatea de sol reprezintă o subdiviziune în cadrul subtipului de sol determinată de

unele caractere genetice neluate în considerare la nivel superior sau de unele caractere

particulare ale solului, precum şi de graduările cantitative ale unor atribute ale subtipului de

sol cum sunt: gradul de gleizare (G), gradul de stagnogleizare (W), gradul de salinizare (s),

gradul de sodizare (a), clasa de adâncime a apariţiei carbonaţilor (k), clasa de profunzime a

solului până la roca compactă (d).

Specia de sol precizează caracteristicile granulometrice ale solului în cazul solurilor

minerale sau gradul de transformare a materiei organice în cazul histisolurilor şi variaţia

acestora pe profil.

Familia de sol este o grupare litologică ce reuneşte solurile de acelaşi fel dezvoltate

din acelaşi material parental, fie mineral fie organic. Se iau în considerare doi parametri:

categoria de material parental şi clasa granulometrică simplificată la care se adaugă, când

este cazul, şi roca subiacentă.

Varianta de sol este o subdiviziune de detaliu care reflectă influenţa antropică

asupra solului. Ea este determinată fie de modul de folosinţă a terenului, fie de alte

modificări ale solului legate de utilizarea lui în producţie, fie de o eventuală poluare a

solului. Exemplu: categorii de folosinţă la utilizarea agricolă şi silvică; modificări ale

solului prin folosirea în agricultură; grade de eroziune; grade de poluare etc.

Denumirea solurilor . La nivelul clasei de soluri denumirea este un substantiv folosit la plural terminat în

soluri, a cărei primă parte arată caracterul esenţial al solurilor care alcătuiesc clasa; de

exemplu: cernisoluri, luvisoluri, protisoluri etc. Se remarcă la toate denumirile prezenţa

vocalei „i” ca element de legătură cu sufixul „soluri”.

La nivel de tip genetic de sol s-au adaptat, de asemenea, denumiri reprezentate

printr-un singur cuvânt (care nu are nimic comun în majoritatea cazurilor cu denumirea

169

clasei de sol), iar ca vocală de legătură, cu unele excepţii, este vocala „o” (luvosol, gleiosol,

regosol, etc.). Ca denumiri de tip de sol s-au păstrat, pe cât posibil, cele tradiţionale.

Denumirea de tip de sol se păstrează în toate denumirile subdiviziunilor solului

respectiv. Astfel, subtipul de sol are denumirea tipului de sol la care se adaugă unul la trei

adjective după caz, ansamblul lor constituind subtipul de sol.

La nivel inferior se completează denumirea subtipului de sol prin adăugare de

denumiri conform indicatorilor corespunzători subdiviziunii; evident, nu sunt luaţi în

considerare indicatorii care nu au aplicaţie la solul respectiv (nu intervin în subdivizarea

lui).

Ca simboluri în desemnarea tipului de sol se folosesc două litere mari. Pentru

subtipul de sol se utilizează grupuri de două litere mici, de regulă cel mult trei grupuri de

acest fel. Exemplu: CZ ka-vs-gc (cernoziom calcaric vertic gleic).

Cap. 12 CLASA PROTISOLURI (PRO)

Această clasă înglobează solurile care au orizont A sau orizont O (sub 20 cm

grosime) fără alte orizonturi diagnostice. Sunt soluri neevoluate (incomplet dezvoltate) care,

în general, nu au decât un orizont superior (şi acesta, de obicei, slab conturat), urmat de roca

sau materialul parental şi sunt reprezentate prin următoarele tipuri: Litosol, Regosol,

Psamosol, Aluviosol şi Entiantrosol.

12.1 Litosoluri (LS)

Tipul Litosol se defineşte prin prezenţa unui orizont Ao sau O de cel puţin 5 cm

grosime urmat în primii 20 cm de roca compactă (Rn) sau de un orizont R calcaric.

Răspândire. Litosolurile se întâlnesc pe suprafeţe mici, discontinui, în regiuni de

munte, dar uneori şi în zone de deal, podiş şi piemont. Ocupă cca. 80.000 ha, respectiv 0,4

% din suprafaţa ţării.

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Caracteristice sunt

condiţiile de rocă dură la suprafaţă sau foarte aproape de suprafaţă, care determină o foarte

slabă manifestare a solificării. Ca urmare, se formează un profil foarte scurt, roca dură

apărând în primii 20 cm, iar deasupra acesteia, adesea pe o grosime de numai câţiva cm,

humusul împreună cu puţinul material mineral rezultat prin dezagregare şi alterare umple

spaţiile dintre fragmentele de rocă, ducând la separarea unui orizont Ao. Uneori, în condiţii

170

neprielnice humificării, se formează un orizont organic (turbos), de asemenea subţire, urmat

de R în primii 50 cm; un astfel de profil prezintă subtipul histic.

Şi în cadrul altor tipuri se întâlnesc soluri formate pe roci dure, constituind subtipuri

litice (spre exemplu, Podzol litic, Luvisol litic, Districambosol litic, Nigrosol litic, Andosol

litic). Acestea însă au orizontul R la adâncime mai mare (limita superioară între 20 şi 50

cm) şi prezintă pe profil orizonturile sau caracterele diagnostice ale tipurilor cărora aparţin.

Alcătuire şi proprietăţi. Litosolul are profil Ao sau Aom sau Aou – R. Orizontul

superior, gros de minim 5 cm şi maxim 20 cm, este alcătuit din materie organică humificată,

fragmente de rocă şi un procent redus de particole minerale. Urmează roca ( R) a cărei

limită superioară se află în primii 20 cm. Profilul nu prezintă neoformaţii specifice.

Datorită caracteristicilor mai sus amintite practic, la aceste soluri, nu se poate vorbi

de textură şi structură.

Sub aspectul proprietăţilor chimice, situaţia este foarte diferită. În general, au rezerve

mici de humus şi substanţe nutritive. Gradul de saturaţie cu baze şi reacţia pot fi de la

saturate şi cu reacţie slab alcalină până la intens debazificate şi cu reacţie puternic acidă (în

funcţie de rocă, de zona climatică şi de vegetaţie).

Subtipuri: distric (V<53%); eutric (V>53%); rendzinic (material parental calcaros);

scheletic (peste 75 % schelet în Ao); histic (orizont turbos la suprafaţă).

Fertilitate. În mod obişnuit, litosolurile au o fertilitate redusă datorită volumului

edafic şi proprietăţilor fizice şi chimice puţin favorabile. Pe aceste soluri, arboretele sunt, în

general, de clase inferioare de producţie.

12.2 Regosoluri (RS)

Tipul Regosol se defineşte prin orizont A urmat de material provenit din roci

neconsolidate, menţinut aproape de suprafaţă prin eroziune geologică . Nu prezintă alte

orizonturi sau proprietăţi diagnostice.

Răspândire. Se găsesc pe suprafeţe mici, discontinui, pe unii versanţi din regiunile

de deal, podiş şi piemont, unde ocupă o suprafaţă de cca. 900.000 ha, respectiv peste 3 %

din teritoriul ţării.

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Condiţiile generale de

relief, rocă, climă şi vegetaţie sunt extrem de variate. Sub aspectul reliefului regosolurile se

întâlnesc practic pe versanţi cu înclinare mare, pe materiale parentale reprezentate prin

depozite loessoide, luturi, nisipuri, argile, marne, depozite salifere etc. Sub aspectul climei

171

şi vegetaţiei, regosolurile se întâlnesc, în general, în arealul silvostepei şi areal pădurilor de

foioase.

Însăţi denumirea de regosol are semnificaţie de sol tânăr, neevoluat. Pe versanţii cu

eroziune geologică, materialul, mai mult sau mai puţin solificat este continuu şi lent

transportat pe pantă de către ape, care în cea mai mare parte nu se infiltrează în adâncime, ci

se scurge la suprafaţă. Ca urmare, solificarea nu poate avansa, orizontul superior de

acumulare a humusului rămâne slab conturat, dedesubtul acestuia neformându-se alte

orizonturi, ci urmând materialul parental.

Alcătuire şi proprietăţi. Regosolurile au profil de tipul Ao-C. Orizontul Ao poate fi

gros de 10-40 cm, de obicei puţin conturat. Urmează materialul parental C, constituit din

roci afânate. Profilul nu prezintă neoformaţii specifice.

Textura nediferenţiată pe profil este variată (de la grosieră până la fină), în funcţie de

materialul parental (de exemplu, în cazul depozitelor loessoide este lutoasă, în cel al

argilelor şi marnelor, este argiloasă, în cel al depozitelor grosiere-nisipoasă).

Regosolurile sunt nestructurate sau prezintă agregate grăunţoase, slab dezvoltate.

Foarte variate sunt şi proprietăţile chimice. În general, au un conţinut redus de humus

(1-2 %) şi substanţe nutritive. Gradul de saturaţie cu baze şi reacţia pot fi de la saturate şi cu

reacţie slab alcalină, până la intens debazificate şi cu reacţie puternic acidă (în funcţie de

materialul parental, de zona climatică şi de vegetaţie, etc.).

Subtipuri: distric (V<53%); eutric (V>53%); calcaric (prezintă carbonaţi de la

suprafaţă); salinic (având orizont sc); molic (având orizont Am); pelic (având textură foarte

fină); scheletic (peste 75 % schelet în Ao).

Fertilitate. În mod natural, terenurile cu regosoluri sunt ocupate de pajişti de slabă

calitate sau de vegetaţie lemnoasă rară (în zona premontană).

În zonele deluroase cu climat cald, o parte din terenurile cu regosoluri au fost terasate

şi luate în cultură, fiind plantate cu viţă de vie (Drăgăşani, Ştefăneşti, etc.).

Deoarece regosolurile sunt, în general, situate pe terenuri supuse eroziunii, iar unele

şi alunecărilor, se impune luarea de măsuri de prevenirea şi combaterea acestor fenomene

dăunătoare. O măsură eficace este acoperirea cu vegetaţie forestieră pentru restabilirea

echilibrului ecologic în regiunile respective.

12. 3 Psamosoluri (PS)

Tipul Psamosol se defineşte prin prezenţa unui orizont A, urmat de materialul

parental constituit din depozite nisipoase eoliene de cel puţin 50 cm grosime. Caracteristica

172

fundamentală a psamosolurilor este natura nisipoasă a materialului parental. Denumirea îşi

are originea în cuvântul grecesc psamos=nisip.

Soluri formate pe depozite grosiere (nisipuri) sunt numeroase, aparţinând altor clase

şi tipuri; în toate aceste cazuri, solurile respective sunt evoluate, prezintă orizonturile şi

caracterele de diagnostic ale claselor şi tipurilor cărora aparţin.

Răspăndire. Psamosolurile, în marea lor majoritate, sunt răspândite în zonele de

câmpie (Câmpia Olteniei, Câmpia Tisei, Câmpia Tecuciului, Delta Dunării). Psamosolurile

ocupă o suprafaţă de cca. 500.000 ha, adică aproximativ 2 % din teritoriul ţării.

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Condiţiile pedogenetice

caracteristice sunt legate de materialul parental, reprezentat prin depozite nisipoase. Astfel

de situaţii se întâlnesc, de obicei, în câmpii şi lunci, precum şi în apropierea lacurilor şi a

mării. Climatic, psamosolurile sunt legate de zonele mai uscate (precipitaţii medii anuale de

400-600 mm), cu temperaturi ridicate (medii anuale de cca. 8-11ºC) şi vânturi cu frecvenţă

şi intensitate mare.

Nisipurile fiind lipsite practic de coeziune, sunt supuse frecvent spulberării, proces ce

împiedică avansarea solificării. Datorită sărăciei în elemente nutritive şi capacităţii mici de

reţinere a apei, terenurile nisipoase prezintă în mod natural o vegetaţie rară, slab dezvoltată,

ce lasă cantităţi reduse de resturi organice, pe seama cărora se formează humus puţin. În

astfel de condiţii, în partea superioară se separă un orizont A, adesea slab conturat, urmat de

materialul parental.

Alcătuire şi proprietăţi. Psamosolurile prezintă un profil slab dezvoltat, de tipul Ao-

C. Orizontul Ao este gros de 10-40 cm şi are o culoare brun deschisă. Urmează materialul

parental C, nisipos. Pe profil se pot întâlni rare neoformaţiuni biogene (coprolite şi eventual

crotovine).

Textura este grosieră sau mijlociu grosieră, sunt nestructurate sau cu o structură

grăunţoasă slab dezvoltată.

Sunt sărace în humus (cca. 1 %) şi în substanţe nutritive; sunt eubazice până la

mezobazice (V=60-100%), slab alcaline, neutre sau slab acide.

Subtipuri: molic (cu orizont Am); gleic (având proprietăţi gleice, se întâlneşte în

interdune); salinic (orizont sc).

Fertilitate. Psamosolurile sunt slab productive sau neproductive, supuse obişnuit

deflaţiei (spulberării). În scopul fixării se recomandă: plantaţii forestiere de protecţie

(salcâm, plop negru) în masiv sau în benzi (între acestea terenul fiind folosit în scop

agricol). O cu totul altă situaţie o constituie psamosolurile molice şi cele gleizate care sunt

173

specifice, în general, interdunelor, unde şi nivelul apei freatice este mai ridicat, influenţând

puternic fertilitatea acestor soluri.

În general, pentru a obţine producţii satisfăcătoare, psamosolurile necesită irigaţii,

incorporare masivă de gunoi de grajd, folosirea îngrăşămintelor verzi, etc.

12.4. Aluviosoluri

Tipul aluviosol se defineşte prin orizont A, urmat de materialul parental fluvic pe cel

puţin 50 cm grosime. Nu prezintă alte orizonturi sau proprietăţi diagnostice.

Răspândire. Aluviosolurile se întâlnesc în Lunca şi Delta Dunării şi în luncile

tuturor apelor curgătoare din ţară, acoperind o suprafaţă de peste 2 milioane de ha, respectiv

cca. 9 % din teritoriul ţării.

Condiţii de formare şi geneză. Prezenţa aluviosolurilor este legată de existenţa

luncilor, care sunt unităţi de relief tinere (recente sau actuale), formate sub influenţa apelor

curgătoare, care exercită intense acţiuni de eroziune, transport şi depunere. La debitele

normale, apele curg prin adâncituri de forma unor jgheaburi, denumite albii minore sau

mătci. La debite mari, apele depăşesc cadrul mătcilor, se revarsă pe suprafeţe mai mari sau

mai mici, ducând la formarea a ceea ce se cunoaşte sub denumirea de albii majore sau lunci.

Luncile însoţesc cursurile de apă, sub forma unor fâşii, cu atât mai bine reprezentate,

cu cât se înaintează pe traseul izvor-vărsare. Prezintă de-a lungul lor trei sectoare: superior,

mijlociu şi inferior. În cadrul cursului superior, care corespunde, în general, traseului din

zona montană, acţiunea de eroziune în adâncime şi transport are intensitate maximă, iar cea

de eroziune laterală şi de depunere practic lipseşte, valea este strâmtă şi adâncă, lunca

inexistentă sau slab formată. În cazul cursului mijlociu, care corespunde, în general,

traseului din zona de deal şi podiş, eroziunea în adâncime se micşorează, transportul se

menţine intens, eroziunea laterală şi depunerea sunt moderate, valea este mai largă şi mai

puţin adâncă, lunca mijlociu reprezentată. În cadrul cursului inferior, care corespunde, în

general, traseului din zona de câmpie, eroziunea în adâncime practic lipseşte şi acţiunea de

transport scade, eroziunea laterală şi depunerea capătă intensitate maximă, valea este foarte

largă şi cu maluri joase, lunca foarte bine reprezentată.

Luncile s-au format şi deci sunt alcătuite din materiale fluvice. Acestea se

caracterizează printr-o foarte mare neomogenitate, atât în ceea ce priveşte textura, cât şi

compoziţia minerală. Materialele fluvice pot avea orice textură, de la nisipoasă până la

argiloasă. În general, cu cât se înaintează pe traseul izvor-vărsare, cu atât textura este mai

fină, deoarece materialul antrenat de către apa curgătoare se mărunţeşte cu atât mai mult, cu

174

cât distanţa pe care a fost deplasat este mai mare. În acelaşi sector de luncă, depozitele

fluvice sunt mai grosiere în apropierea albiei şi din ce în ce mai fine spre terasă, datorită

micşorării treptate a vitezei de deplasare a apelor de revărsare. Indiferent de loc (aval-

amonte, lângă albie sau spre terasă) cu cât viitura este mai mare, cu atât şi materialul depus

este mai grosier.

Depozitele fluvice sunt, în general, neuniforme textural, nu numai pe orizontală, ci şi

pe verticală; în acelaşi loc, pe adâncime, se deosebesc, de obicei, mai multe strate diferite

din punct de vedere textural, deoarece la fiecare revărsare se depune alt material, a cărui

textură este, cu atât mai grosieră, cu cât viitura este mai mare şi invers.

Luncile prezintă condiţii specifice şi sub aspect hidrologic şi hidrogeologic. Din

punct de vedere hidrologic se deosebesc trei categorii principale: lunci inundate frecvent

(anual sau la câţiva ani), lunci inundate periodic (la intervale mari de timp) şi lunci

neinundate (ieşite practic de sub influenţa revărsărilor). Hidrogeologic, luncile se

caracterizează prin faptul că, fiind unităţi de relief joase şi în imediata apropiere a apelor

curgătoare, de obicei, se află sub influenţa pânzelor freatice (mineralizate sau

nemineralizate).

Luncile, deşi se găsesc în zone foarte variate (de la cele specifice stepei până la cele

corespunzătoare regiunilor de munte), datorită regimului propriu de umiditate, prezintă o

vegetaţie naturală caracteristică, relativ puţin variată din amonte în aval. În general, luncile

au o vegetaţie ierboasă abundentă, reprezentată prin graminee şi leguminoase valoroase, iar

în sectoarele cu exces de apă prin rogozuri, papură, stuf etc. Pe suprafeţe relativ mari, se

întâlneşte şi o vegetaţie lemnoasă, alcătuită din zăvoaie de salcie, plop, anin etc.

În condiţiile specifice, dar în acelaşi timp şi extrem de variate ale perimetrelor de

lunci, solificarea prezintă aspecte caracteristice, însă, de asemenea, foarte diferite. În cazul

luncilor frecvent inundate, solificarea nu are loc sau este foarte slabă, deoarece revărsările

împiedică instalarea vegetaţiei, deci formarea de humus, la fiecare revărsare depunându-se

materiale noi care le acoperă pe cele anterioare, de asemenea nesolificate sau foarte puţin

solificate. În astfel de situaţii nu se separă orizonturi sau, cel mult, abia se conturează un

orizont superior sărac în humus şi subţire, constituind subtipul aluviosol entic. În luncile sau

perimetrele cu foste lacuri, ieşite de sub influenţa revărsărilor sau inundate la intervale mari

de timp, a fost posibilă manifestarea solificării, a cărei intensitate este, în general, cu atât

mai mare, cu cât timpul scurs de la ultima revărsare este mai îndelungat, realizându-se

aluviosoluri, formate printr-o solificare mai avansată şi care se află în curs de evoluţie.

175

Alcătuire şi proprietăţi. Aluviosolurile au următorul profil: Ao-C. Orizontul Ao

este gros de peste 20 cm (până la 40 cm), excepţie face subtipul entic, care are grosimea sub

20 cm. Urmează materialul parental fluvic C, adesea sub formă de strate diferite ca

grosime, textură şi compoziţie. Profilul nu prezintă neoformaţii specifice.

Aluviosolurile formate pe seama unor depozite omogene, au textură uniformă, de

orice fel (de la nisipoasă până la argiloasă), iar în cazul materialelor parentale fluvice

neomogene prezintă textură contrastantă (de la grosieră la fină).

Structura aluviosolurilor poate fi glomerulară, grăunţoasă sau poliedrică. Subtipul

entic este nestructurat. Capacitatea de apă utilă, permiabilitatea, porozitatea de aeraţie,

variază în limite largi, în funcţie, îndeosebi, de textură şi structură. Datorită condiţiilor

hidrologice şi hidrogeologice în care se găsesc, sunt bine aprovizionate cu apă.

Aluviosolurile, au un conţinut foarte diferit de humus (de la sub 1 % până la 3 %),

deasemeni şi aprovizionarea cu substanţe nutritive este foarte diferită. În general, sunt

saturate în baze şi au reacţie slab alcalină sau neutră, dar se întâlnesc şi aluviosoluri

debazificate şi cu reacţie acidă.

Subtipuri: Distric (cu V sub 53 %); eutric (V peste 53 %); calcaric (prezenţa

carbonaţilor de la suprafaţă); molic (având orizont Am); entic (cu orizont A incipient); gleic

(proprietăţi gleice-Gr); vertic (conţinut ridicat în argile gonflante); sodic (orizont alcalizat);

psamic (textură grosieră); pelic (textură foarte fină).

Fertilitate: În general, fertilitatea aluviosolurilor este diferită (de la foarte slab

fertile, cum sunt aluviosolurile entice, până la foarte fertile, cum sunt aluviosolurile molice,

cu orizont Am gros, bogate în humus, cu textură mijlocie şi bine aprovizionate în apă.

Odată cu ieşirea de sub influenţa inundaţiilor şi pe măsură ce procesul de solificare

avansează în direcţia formării de soluri corespunzătoare condiţiilor generale (zonale) de

solificare, fertilitatea aluviosolurilor variază în acelaşi sens.

În general, pădurile de luncă, de pe aluviosoluri vegetează viguros, atingând

productivităţi ridicate pentru aceste formaţii vegetale, atâta vreme cât ele se află sub

influenţa unui regim hidrologic echilibrat. În zona inundabilă a luncii, cu nivel puternic

oscilant al apei freatice şi cu aluviosoluri entice, domină zăvoaiele de salcie şi plopi. La cote

mai ridicate, în lunca neinundabilă sau rar inundabilă, sunt predominante arboretele

constituite din esenţe tari (stejar, frasin, ulm etc.).

176

12.5. Entiantrosoluri (ET)

Sunt soluri în curs de formare dezvoltate pe materiale parentale antropogene având o

grosime de cel puţin 50 cm sau de numai de minim 30 cm dacă materialul parental

antropogen este scheletic. Fără orizonturi diagnostice sau pot avea un orizont A incipient

dezvoltat.

Răspândire, geneză. Se întâlnesc pe terenurile pe care au fost depuse diferite

materiale rezultate în urma activităţii umane, ca de exemplu: reziduuri industriale de la

diferite fabrici (de ciment, de ceramică, de îngrăşăminte); material steril de la

exploatările miniere, cariere; materiale de sol sau de rocă, provenite de la executarea de

canale, şosele, nivelări de terenuri, terasări etc.

Materialele mai sus amintite, depuse de om, cu timpul, sub acţiunea factorilor de

solificare, se transformă într-un sol neevoluat sau într-un sol aflat în stadiu cu totul incipient

de dezvoltare.

Alcătuire şi proprietăţi. Entiantrosolurile sunt alcătuite din materiale foarte variate,

rezultate în urma unor activităţi umane, într-un strat gros de cel puţin 50 cm.

Se menţionează faptul că, orizonturile de diagnoză folosite în definirea tipului de

entiantrosol nu trebuie considerate ca orizonturi pedogenetice, aşa cum au fost definite

pentru alte tipuri, ci reprezintă, de fapt, material parental transportat şi depus, care poate

avea proprietăţi extrem de variate, în funcţie de natura materialelor depuse, grosimea

acestora şi stadiul lor de transformare.

Subtipuri: Rudic (material scheletic); garbic (deşeuri predominant organice);

copertat (acoperit de material de sol humifer); psamic (material cu textură grosieră); pelic

(material cu textură foarte fină).

Fertilitate. Sunt soluri de la nefertile până la fertile. Fertilitatea lor este determinată

de foarte mulţi factori, printre care se amintesc: natura materialelor depuse, grosimea şi

compoziţia chimică a acestora, stadiul de solificare, reacţia, prezenţa unor substanţe nocive

etc.

Punerea în valoare a entiantrosolurilor se face prin metode variate şi complexe, în

funcţie de specificul acumulărilor antropogene.

Cap. 13 CLASA CERNISOLURI (CER)

Această clasă înglobează soluri cu acumulare profundă de materie organică (relativ

saturate în baze), care au un orizont A molic (Am) continuat cu orizont intermediar (AC,

177

AR, Bv sau Bt) cu culori de orizont molic cel puţin în partea superioară (pe minim 10-15

cm), şi prezintă următoarele tipuri: Kastanoziom, Cernoziom, Faeoziom şi Rendzină.

Orizont Am, dar fără orizont subiacent cu culoare de orizont molic, se întâlneşte şi în

cadrul altor tipuri, din alte clase. În aceste cazuri, prezenţa orizontului Am, care de altfel,

constituie un caracter subordonat celor specifice claselor şi subtipurilor respective, defineşte

subtipurile denumite molice; aceste subtipuri, în ceea ce priveşte formarea, alcătuirea şi

proprietăţile, au, în general, o situaţie asemănătoare tipului respectiv, dar şi cu

particularităţile determinate de prezenţa orizontului Am.

13.1. Kastanoziomurile (KZ)

Tipul Kastanoziom se defineşte prin orizont A molic (Am) cu crome mai mari de 2,

orizont AC cu valori şi crome sub 3,5 (la umed) cel puţin în partea superioară şi cel puţin pe

feţele agregatelor structurale şi orizont Cca în primii 125 cm. Sunt excluse solurile formate

pe materiale parentale calcarifere. Nu prezintă alte orizonturi sau proprietăţi diagnostice.

Răspândire. Kastanoziomurile sunt puţin răspândite. Pe suprafeţe reprezentative

întâlnindu-se numai în Dobrogea Centrală (Basarabi, Cernavodă, Hârşova, Casimcea), în

partea cea mai aridă a ţării, unde ocupă cca. 200.000 ha (0,8 % din teritoriul ţării).

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Sub aspectul reliefului,

Kastanoziomurile se întâlnesc în unitatea fizico-geografică Dobrogea, pe suprafeţe plane

sau slab înclinate (culmi domoale, versanţi prelungi), cu altitudini ce nu depăşesc 150 m.

Materialul parental este reprezentat prin loess sau luturi.

Din punct de vedere climatic Kastanoziomurile se găsec în arealele cele mai aride

ale României. Valorile medii anuale ale precipitaţiilor sunt de 350-430 mm, ale temperaturii

de 10,7-11,3 ºC, ale indicelui de ariditate 17-21, ale evapotranspitaraţiei potenţiale de peste

700 mm; ca urmare, regim hidric parţial percolativ (stepic).

Vegetaţia nativă sub care s-au format aceste soluri, dar care nu s-a păstrat până în

zilele noastre, (datorită folosirii agricole a terenurilor respective) a fost de pajişti xerofite

(cu Stipa lessingiana, Festuca valesiaca, Arthemisia austriaca etc.) ce nu alcătuiau un covor

erbaceu continuu.

Datorită aridităţii climatului, alterarea şi levigarea au avut o manifestare neînsemnată,

rezultând cantităţi mici de argilă, iar carbonatul de calciu este parţial spălat. Solul conţine

încă de la suprafaţă carbonat de calciu primar (rămas din rocă), iar mai jos s-a format un

orizont carbonatoiluvial (Cca). Totodată, datorită pajiştilor cu plante slab dezvoltate şi cu

178

grad mic de acoperire, ce au lăsat resturi organice în cantităţi mai mici s-a format humus

puţin, formându-se un orizont Am cu valori şi crome peste 2 la materialul în stare umedă.

Alcătuirea profilului. Kastanoziomurilor tipice prezintă profilul Am-AC-Cca.

Orizontul Am are o grosime de 30-40 cm şi culoare brună (crome mai mari de 2). Orizontul

AC gros de 15-25 cm are culoare de orizont molic, cel puţin în partea superioară (valori şi

crome sub 3,5 la materialul în stare umedă). Urmează orizontul Cca, începând cu adâncimea

de 50-60 cm, de culoare gălbuie.

Pe întreg profilul, există numeroase neoformaţii biogene (coprolite şi crotovine),

precum şi neoformaţii de carbonat de calciu (efervescenţe, pseudomicelii, vinişoare etc.).

Proprietăţi. Kastanoziomurile au textură mijlocie (lutoasă) nediferenţiată pe profil.

Structura este glomerulară mică, dezvoltată moderat în Am şi slab în A/C. Starea bună în ce

priveşte textura şi structura, se reflectă în mod favorabil şi asupra celorlalte propritetăţi

fizico-mecanice (porozitate, permiabilitate, etc.)

Kastanoziomurile au, de asemenea, o situaţie bună şi în ceea ce priveşte

caracteristicile chimice şi de troficitate: deşi conţin relativ puţin humus (cca. 2 % în

orizontul superior), acesta este de calitate (mull calcic); complexul coloidal este saturat cu

cationi bazici (V=100%); au reacţie slab alcalină (pH=8) şi activitate microbiologică

intensă; sunt bine aprovizionate cu substanţe nutritive.

Subtipuri: Tipic (reprezintă conceptul central al tipului de sol; nu prezintă atributele

specifice celorlalte subtipuri); psamic (textură grosieră cel puţin în primii 50 cm); gleic

(prezintă proprietăţi gleice-orizont Gr-între 50 şi 100 cm); salinic (prezintă orizont salinizat-

sc- în primii 100 cm).

Fertilitate. Kastanoziomurile, deşi se caracterizează printr-un ansamblu de

proprietăţi, în general, favorabile, potenţialul productiv al acestor soluri este puternic

influenţat de deficitul estival de apă. În general sunt destinate culturilor agricole. Obţinerea

de recolte corespunzătoare (bogate) pe aceste soluri se poate realiza numai prin aplicare de

irigaţii, binenţeles complexate cu fertilizări corespunzătoare.

13.2 Cernoziomurile (CZ)

Tipul cernoziom se defineşte prin orizont A molic (Am) cu valori şi crome sub 2 la

umed, orizont intermediar (AC, Bv, Bt) cu culori cu valori şi crome sub 3,5 (la umed) cel

puţin în partea superioară (pe cca. 15 cm) şi orizont Cca în primii 125 cm. Sunt excluse

solurile formate pe materiale calcaroase sau roci calcaroase.

179

Răspândire. Cernoziomurile ocupă pe teritoriul României suprafeţe foarte întinse,

peste 4 milioane ha (aproape 20 % din suprafaţa ţării). Cea mai largă răspândire o au în

zonele de stepă şi silvostepă din Oltenia, Muntenia, Moldova şi Transilvania.

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Sub aspectul reliefului, se

întâlnesc în unităţi de câmpie, podişuri şi dealuri joase, la altitudini cuprinse între 20 şi 550

m, pe terenuri orizontale sau slab frământate (suprafeţe netede sau puţin înclinate, terase,

culmi domoale, depresiuni etc.)

S-au format, predominant, pe loess sau depozite loessoide dar, uneori şi pe nisipuri,

luturi, argile şi pe roci dure.

Clima se caracterizează prin medii anuale ale precipitaţiilor de 400 până la 600 mm,

ale temperaturii de 8,5-11ºC, ale indicelui de ariditate mai frecvent 20-30, ale

evapotranspitraţiei potenţiale de cca. 700 mm.

Ca urmare a climatului mai umed, s-au format sub o vegetaţie ierboasă abundentă

(graminee înalte cu sistem radicular bogat şi adânc). În zonele mai umede vegetaţiei

ierboase i se asociază şi vegetaţie arborescentă, alcătuind aşa-numita zonă de silvostepă

(vegetaţia arborescentă este reprezentată prin pâlcuri de păduri în compoziţia cărora

predomină stejarul brumăriu, stejarul pufos, stejarul şi gorunul.

Condiţiile de formare a solului în cadrul stepei şi silvostepei, care sunt deosebite de

cele a stepei semiaride (cu Kastanoziomuri), cu climat mai umed şi vegetaţie mai

abundentă, se regăsesc în mod corespunzător în desfăşurarea procesului de solificare.

Astfel, alterarea şi levigarea sunt mai pronunţate şi între orizontul Am şi Cca s-a separat un

orizont de tranziţie A/C mai gros, sau un orizont Bv sau chiar Bt.

Alcătuirea profilului. Cernoziomul tipic are profilul Am-AC-Cca sau C; Subtipul

cambic are profilul Am-Bv-Cca sau C; subtipul argic are profilul Am-Bt-Cca sau C.

Orizontul Am, gros de 40-50 cm, culoare brun închisă până la neagră, culori cu valori

şi crome sub 2 la materialul în stare umedă. Orizontul de tranziţie A/C de la suptipul tipic

are grosimi de 20-25 cm, orizontul Bv de la subtipul cambic are grosimi de 30-60 cm şi

orizontul Bt de la subtipul argic este gros până la 100 cm, la toate subtipurile este închis la

culoare cel puţin în partea superioară, (are culori cu valori şi crome sub 3,5 la umed).

Profilul se continuă cu un orizont Cca, de culoare mai deschisă (de obicei brun-

gălbuie), gros de 40-50 cm şi a cărui limită superioară este situată între 80 şi 150 cm.

Profilul este foarte bogat în neoformaţii biogene (coprolite, crotovine). Neoformaţiile

de carbonat de calciu îşi fac apariţia la nivelul orizontului Cca.

180

În suborizontul argic, la nivelul orizontului Bt, prezintă neoformaţii din acumularea

argilei, reprezentate prin pelicule subţiri pe feţele agregatelor structurale.

Proprietăţi. Cernoziomurile, de obicei, au o textură mijlocie (lutoasă), nedeferenţiată

pe profil în subtipurile tipice şi cambice şi diferenţiate în subtipul argic.

Sub aspectul caracteristicilor chimice şi de troficitate fac parte din categoria celor

mai bune soluri. Sunt bogate în humus (3-6 % în orizontul superior) de calitate (mull

calcic). Au complexul coloidal foarte bine reprezentat şi saturat în cea mai mare parte în

cationi bazici (V% nu scade sub 75). Reacţia este neutră până la slab acidă (pH=7-6);

neutră la subtipurile tipic şi cambic şi slab acidă la subtipul argic. Activitatea

microbiologică este intensă şi sunt bine aprovizionate cu substanţe nutritive.

Subtipuri. Tipic (Am-AC-Cca); cambic (Am-Bv-Cca); argic (Am-Bt-C sau Cca).

Fiecare din aceste 3 subtipuri poate fi: psamic (textură grosieră), pelic (textură foarte fină),

vertic (orizont vertic), gleic (proprietăţi gleice), salinic (orizont sc) etc.

Fertilitate. Cernoziomurile fac parte din categoria solurilor cu cele mai bune

proprietăţi. Principala problemă a agriculturii în această zonă o constituie aprovizionarea cu

apă a culturilor. În anii favorabili (sub aspectul regimului de precipitaţii) se realizează

producţii mari. Rezolvarea deficitului de umiditate o constituie irigaţiile, care apar ca

absolut necesare în zona cernoziomurilor din stepă.

Vegetaţia forestieră în componenţa căreia intră stejarul brumăriu, cerul şi gârniţa, dă

rezultatele cele mai bune pe subtipurile de cernoziom argic unde găseşte condiţii de

umiditate favorabile.

13.3. Faeoziomurile (FZ)

Tipul Faeoziom se defineşte prin orizont A molic (Am) cu valori şi crome sub 2 la

materialul umed, orizont intermediar (Bt, Bv, AC) cu culori cu valori şi crome sub 3,5 (la

umed), cel puţin în partea superioară (pe cel puţin 10-15 cm), fără orizont Cca sau

concentrări de carbonaţi secundari în primii 125 cm. Pelicule argilo-humice în orizontul B şi

adesea caractere de hidromorfie când există orizont Bt. Sunt excluse solurile formate pe

materiale parentale calcarifere sau roci calcaroase care apar între 20 şi 50 cm.

Răspândire. Faeoziomurile se întâlnesc, de obicei, în continuarea cernoziomurilor

spre zone mai umede şi mai răcoroase (de pădure), ocupând suprafeţe întinse în Podişul

Sucevei, Podişul Central Moldovenesc, Depresiunile Tg. Neamţ, Cracău, Depresiunea

Braşov, partea estică a Podişului Transilvaniei etc. Pe ansamblul ţării, ocupă o suprafaţă de

cca. 700.000 ha (cca. 3 %).

181

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. S-au format în condiţii de

relief de podişuri şi depresiuni.

Materialele parentale sunt reprezentate, predominant, prin depozite loessoide şi

luturi, dar uneori şi prin depozite cu textură mai nisipoasă sau mai argiloasă.

Climatul sub influenţa căruia s-au format este mai umed şi cu temperaturi mai

scăzute de cât în cazul cernoziomurilor. Valorile medii anuale ale precipitaţiilor sunt de

600-700 mm, iar ale temperaturilor de 7-8 ºC; evapotranspiraţia potenţială este aproximativ

egală cu cea a precipitaţiilor, iar regimul hidric percolativ.

Faeoziomurile se găsesc în arealul pădurilor de foioase, dar unele subtipuri s-au

format şi sub vegetaţie ierboasă, de fâneaţă (de obicei secudară).

Componenta lemnoasă este reprezentată prin masive sau pâlcuri de cvercinee, în

amestec cu tei, carpen, frasin, paltini, bogate în arbuşti şi componente ierboase (specii din

genurile Brachypodium , Poa , Dactylis , Festuca , etc.).

În condiţiile vegetaţiei mai sus prezentate, bogată inclusiv în plante ierboase

bioacumularea este intensă, în alcătuirea humusului predominând acizii huminici; s-a format

deci un orizont Am caracteristic.

În procesul de formare a Faeoziomurilor (deşi se desfăşoară în zone umede şi

răcoroase) se consideră că acumularea intensă de mull calcic se datorează unor condiţii

locale specifice: vegetaţie ierboasă, de fâneaţă, bogată, care lasă în sol cantităţi mari de

resturi organice cu un conţinut ridicat în substanţe proteice şi minerale; materiale parentale

care conţin elemente bazice; forme de relief depresionare, adăpostite (cazul subtipului tipic,

cambic, argic). În unele situaţii, cum se întâlnesc în Podişul Central Moldovenesc, ca

urmare a proceselor de migrare, dedesubtul orizontului Am s-a separat un orizont A molic-

eluvial (Ame) de acumulare a humusului, dar şi cu caractere de orizont eluvial, specific

subtipului greic.

Alcătuirea profilului. Faeoziomurile, fiind formate în condiţii de climă,

geomorfologie şi vegetaţie relativ largi, morfologia profilului este diversificată. Subtipul

tipic (Am-A/C-C); cambic (Am-Bv-C); argic (Am-Bt-C); greic (Am-Ame-Bt-C).

Orizontul Am, în toate cazurile, are grosimi de 30-60 cm, culori cu valori şi crome

sub 2 la materialul în stare umedă. Spre deosebire de cernoziomuri, la faeoziomuri, prin

uscare, culoarea orizontului Am se deschide foarte mult, devenind brună-cenuşie, diferenţa

de culoare între starea umedă şi cea uscată fiind mai mare de 1,5 valori (în timp ce la

cernoziomuri, prin uscare, culoarea se deschide mult mai puţin).

182

După orizontul Am urmează fie un orizont AC fie un orizont Bv, fie un orizont Bt,

fie un orizont Ame, care, cel puţin în partea lor superioară, au valori şi crome sub 3,5 la

materialul în stare umedă.

Profilul se încheie cu un orizont C, reprezentat prin materialul parental respectiv.

Pe profil se întâlnesc neoformaţii biogene, mai ales în partea superioară (coprolite,

crotovine); pelicule de argilă care acoperă în pete mici agregatele structurale ale orizontului

Bt. În subtipurile greice se întâlnesc şi neoformaţii reziduale, în Ame, reprezentate prin

grăunţi minerali dezbrăcaţi de peliculă coloidală, de obicei izolaţi.

Proprietăţi. Faeoziomurile au, de obicei, textură mijlocie (lutoasă) sau mijlocie-fină

(luto-argiloasă). În cazul celor cu orizont argic, textura este diferenţiată, adică la nivelul lui

Bt există un plus de argilă.

Structura este glomerulară, bine dezvoltată în Am, iar în orizontul Bt este prismatică.

Celelalte proprietăţi fitzico-mecanice şi hidrofizice sunt relativ bune.

Proprietăţile chimice şi de troficitate sunt bune. Conţinutul în humus este bogat (3-6

%), alcătuit predominant din acizi huminici (cu un procentaj ceva mai mare de acizi fulvici

în orizontul Ame de la subtipul greic) şi bine aprovizionate în substanţe nutritive. Au gradul

de saturaţie în baze între 70 şi 85 % şi pH-ul slab acid (peste 6). Activitatea microbiologică

este bună. În general, gradul de favorabilitate a proprietăţilor chimice şi de troficitate creşte

de la subtipurile cu orizont Bt spre cele cu orizont AC.

Subtipuri. Paralel cu subtipurile enunţate anterior (tipic, cambic, argic, greic), se mai

pot întâlni subtipurile: psamic, pelic, vertic, gleic, stagnic, clinogleic, aluvic ş.a., care, în

general, se pot grefa pe primele patru subtipuri.

Fertilitate. Faeoziomurile au, în general, o fertilitate ridicată datorită conţinutului

destul de mare de humus şi substanţe nutritive, precum şi datorită regimului de umiditate

favorabil. Marea lor majoritate au folosinţă agricolă. Şi pentru vegetaţia forestieră

faeoziomurile au fertilitate ridicată. Totuşi, arboretele de stejar şi alte specii de bază (care

vegetează pe aceste soluri), mai ales când sunt situate la limita cu silvostepa, nu realizează

clase superioare de producţie din cauza aprovizionării deficitare cu apă a arborilor în

anumiţi ani şi mai ales în jumătatea a doua a sezonului de vegetaţie.

13.4. Rendzinele (RZ)

Tipul Rendzină se defineşte prin orizont A molic (Am) şi orizont intermediar (AR,

Bv) având culori cu valori şi crome sub 3,5 (la umed) cel puţin în partea superioară,

dezvoltate pe roci calcaroase ( R) care apar între 20 şi 50 cm.

183

Răspândire. Se întâlnesc, în deosebi, în regiunile montane ale ţării: Carpaţii

(Orientali, Meridionali şi Occidentali) precum şi în Podişul Dobrogean. Ocupă cca. 340.000

ha (1,4 % din suprafaţa ţării).

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Dintre condiţiile

pedogenetice, caracteristice sunt cele de rocă parentală reprezentate prin calcare şi dolomite,

în condiţii de climat de la puţin umed şi cald (aşa cum este în Dobrogea) până la foarte

umed şi rece din zona montană; condiţii de vegetaţie începând cu cea de stepă, până la

etajul pajiştilor alpine (dar, de obicei, pe suprafeţe acoperite cu pajişti).

Datorită rocii calcaroase sau altor elemente bazice, chiar şi în zonele umede sau

foarte umede se formează un orizont Am. Roca parentală determină şi alte particularităţi în

formarea acestor soluri. Aşa, de exemplu, fiind masivă şi dură, rezultă adesea profile scurte

şi, de obicei, bogate în material scheletic.

Caractere rendzinice mai puţin specifice se pot întâlni şi la alte tipuri de sol,

determinând separarea în cadrul acestora a unui subtip denumit rendzinic. Aceste subtipuri,

în ceea ce priveşte formarea, alcătuirea, proprietăţile sunt, în general, asemănătoare tipului

respectiv, dar au şi particularităţi determinate de caracterul rendzinic.

Alcătuirea profilului. Rendzinele tipice au profile: Am-AR-R. Orizontul Am este,

de obicei, de 20-30 cm (uneori mai gros) şi are culoare neagră până la brun închis (crome

sub 2 la materialul în stare umedă). Urmează un orizont AR având, cel puţin în partea lui

superioară, culori de orizont molic şi în continuare orizont R (roci calcaroase).

În afară de obişnuitele neoformaţii biogene (coprolite, cornevine) şi eventual

eflorescenţe de carbonat de calciu, nu mai conţin altele.

Proprietăţi. Rendzinele au textură mijlocie-fină, nediferenţiată pe profil. De obicei,

chiar de la suprafaţă, solul prezintă material scheletic (fragmente de rocă).

Structura, datorită conţinutului ridicat în humus şi alcătuirii acestora din acizi

huminici saturaţi cu calciu, este glomerulară, bine dezvoltată.

Deşi pot avea profil scurt şi bogat în material scheletic, datorită bogăţiei în humus şi

structurii bune, au şi celelalte proprietăţi fizico-mecanice şi hidrofizice favorabile.

Chiar şi rendzinele din zonele umede sunt bogate în humus (până la 10 %) alcătuit

din acizi huminici; sunt saturate sau cel mult slab debazificate (V=70-100%); sunt slab

alcaline-neutre, cel mult slab acide (pH=7,5-6,0); sunt bine aprovizionate cu substanţe

nutritive şi cu activitate microbiologică intensă.

Subtipuri: tipică, cambică, scheletică.

184

Fertilitate. Datorită arealului de răspândire sunt folosite, în deosebi în silvicultură, şi

ca pajişti. În regiunea de podiş sunt utilizate şi în cultura plantelor de câmp, în pomicultură

şi viticultură. Potenţialul productiv al rendzinelor variază, în principal, în funcţie de volumul

edafic util, de regimul de umiditate, condiţionat de forma de relief şi expoziţie. Pe

rendzinele cu Am gros, bine structurate, formate pe versanţi în treimea lor mijlocie şi

inferioară, se dezvoltă arborete din clase mijlocii şi superioare de producţie, evident, în

condiţii climatice favorabile.

În general, fertilitatea rendzinelor din regiunile umede este mai mare decât a solurilor

învecinate, iar a celor din regiunile uscate este mai mică decât a solurilor învecinate.

Cap. 14 CLASA UMBRISOLURI (UMB)

Această clasă înglobează soluri cu acumulare evidentă de materie organică

(nesaturate în baze), care au un orizont A umbric (Au) continuat cu orizont intermediar (AC,

AR sau Bv) având culori de orizont umbric, cel puţin în partea superioară cu valori şi crome

sub 3,5 (la umed). Cuprinde tipurile Nigrosol şi Humosiosol.

Orizont Au, dar fără orizont subiacent cu culoare de orizont umbric, se întâlneşte şi în

cadrul altor tipuri, din alte clase. În aceste cazuri, prezenţa orizontului Au, care, de altfel,

constituie un caracter subordonat celor specifice claselor şi tipurilor respective, defineşte

subtipurile denumite umbrice; se precizează că acestea sunt din toate punctele de vedere

(formare, alcătuire, proprietăţi), asemănătoare tipurilor respective, dar au şi unele

particularităţi determinate de prezenţa orizontului Au.

14.1. Nigrosolurile (NS)

Tipul Nigrosol se defineşte prin orizont Au cu crome sub 2 (la umed) urmat de

orizont Bv, având gradul de saturaţie cu baze sub 53 % şi culori cu crome şi valori sub 3,5

(la umed) cel puţin în partea superioară.

Răspândire. Se întâlnesc în regiunile montane unde ocupă suprafeţe foarte reduse

(cca. 5000 ha).

Caracterizarea condiţiilor şi a proceselor de solificare. Nigrosolurile se găsesc

insular în arealul Districambosolurilor, în aceleaşi condiţii generale fizico-geografice: relief

montan (dar pe versanţi cu pantă mică, tăpşane, mici depresiuni), roci acide, reprezentate

prin diferite roci eruptive şi metamorfice sau materiale rezultate din acestea; climă umedă şi

răcoroasă, cu media anuală a precipitaţiilor de 800-1200 mm, a temperaturii de 3-6 ºC;

185

arealul pădurilor de molid sau fag şi răşinoase, dar în perimetre cu vegetaţie ierboasă

(poieni) existente în aceste areale.

Datorită vegetaţiei ierboase sub care au evoluat s-a format un orizont Au, deci un

orizont de culoare închisă cu humus alcătuit din acizi huminici nesaturaţi.

Datorită climatului umed şi răcoros, a rocilor sărace în baze şi a vegetaţiei cu caracter

acidofil, alterarea este foarte intensă, silicaţii primari sunt predominant desfăcuţi în

componentele lor de bază (silice, hidroxizi de fier şi aluminiu, etc.), deci, practic, nu se

formează argilă (care în condiţiile de intensă debazificare existente ar putea migra) şi, prin

urmare, nu se separă un Bt, ci un Bv de alterare. De asemenea, ca şi la districambosoluri

(solurile dominante din zonă) nu se formează orizont E, deoarece coloizii de fier şi aluminiu

eliberaţi prin alterare nu migrează (trecând sub forma de complexe organo-minerale puţin

mobile sau compensează pe cei ce eventual au migrat, aşa că în partea superioară a solului

nu scade conţinutul de sescvioxizi şi nu are loc o acumulare reziduală de particule silicioase.

Alcătuirea profilului. Nigrosolul tipic are următorul profil: Au-Bv-C sau R. Deci, în

comparaţie cu districambosolul cu care se învecinează, care are un orizont Ao, nigrosolul

prezintă Au, gros de 20-30 de cm, de culoare închisă până la negricioasă.

Orizontul Bv este gros de 20-70 cm şi are cel puţin în partea superioară un grad de

saturaţie cu baze sub 53 %, culoare de orizont umbric (valori şi crome sub 3,5 la materialul

în stare umedă). În continuare se găseşte fie un orizont C, fie un orizont R.

Proprietăţi. Nigrosolul are o textură de la mijlocie la grosieră până la fină,

nediferenţiată pe profil. Structura este în Au, grăunţoasă, iar în Bv poliedrică în ambele

cazuri slab-moderat dezvoltată.

Starea relativ bună în ceea ce priveşte textura şi structura face ca şi restul

proprietăţilor fizice, precum şi cele fizico-mecanice, hidrice şi de aeraţie să fie relativ

favorabile.

Sunt bogate în humus (4-5 până la 20 %, dar acesta este predominant humus brut);

prezintă grad de saturaţie cu baze şi pH scăzut inclusiv în orizontul Bv (V sub 53 %, uneori

sub 20 %, iar pH-ul sub 5), activitatea microbiologică şi aprovizionarea cu substanţe

nutritive slabă.

Subtipuri: tipic (conceptul central Au – Bv – C sau R); litic (orizontul R între 20 şi

50 cm); scheletic (cu peste 75 % schelet, având orizontul A şi Bv excesiv scheletice).

Fertilitate. Fiind situate în zone montane sunt folosite în silviculcultură şi ca pajişti.

Având în vedere poziţia altitudinală şi specificul climatic, nigrosolurile se află preponderent

în arealul de răspândire a molidului. Când sunt mijlociu profunde şi moderat scheletice,

186

arboretele de molid pot atinge productivitate mijlocie sau chiar superioară. În ceea ce

priveşte pajiştile, care sunt de fapt cele mai frecvente pe astfel de soluri, pentru a-şi menţine

şi creşte fertilitatea se impun fertilizări substanţiale cu gunoi, prin târlire.

14.2. Humosiosolurile (HS)

Tipul Humosiosol se defineşte prin orizont A umbric (Au), cu crome sub 2 (la umed),

dar conţinând materie organică humificată segregabilă de partea minerală silicată, urmat de

orizont intermediar (AC, AR sau B) cu grad de saturaţie în baze sub 53 % şi culori cu valori

şi crome sub 3,5 (la umed) în partea superioară. Prezintă de regulă orizont Aţ.

Răspândire. Humosiosolurile sunt răspândite îndeosebi în etajul alpin superior, bine

reprezentat în munţii înalţi: Rodna, Făgăraş, Bucegi, Parâng, Retezat la altitudini de peste

1800 m. Pe ansamblul ţării ocupă o suprafaţă de cca. 15.000 ha (sub 0,1 %).

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Relieful caracteristic este

reprezentat prin coame largi, versanţi slab înclinaţi sau platouri, iar substratele din roci

consolidate acide (granite, şisturi cristaline, gresii şi conglomerate silicioase).

Climatul specific alpin este foarte rece şi foarte umed, cu temperaturi medii anuale

cuprinse între 1 şi 2,5 ºC şi cu precipitaţii ce pot varia între 1100 şi 1400 mm. În plus, sunt

de menţionat şi vânturile puternice cu caracter aproape permanent.

În aceste condiţii climatice (de „stepă rece”) vegetaţia naturală este alcătuită din

pajişti alpine de graminee, în care predomină Festuca supina (păruşca alpină), Festuca rubra

(păiuş roşu), Nardus stricta (ţepoşica), Carex curvula (rogoz alpin), iar ca arbuşti şi

subarbuşti se întâlnesc Salix herbaceia (salcie pitică), Vaccinium myirtilus (afin) şi insular

Pinus mugo (jneapăn), Juniperus communis (ienupăr) etc.

În condiţiile specifice mai sus amintite, solificarea prezintă şi ea anumite

particularităţi. Astfel, substratul litologic fiind alcătuit din roci masive, dure, se formează un

profil scurt, iar materialul mineral al solului este reprezentat predominant prin particule

grosiere şi fragmente de rocă. Datorită climatului rece şi umed, humificarea este slabă, se

formează cantităţi mici de humus (acid, de culoare închisă), dar se acumulează cantităţi mari

de resturi organice aflate în diferite grade de transformare.

Alcătuirea profilului. Humosiosolurile tipice au profil Au sau Aou – AR - R.

Orizontul superior este fie un Au, fie un Aou (deci tot umbric, dar subţire), de culoare

închisă (crome sub 2 la materialul în stare umedă) şi conţinând materie organică humificată

segregabilă de partea minerală silicatică (adică, la uscare, prin frecare în mână, partea

minerală se separă de cea organică).

187

În continuare se găseşte un orizont AR, având cel puţin în partea superioară culori cu

valori şi crome sub 3,5 la materialul în stare umedă (adică culori mai puţin închise decât ale

lui Au, dar tot de orizont umbric).

La baza profilului, care este, de obicei, scurt se află roca dură R. Profilul nu conţine

neoformaţii specifice.

Proprietăţi. Humosiosolurile au o textură grosieră până la mijlocie, adesea cu mult

material scheletic, nediferenţiată pe profil, şi o structură slab formată (agregate grăunţoase

slab dezvoltate).

Sunt foarte bogate în materie organică (peste 20 %), dar sărace în humus propriu-zis

şi substanţe nutritive. Fiind formate pe seama unor roci cu caracter acid, sub vegetaţie

acidofilă, în condiţii de climă umedă, prezintă grad de saturaţie cu baze şi pH foarte scăzut

(V % poate coborî până la 5-10 %, iar pH-ul până la 4).

Subtipuri: tipic (reprezintă conceptul central al tipului de sol); cambic (cu orizont

Bv); litic (roca compactă R între 20 şi 50 cm); scheletic (cu peste 75 % schelet în A).

Fertilitate. Humosiosolurile au fertilitate foarte scăzută. Sunt folosite preponderent

ca păşuni. În vederea îmbunătăţirii floristice şi a ridicării productivităţii pajiştilor respective

se recomandă: îngrăşarea prin târlire; încorporarea de îngrăşăminte cu N, P, K şi de

amendamente calcaroase. De asemenea se recomandă întreţinerea păşunilor prin grăpări

periodice şi supraînsămânţări cu specii valoroase.

Cap. 15 CLASA CAMBISOLURI (CAM)

Această clasă înglobează soluri care au ca orizont de diagnostic un orizont B cambic

(Bv) având culori cu valori şi crome peste 3,5 (la umed); nu prezintă orizont Cca în primii

80 cm. Cuprinde tipurile : Eutricambosol şi Districambosol.

Orizont B cambic (Bv), se întâlneşte şi la alte soluri aparţinând altor clase. În aceste

cazuri, orizontul Bv, fie că are anumite caracteristici particulare (de exemplu, culoare de

orizont molic sau umbric în partea superioară), fie că acest caracter este subordonat altor

caractere (de exemplu, de gleizare, de prezenţă de material amorf etc). În ceea ce priveşte

subtipurile cambice ale diferitelor tipuri, se precizează că, acestea sunt din toate punctele de

vedere (formare, alcătuire, proprietăţi, etc.), în general, asemănătoare tipurilor respective,

dar au şi unele particularităţi dominate de prezenţa orizontului Bv.

188

15.1. Eutricambosoluri (EC)

Tipul Eutricambosol se defineşte prin orizont Bv având culori cu valori şi crome

peste 3,5 (umed) şi grad de saturaţie în baze (V%) peste 53 %.

Răspândire. Se întâlnesc în zona montană inferioară şi uneori mijlocie din Carpaţii

Orientali, Meridionali şi Occidentali, în Subcarpaţi şi Piemonturile Vestice. Ele ocupă o

suprafaţă de cca. 1.400.000 ha (cca. 6 %) din suprafaţa ţării. Menţionăm că, pe suprafeţe

reduse (cca. 50.000 ha) în partea de vest şi sud-vest a ţării (în Munţii Apuseni, în Munţii

Banatului şi în Podişul Mehedinţi), în perimetre adăpostite, deci în regiuni cu climate de

influenţă submediteraneană, aceste soluri au culori în nuanţe de 5 YR şi mai roşii. În

sistemul vechi de clasificare erau numite Terra rossa.

Condiţii de formare. Eutricambosolurile s-au foramt în condiţii bioclimatice destul

de variate, însă, de obicei, pe terenuri cu drenaj extern bun şi îndeosebi pe materiale

parentale bogate în elemente bazice (marne, conglomerate, gresii calcaroase şi bauxite).

Vegetaţia sub care s-au format aceste soluri este alcătuită din păduri de foioase, de

amestecuri de răşinoase şi foioase (în special brad), cu floră de mull.

Procese pedogenetice. Solificarea, deşi se manifestă în condiţii de climat până la

foarte umed, se caracterizează printr-o alterare, levigare şi debazificare slabă (ca urmare, nu

au avut loc procese de migrare a argilei şi deci de separare a unui orizont Bt, ci a unui Bv) şi

printr-o acumulare de humus cu grad de saturaţie în baze ridicat. Această situaţie se

datorează rocilor de formare cu caracter bazic, care se opun levigării şi debazificării intense

şi reliefului, în general, cu drenaj extern bun (coame înguste, versanţi), pe care o parte din

apa din precipitaţii scurgându-se, nu participă la formarea solului, deci aceasta decurge ca şi

când ar avea loc în condiţii de climă mai puţin umedă şi ca atare formarea de Bv.

Alcătuirea profilului. Eutricambosolul tipic (care constituie conceptul central al

acestui tip) are următoarea formulă de profil: Ao – Bv – C . Orizontul Ao este gros de 10 –

40 cm (mai subţire la eutricambosolurile din regiunile de munte şi mai gros la cele din

piemont) şi are culoare brună sau roşcată.

Orizontul Bv este gros de 20-150 cm, are culoare brună cu nuanţă gălbuie la

majoritatea subtipurilor (culoare brun roşcată sau chiar roşie la subtipul rodic), cu valori şi

crome peste 3,5 (la umed). Este urmat de materialul parental C.

Eutricambosolul nu prezintă pe profil neoformaţii specifice. În partea superioară se

întâlnesc neoformaţii biogene obişnuite, iar la nivelul lui Bv pete slabe de oxizi şi hidroxizi

de fier hidrataţi sau slab hidrataţi.

189

Proprietăţi. Eutricambosolul are o textură, de obicei, mijlocie, nediferenţiată pe

profil. Uneori, în Bv există un plus de argilă, datorită migrării slabe de sus (fără a forma

pelicule) sau rezultată prin alterare la acest nivel.

Structura este în Ao grăunţoasă, iar în Bv poliedrică.

Datorită texturii nediferenţiate şi, de obicei, mijlocie şi stării structurale relativ bune,

şi restul proprietăţilor fizice, fizico-mecanice şi hidrofizice sunt în general favorabile.

Conţinutul în humus este de 2-4 %, alcătuit predominant din acizi huminici, dar şi din

acizi fulvici; au gradul de saturaţie în baze peste 53 % şi poate urca până la 90 %, reacţia

slab acidă neutră (pH peste 6, până aproape de 7), aprovizionare cu substanţe nutritive şi

activitate microbiologică relativ bună.

Subtipuri: tipic (conceptul central al tipului de sol); rodic (orizont B cu culori în

nuanţe de 5 YR şi mai roşii); molic (orizont Am); pelic (textură foarte fină –argiloasă- în

primii 50 cm); andic (material amorf provenit din materialul parental, cel puţin în unul

dintre orizonturi); litic (rocă compactă consolidată – R- între 20-50 cm); scheletic (orizont A

sau B excesiv scheletice) ş.a.

Fertilitate. Eutricambosolurile au, în general, proprietăţi fizice bune, fiind situate în

zone umede, sunt bine aprovizionate cu apă; întrucât nu au diferenţiere texturală şi se găsesc

pe terenuri cu drenaj extern bun nu prezintă, în general, exces de apă. Datorită acestor

însuşiri au, în general, un potenţial de producţie ridicat (pentru păduri în zona montană şi

pentru culturi agricole în piemonturi).

15.2 Districambosolurile (DC)

Tipul Districambosol se defineşte prin orizont B cambic (Bv) cu V sub 53 %, cu

valori şi crome peste 3,5 la materialul în stare umedă.

Răspândire. Se întâlnesc în zonele montane (Carpaţii Orientali, Meridionali şi

Occidentali), unde ocupă suprafeţe întinse, peste 3.000.000 ha (circa 13 % din suprafaţa

ţării).

Condiţii de formare. S-au format în condiţii de relief montan, pe roci foarte variate

(granite, şisturi cristaline, gresii şi conglomerate) toate având caracter acid. Climă umedă şi

răcoroasă, cu media anuală a precipitaţiilor de 800-1200 mm şi a temperaturii de 3-6ºC.

Vegetaţia nativă este reprezentată prin păduri de molid, molid-brad, fag-răşinoase,

păduri cu floră acidofilă (Luzula luzuluides, Oxalis acetosella), uneori şi cu muşchi verzi şi

chiar Vaccinium myrtillus.

190

Ca şi la nigrosolul prezentat anterior, întâlnit în acelaşi areal (climat umed şi răcoros,

roci acide, vegetaţie cu caracter acidofil), alterarea este foarte intensă, silicaţii primari fiind

predominant desfăcuţi în componentele lor de bază (silice, hidroxizi de Fe şi Al), fapt ce

explică separarea unui orizont Bv de alterare şi nu un orizont Bt. Coloizii minerali

reprezentaţi în acest caz prin hidroxizi de fier şi aluminiu, deşi reacţia solului este acidă, nu

migrează deoarece alcătuiesc cu acizii huminici, complexe organo-minerale stabile, aşa că

nu se formează un orizont eluvial.

Alcătuirea profilului. Districambosolurile tipice au profil: Ao-Bv-C sau R.

Orizontul Ao este gros de 10-30 cm şi deschis la culoare (brun).

Orizontul Bv are grosimi de 20-70 cm, culoare brună cu nuanţe gălbui, culori cu

valori şi crome peste 3,5 (la umed); grad de saturaţie cu baze sub 53 % şi este urmat de un

orizont R (roca dură) sau C (roca afânată, moale).

Districambosolul nu prezintă pe profil neoformaţii specifice. În partea superioară se

găsesc neoformaţii biogene obişnuite (coprolite, cornevine) şi eventual, la nivelul lui Bv,

pete slabe de oxizi şi hidroxizi de fier hidrataţi.

Proprietăţi. Districambosolurile au textură mijlocie nediferenţiată pe profil.

Structura este în Ao grăunţoasă, slab dezvoltată, iar în Bv poliedrică, moderat dezvoltată.

Starea relativ bună în ceea ce priveşte textura şi structura se repercutează în mod

corespunzător şi în restul proprietăţilor (fizico-mecanice şi hidrofizice), care sunt relativ

favorabile.

Au un conţinut mic de humus propriu-zis, dar pot avea o cantitate mare de materie

organică (împreună, între 4-5 până la 20 %); prezintă grad de saturaţie cu baze şi pH scăzut

inclusiv în orizontul Bv (V % sub 53 %, adesea sub 35 %, iar pH-ul sub 5); sunt puţin active

din punct de vedere microbiologic şi slab aprovizionate cu substanţe nutritive.

Subtipuri: tipic (conceptul central, nu prezintă atributele celorlalte subtipuri); umbric

(prezintă Au); psamic (textură grosieră); prespodic (prezintă acumulare de sescvioxizi fără a

îndeplini parametrii de orizont spodic); litic (orizont R între 20-50 cm); scheletic (schelet

excesiv în A şi B); gleic (orizont Gr între 50-100 cm).

Fertilitate. Districambosolurile au o fertilitate ce variază în limite destul de largi, în

raport cu tipul de humus, conţinutul de schelet şi volumul edafic. În general, pentru speciile

de răşinoase (îndeosebi molid, pin, larice), ditricambosolurile, chiar mijlociu profunde dar

cu conţinut redus de schelet şi cu humus tip moder, pot asigura un potenţial de producţie

ridicat. Bradul şi fagul ajung la clase superioare de producţie, numai când aceste soluri sunt

profunde şi slab scheletice.

191

Cap. 16 CLASA LUVISOLURI (LUV)

Această clasă înglobează soluri care au ca orizont diagnostic un orizont B argic (Bt)

având culori cu valori şi crome peste 3,5 (la umed) începând din partea superioară. Cuprinde

următoarele tipuri: Preluvosol, Luvosol, Planosol şi Alosol.

Orizont Bt prezintă şi alte soluri, aparţinând altor clase. La solurile din afara clasei

luvisoluri, prezenţa orizontului Bt constituie criteriu de separare a subtipurilor argic. În

cazul subtipurilor, în general, alcătuirea şi proprietăţile, sunt asemănătoare tipului respectiv

dar au şi unele particularităţi determinate de prezenţa orizontului Bt.

16.1 Preluvosoluri (EL)

Tipul Preluvosol se defineşte prin orizont Ao sau Am urmat de orizont B argic (Bt)

având culori cu valori şi crome peste 3,5 (la umed) şi grad de saturaţie în baze (V peste 53

%).

Răspândire. Se întâlnesc în zonele de podiş, deal, piemont. Ocupă suprafeţe

reprezentative în Oltenia, Muntenia, Podişul Moldovei şi Podişul Transilvaniei. La nivelul

ţării ocupă aproximativ 1.200.000 ha (circa 5 %).

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. S-au format în condiţii de

relief de podiş, deal, piemont şi câmpii umede, la altitudini cuprinse, de cele mai multe ori,

între 150 şi 800 m.

Materialul parental este reprezentat prin loess şi depozite loessoide; pe alocuri, apar

formate şi pe nisipuri, luturi şi argile. O caracteristică foarte importantă a materialelor de

formare o constituie faptul că sunt, în general, bogate sau au un oarecare conţinut de calciu

sau elemente bazice.

Principalele elemente ale climei variază în limite foarte largi: media anuală a

precipitaţiilor între 550 şi 800 mm, iar a temperaturii între 6-7 şi 9-10ºC. Evapotranspiraţia

potenţială este, de obicei, mai mică decât media precipitaţiilor, regimul hidric fiind de tip

percolativ.

Vegetaţia naturală sub influenţa căreia s-au format este alcătuită din specii de

cvercinee (stejar, cer, gârniţă, uneori şi gorun), în amestec cu alte specii de foioase

(îndeosebi tei, frasin, cireş, carpen). Aceste păduri sunt, de obicei , bine încheiate, umbresc

bine solul, împiedicând instalarea ierburilor perene.

În condiţiile vegetaţiei mai sus amintite, bioacumularea fiind puţin intensă, humusul,

alcătuit atât din acizi huminici cât şi fulvici, s-a format un orizont A ocric (Ao).

192

Climatul fiind relativ umed, alterarea a fost intensă, rezultând cantităţi apreciabile de

argilă, care parţial a fost migrată, formându-se un orizont Bt.

Alcătuirea profilului. Conceptul central al preluvosolurilor are profil de tipul: Ao-

Bt-C sau Cca. Orizontul Ao este gros de 20-40 cm şi are culoare deschisă (brun-deschisă).

În zonele mai calde din partea centrală a Munteniei, are o culoare roşcată (datorită oxizilor

şi hidroxizilor de fier nehidrataţi).

Orizontul Bt este gros, uneori, de peste 100 cm şi are culori cu valori şi crome mai

mari de 3,5 (la umed), cu nuanţe gălbui, dar şi roşcate la subtipul roşcat.

Urmează fie un orizont carbonato-iluvial Cca, fie materialul parental reprezentat

printr-o rocă neconsolidată C.

Proprietăţi. Preluvosolul are o textură diferenţiată pe profil: adesea mijlocie

(lutoasă) în Ao, iar la nivelul orizontului Bt, fină, mijlocie – fină sau tot mijlocie, dar cu un

procentaj mai ridicat de argilă (indicele de diferenţiere texturală 1,2-1,3).

Structura este grăunţoasă bine dezvoltată în orizontul superior şi prismatică bine

dezvoltată în Bt.

Restul proprietăţilor fizice precum şi a celor fizico-mecanice şi hidrofizice sunt, în

general, favorabile.

Conţinutul de humus este de 2-3,5 %. Gradul de saturaţie cu baze şi pH-ul au valori

relativ ridicate (V în jur de 80 %, pH-ul 6-7, slab acid neutru). Prezintă o situaţie relativ

bună în ceea ce priveşte aprovizionarea cu substanţe nutritive şi o activitate microbiologică.

Subtipuri: tipic (reprezintă conceptul central al tipului de sol, nu prezintă atributele

specifice celorlalte subtipuri); roşcat (Bt cu culori în nuanţe de 7,5 YR); psamic (textură

grosieră în primii 50 cm); pelic (textură foarte fină în primii 50 cm); vertic (orizont vertic la

baza orizontului A); stagnic (orizont W în primii 100 cm); gleic (orizont Gr între 50-100

cm); litic (R între 20 şi 50 cm); scheletic (orizontul A şi B excesiv scheletic).

Fertilitate. Preluvosolurile, în general, au fertilitate bună. Totuşi, ca şi în cazul

celorlalte soluri din zonă, cu care se asociază, potenţialul lor productiv este puternic

condiţionat de textură, conţinutul de schelet, compactitate, etc. Cele mai productive sunt

preluvosolurile cu textură lutoasă, profunde situate în etajul bioclimatic al gorunetelor, care

prezintă un regim de umiditate mai echilibrat.

16.2 Luvosolurile (LV)

Tipul Luvosol se defineşte prin orizont A ocric (Ao) urmat de orizont eluvial E (El

sau Ea) şi orizont B argic (Bt) cu grad de saturaţie în baze (V) în general sub 53 %.

193

Răspândire. Se întâlnesc în aceleaşi areale cu preluvosolurile, ocupând suprafeţe

reprezentative în Podişul Transilvaniei, Piemonturile Vestice, Podişul Getic, Podişul

Sucevei, Subcarpaţi etc. Ocupă o suprafaţă de peste 4.500.000 ha (peste 20 % din suprafaţa

ţării).

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Relieful este de podiş,

deal, piemont şi câmpii umede. În cadrul acestor forme de relief luvosolurile faţă de

preluvosoluri, ocupă terenurile mai slab drenate, deci, aflate sub influenţa unei cantităţi mai

mari de apă, ce a contribuit la orientarea solificării în direcţia luvierii.

Rocile parentale sunt reprezentate prin luturi, nisipuri, argile, conglomerate, gresii,

diferite roci metamorfice şi magmatice sau materiale rezultate din alterarea lor.

Clima sub influenţa căreia s-au format se caracterizează prin medii anuale ale

precipitaţiilor între 600 şi 1000 mm şi ale temperaturii între 6-7 şi 9-10ºC, ale indicelui de

ariditate între 34-55, ale evapotranspiraţiei potenţiale mai mici decât precipitaţiile. Regimul

hidric este percolativ.

Vegetaţia nativă este reprezentată prin păduri de Quercus petraea, Quercus cerris,

Quercus frainetto, Fagus silvatica ori amestec între acestea (uneori şi cu răşinoase), dar

foarte bine încheiate şi bogate în specii ierboase acidofile.

Deşi se află în acelaşi areal cu preluvosolurile, formarea acestor soluri este orientată

în direcţia luvierii datorită uneia sau altora dintre condiţiile enumerate mai jos:

- material parental sărac în minerale calcice şi feromagneziene, ceea ce uşurează

avansarea levigării, debazificării, acidifierii, migrării coloizilor şi deci formarea de

orizont E (El sau Ea);

- relief uneori orizontal sau depresionar cu drenaj extern slab, care face ca întreaga

sau aproape întreaga cantitate de apă din precipitaţii să participe la formarea

solului;

- vârsta uneori mai mare a reliefului, deci timp mai îndelungat care a permis

manifestarea procesului de luviere;

- clima adesea mai umedă şi vegetaţia forestieră mai bine păstrată şi cu unele

componente acidofile, care creează condiţii prielnice formării de orizont E (El sau

Ea).

Alcătuirea profilului. Conceptul central al luvosolurilor are profilul de tipul Ao-El

sau Ea-Bt-C. Orizontul superior este deschis la culoare (brun, brun deschis, brun roşcat)

datorită conţinutului mic de humus şi a procentului mai ridicat de acizi fulvici şi are o

grosime de 10-20 cm.

194

În continuarea orizontului Ao se găseşte un orizont El (eluvial luvic) sau Ea (eluvial

albic), mai deschise la culoare decât orizontul superior şi mai sărăcite în argile, El gros de

10-20 cm, iar Ea gros de 15-30 cm.

Sub orizontul eluvial urmează un orizont B argic (Bt) gros până la 100 cm (datorită

migrării mai intense a coloizilor), de culoare gălbuie. În continuare se găseşte materialul

parental C.

Pe profil se întâlnesc neoformaţii biogene (coprolite, crotovine), pelicule de argilă şi

pete de oxizi de fier hidrataţi în Bt, unde acoperă parte din feţele agregatelor structurale.

Neoformaţii reziduale, reprezentate prin grăunţi minerali (de obicei cuarţoşi), dezbrăcaţi de

peliculă coloidală în orizontul El. În orizontul Ea apare în plus şi pudră de selice ca pete

albicioase.

Proprietăţi. Luvosolurile au textura diferenţiată pe profil. În orizontul Ao, textura

este de obicei mijlocie (luto-nisipoasă sau lutoasă); la nivelul orizontului E, conţinutul de

argilă se micşorează (textura devenind, de obicei, mijlociu-grosieră), iar la nivelul

orizontului Bt se măreşte (textura fiind mijlocie-fină sau fină).

Structura este în orizontul superior grăunţoasă, mai slab dezvoltată decât la

preluvosol; orizontul E este nestructurat ori cu structură poliedrică sau chiar lamelară, iar

orizontul Bt are o structură prismatică, bine evidenţiată.

Faţă de preluvosol, datorită diferenţierii texturale mai accentuate şi a structurii mai

slab dezvoltate, are şi restul proprietăţilor fizice, fizico-mecanice şi hidrofizice mai puţin

favorabile. Luvosolul are un regim hidric defectuos, apa din precipitaţii străbate lesne

orizonturile superioare, dar greu orizontul B argic , se evaporă uşor, în perioadele umede

prezentând exces de apă, iar în cele secetoase deficit de apă.

Mai puţin favorabile sunt, de asemenea, şi proprietăţile chimice şi de troficitate. Au

un conţinut de humus de cca. 2 % şi de calitate inferioară (bogat în acizi fulvici), gradul de

saturaţie cu baze şi pH-ul fiind relativ mici (V % coboară sub 53 şi pH-ul sub 5), iar în

subtipul albic V% poate scădea până la 10 % şi pH-ul până la aproape de 4. Aprovizionarea

cu substanţe nutritive şi activitatea microbiologică este relativ slabă.

Subtipuri: tipic (conceptul central al tipului de sol); roşcat (orizont Bt având culori

în nuanţe de 7,5 YR); albic (orizont eluvial albic de minim 10 cm); stagnic (proprietăţi

stagnice intense-W-între 50 şi 100 cm); planic (cu schimbare texturală între orizonturile E şi

Bt); glosic (orizont eluvial care pătrunde în limbi în orizontul Bt); gleic (proprietăţi gleice-

Gr- între 50 şi 100 cm); scheletic (având orizont A sau E sau Bt excesiv scheletic).

195

Fertilitate. Luvosolurile, în general, prezintă proprietăţi fizice, chimice şi troficitate

scăzute comparativ cu proluvosolurile. Proprietăţile fizice mai puţin favorabile ale acestui

tip se găsesc rezumate în regimul aerohidric caracterizat fie prin exces, fie prin deficit de

apă, cu frecvenţă şi intensitate mai mare în subtipurile albice stagnogleice. În schimb,

datorită climatului mai umed de care beneficiază, mai ales în etajele altitudinale mai înalte,

sunt mai fertile pentru vegetaţia forestieră specifică zonelor respective, decât pentru

culturile agricole.

16.3. Planosolurile (PL)

Tipul Planosol se defineşte prin orizont A ocric (Ao) urmat de orizont eluvial (El sau

Ea) şi orizont B argic (Bt) prezentând schimbare texturală bruscă (între E şi Bt pe distanţă

mai mică de 7,5 cm). Pot prezenta proprietăţi stagnice intense (W).

Răspândire. Se întâlnesc în aceleaşi areale cu luvosolurile, însă în condiţii de relief

uşor negativ şi pe depozite mai drenabile în partea superioară şi foarte slab permiabile mai

în adâncime, adeseori bistratificate. Ocupă o suprafaţă foarte mică, cca. 5000 ha.

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare.

În condiţiile mai sus amintite, ca şi în cazul luvosolurilor solificarea este orientată în

direcţia formării orizontului Bt şi E. Însă, în timp ce la acestea, trecerea de la orizontul E

(sărăcit în argilă) la orizontul B (îmbogăţit în argilă) se realizează treptat, la planosoluri,

trecerea se face brusc, pe parcursul a mai puţin de 7,5 cm, care, de fapt, constituie însăşi

caracterul diagnostic al planosolurilor.

Schimbarea texturală abruptă apare ca rezultat al eluvierii-iluvierii, manifestată în

condiţii specifice de drenaj extern şi intern. Apa se acumulează la suprafaţă, pătrunde greu,

particulele fine antrenate din orizontul de eluviere sunt depuse imediat sub acesta. Uneori, la

realizarea schimbării texturale bruşte contribuie şi materialele parentale bistratificate:

primul, cu textură mijlocie, pe seama căruia se formează orizonturlile suparioare (de

acumulare a humusului ţi cel eluvial), iar al doilea, cu textură fină, pe seama căruia se

formează orizontul argic. Tot din cauza condiţiilor specifice de drenaj extern şi intern, care

determină o supraumezire de suprafaţă, în formarea planosolurilor au loc şi fenomene

stagnice (w).

Alcătuirea profilului. Conceptul central al planosolurilor prezintă profil de tipul:

Aow-Elw sau Eaw – Btw – C. Orizontul superior are grosimi sub 20 cm, de culoare brun

deschisă, datorită conţinutului mic de humus şi alcătuirii acestuia, predominant din acizi

fulvici, cu pete de oxidere şi reducere (w). Urmează un Elw sau Eaw gros de 10-30 cm, mai

196

deschis la culoare şi cu pete de oxidare şi reducere mai numeroase decât în Ao. În

continuare se trece brusc la orizontul Btw, gros de peste 100 cm, de culoare gălbuie cu pete

de reducere, sub care se află materialul parental C.

Pe profil se întâlnesc neoformaţii biogene, neoformaţii reziduale şi neoformaţii

reziduale şi neoformaţii rezultate din acumularea de oxizi şi de argilă, specifice orizonturilor

respective.

Proprietăţi. Planosolul are textură diferenţiată pe profil: luto-nisipoasă sau lutoasă în

Ao; la nivelul orizontului eluvial conţinutul de argilă se micşorează, iar în orizontul argic

creşte. De la orizontul E la Bt conţinutul de argilă se dublează pe parcursul a mai puţin de

7,5 cm (deci brusc).

Structura este grăunţoasă slab formată în Ao, în orizontul E este lamelară slab

dezvoltată, iar în Bt prismatică bine evidenţiată.

Proprietăţile chimice şi de troficitate sunt asemănătoare cu a luvosolurilor. Conţinut

redus de humus (cca. 2 %), sunt soluri debazificate şi acide (V% sub 53 % şi pH-ul cca. 5).

Conţin cantităţi mici de elemente nutritive şi au activitate microbiologică foarte slabă.

Subtipuri: tipic (conceptul central al tipului); albic (orizont eluvial albic de minim

10 cm); vertic (orizont vertic situat între baza orizontului eluvial şi 100 cm).

Fertilitate. Planosolurile au proprietăţi fizice, chimice şi de troficitate mai puţin

favorabile decât luvosolurile. Fiind situate în zone umede, pe terenuri lipsite practic de

drenaj (care, dimpotrivă acumulează şi apa scursă din împrejurimi) şi având schimbare

texturală abruptă şi deci permiabilitate extrem de redusă, în perioadele umede prezintă un

exces pronunţat de umiditate în partea superioară, apa ajungând adesea să băltească. Pe cât

de repede se creează excesul de apă, tot pe atât de uşor se şi pierde umiditatea din sol. Prin

urmare, creşterea plantelor este stânjenită frecvent în cursul perioadei de vegetaţie, când de

excesul, când de deficitul de apă. Şi pentru vegetaţia forestieră, aceste soluri sunt mai puţin

favorabile decât luvosolurilor.

Cap. 17 CLASA SPODISOLURI (SPO)

Această clasă înglobează solurile care au ca orizont diagnostic un orizont spodic

(Bhs, Bs) sau orizont criptospodic (Bcp) şi cuprinde tipurile: Prepodzol, Podzol şi

Criptopodzol.

Caracter spodic înseamnă prezenţa unui orizont Bs (B de acumulare a sescvioxizilor

de Fe şi Al) sau Bhs (de acumulare şi a humusului). Caracter criptospodic înseamnă caracter

197

spodic ascuns şi semnifică prezenţa în orizontul B cambic (Bv) a unor acumulări de

sescvioxizi, fără însă ca aceştia să atingă intensitatea de la orizontul Bs.

17.1. Prepodzolurile (EP)

Tipul Prepodzol se defineşte printr-un orizont Ao sau Au, urmat de orizont B spodic

feriiluvial (Bs), fără orizont E spodic (Es). Pot prezenta un orizont organic nehidromorf O

(folic) sub 50 cm grosime.

Răspândire. Se întâlnesc în aceleaşi areale cu districambosolurile, deci în zona

montană, în toţi Carpaţii, de regulă în etajul bioclimatic al molidişurilor şi în cel subalpin,

dar ele pot exista, în condiţii specifice de substrat şi în etajul bioclimatic al amestecurilor de

fag cu răşinoase. Ocupă peste 900.000 ha, respectiv peste 4 % din teritoriul ţării.

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. S-au format în condiţii de

relief montan accidentat, la altitudini de regulă cuprinse între 1200-1800 m, pe roci

predominant acide (metamorfice şi eruptive) sau pe materiale rezultate prin dezagregarea

acestora (conglomerate, gresii, pietrişuri). Clima este rece şi foarte umedă: temperatura

medie este cuprinsă între 3 şi 5ºC, precipitaţiile depăşesc 1000 mm, indicele de ariditate

este, de regulă peste 55. Vegetaţia naturală lemnoasă tipică este reprezentată prin păduri de

molid sau amestec fag şi răşinoase (în condiţii de substrate puternic acide), dar şi de

tranziţie către pajiştile alpine (în etajul jnepenişurilor).

În condiţiile sus amintite, transformarea resturilor organice fiind anevoioasă, se

formează puţin humus propriu-zis, acid, închis la culoare, dar se acumulează de obicei

cantităţi mari de materie organică în curs de humificare. Alterarea este foarte intensă,

silicaţii primari nu duc practic la formarea de argilă, ci sunt predominant desfăcuţi în silice

şi sescvioxizi. O parte din sescvioxizi este supusă migrării, ducând la formarea unui orizont

B spodic (Bs).

Alcătuirea profilului. Prepodzolul tipic are următorul profil: Au sau Aou-Bs-R sau

C. Orizontul superior, închis la culoare, cu humus acid, poate fi un Au (umbric) sau un Aou

(deci tot umbic, dar subţire). Urmează un orizont B spodic (Bs) gros de câţiva cm până la

70-80 cm, cu nuanţe roşiatice (datorită sescvioxizilor de fier) şi apoi fie un R, fie un C.

Ca neoformaţii, în afară de cele biogene obişnuite (coprolite, crotovine, cornevine)

aflate în partea superioară a solului, se întâlnesc la nivelul orizontului Bs aglomerări de

sescvioxizi, ce îmbracă grăunţii de nisip, provocând uneori cimentarea orizontului respectiv.

Proprietăţi. Prepodzolurile au o textură mijlocie-grosieră, nediferenţiată pe profil

(orizontul Bs nu este un orizont de acumulare de argilă, ci de sescvioxizi). Sunt soluri

198

practic nestructurate sau o structură grăunţoasă în A şi poliedrică în Bs, în ambele cazuri

slab dezvoltată. Restul proprietăţilor fizice, fizico-mecanice şi hidrofizice sunt puţin

favorabile.

Conţinutul de humus propriu-zis este mic, dar cel de materie organică este mare

(împreună 10-25 % în orizontul superior); au grad de saturaţie cu baze scăzut (V% sub 53,

uneori până la circa 10 %); reacţia puternic acidă (pH până aproape de 4); activitatea

microbiologică şi aprovizionarea cu substanţe nutritive slabă.

Subtipuri: tipic (conceptul central al tipului de sol); histic (cu orizont O (folic) de 20-

50 cm grosime la suprafaţă); litic (orizont R între 20-50 cm).

Fertilitate. Sunt folosite în silvicultură sau ca pajişti naturale. Dacă sunt suficient de

profunde prezintă potenţial ridicat pentru molid. Pentru îmbunătăţirea pajiştilor respective,

se recomandă cu prioritate îngrăşăminte organice, aplicate prin târlire.

17.2. Podzolurile (PD)

Tipul Podzol se defineşte prin prezenţa unui orizont Au sau Aou sau orizont O urmat

de orizont eluvial spodic (Es) şi orizont Bhs sau Bs.

Răspândire. Se întâlnesc în zona montană superioară (în subzona molidului şi în

subzona alpină inferioară) din Carpaţii Meridionali, Orientali şi Occidentali. Ocupă

suprafeţe de cca. 270.000 ha (1,1 % din teritoriul ţării).

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. S-au format în condiţii de

relief montan, pe terenuri, de obicei, lipsite de drenaj sau cu drenaj extern slab (coame,

platforme şi depresiuni, terase); pe roci acide (diferite roci eruptive şi metamorfice sau

materiale provenite prin dezagregarea acestora-gresii, conglomerate, pietrişuri nisipuri);

într-un climat foarte umed şi foarte rece, cu media anuală a precipitaţiilor până la 1400 mm,

a temperaturii 2 până la 4ºC, a indicelui de ariditate până la 100 (regim hidric percolativ

repetat); sub vegetaţie, mai ales de păduri de molid cu ericacee (Vaccinium myrtillus) şi în

etajul jnepenişurilor.

În condiţiile climatului sus menţionat, ca şi la prepodzoluri, silicaţii primari sunt

desfăcuţi prin alterare direct în silice şi sescvioxizi. În acest caz însă, migrarea

sescvioxizilor, împreună cu o parte a humusului este aşa de intensă încât duce nu numai la

formarea unui orizont Bhs, ci şi la separarea în partea superioară a unui orizont eluvial

spodic –Es (puternic sărăcit în materie organică şi sescvioxizi şi îmbogăţit rezidual în

particule silicioase), proces denumit podzolire.

199

Alcătuirea profilului. Podzolul tipic are următoarea alcătuire a profilului: Au sau

Aou-Es-Bhs-R. Ca şi la prepodzol, orizontul superior, închis la culoare, cu humus acid,

poate fi un Au (A umbtic) sau un Aou (deci tot umbric dar subţire).

Urmează un orizont eluvial podzolic sau spodic (Es), puternic sărăcit în materie

organică şi sescvioxizi şi îmbogăţit rezidual în particule silicioase, gros de 5 până la 20 cm,

de culoare foarte deschisă (albicios), specific acestor soluri.

În continuare, se găseşte un orizont Bhs (de acumulare a sescvioxizilor şi a

humusului), gros de 30-70 cm, brun ruginiu, şi apoi roca dură ( R ) sau roca afînată ( C ).

Ca neoformaţii, în afara celor biogene obişnuite (coprolite, cornevine), aflate în

partea superioară a solului, se mai întâlnesc, la nivelul lui Es neoformaţii reziduale

reprezentate prin pudră de selice, aglomerări de particule fine minerale neîmbrăcate în

pelicule de coloizi şi granule de nisip fără peliculă coloidală, iar la nivelul lui Bhs

aglomerări de sescvioxizi şi humus ce îmbracă grăunţii de nisip.

Proprietăţi. Podzolurile au o textură variată, de cele mai multe ori mijlociu-grosieră,

nediferenţiată pe profil. Sunt nestructurate sau cel mult, prezintă agregate slab dezvoltate,

grăunţoase în orizontul superior. Au proprietăţi fizice, fizico-mecanice şi hidrofizice puţin

favorabile.

Conţinutul de humus este de 8-25 % în orizontul superior (humus brut şi acid),

scăzând foarte mult în Es şi crescând în Bhs (5-15 %); au grad de saturaţie cu baze şi pH

dintre cele mai mici întâlnite, în general, la soluri (V% poate să scadă până la 5 %, iar pH-ul

sub 4); activitatea microbiologică şi aprovizionarea cu substanţe nutritive foarte slabă (din

cauza condiţiilor nefavorabile de descompunere a materiei organice).

Subtipuri: tipic (conceptul central al tipului de sol); feriluvic (având orizont

feriiluvial –Bs); histic (orizont O – folic de 20-50 cm grosime la suprafaţă); litic (orizont R

între 20-50 cm).

Fertilitate. Podzolurile au o troficitate azotată foarte scăzută şi o troficitate minerală

de asemenea scăzută, întrucât cationii adsorbiţi sunt foarte greu schimbabili şi accesibili

plantelor. Blocarea elementelor nutritive (inclusiv a azotului) în orizontul cu humus brut şi

în celelalte orizonturi minerale aciditatea mare şi gradul de saturaţie în baze scăzut, alături

de grosimea fiziologică redusă şi bogăţia în schelet, fac ca aceste soluri să fie puţin fertile.

Pentru molid, podzolurile pot fi uneori fertile, întrucât această specie este micotrofă şi îşi

poate procura cel puţin o parte din azotul necesar din resturile vegetale aflate în orizontul

organic.

200

La fertilitatea redusă a acestor soluri se adaogă şi rigorile climatului, care

influenţează nu numai lungimea perioadei de vegetaţie, dar şi direct forma trunchiurilor

arborilor.

Condiţiile de viaţă pentru vegetaţia forestieră devin deosebit de grele când

podzolurile se acoperă, după despădurire completă, cu o pătură densă de Vaccinium sau

când sunt acoperite cu un strat de turbă şi de muşchi Sphagnum.

În afara de folosinţa naturală forestieră, în urma defrişării jnepenişurilor şi a

extinderii antropogene a golurilor subalpine în detrimentul pădurii, importante suprafeţe din

arealul podzolurilor au fost transformate în pajişti secundare. Aceste pajişti, formate

predominant din Nardus stricta şi Festuca supina, sunt de valoare foarte redusă. Ridicarea

potenţialului de producţie a acestor pajişti se poate realiza prin aplicarea unor doze mari de

îngrăşăminte şi amendamente. Se poate aplica cu destul succes şi târlirea periodică.

Cap. 18 CLASA PELISOLURI (PEL)

Această clasă înglobează solurile care au ca orizont diagnostic un orizont pelic sau

orizont vertic care începe de la suprafaţă sau din primii 20 cm şi se continuă până la peste

100 cm. Nu prezintă în primii 50 cm proprietăţi stagnice intense (W), proprietăţi gleice

(Gr) sau proprietăţi salsodice intense (sa, na). Cuprinde două tipuri de sol: Pelosoluri şi

Vertosoluri.

Caractere pelice sau vertice se întâlnesc şi la multe alte tipuri de sol aparţinând altor

clase, determinând separarea de subtipuri pelice şi vertice. În toate aceste cazuri însă,

caracterele pelice sau vertice, fie că nu se evidenţiază încă de la suprafaţă, fie că sunt slab

evidenţiate. În ceea ce priveşte formarea, alcătuirea şi proprietăţile, subtipurile pelice şi

vertice sunt asemănătoare tipurilor cărora aparţin, dar se apropie şi de cele corespunzătoare

pelosolurilor şi vertosolurilor.

18.1. Vertosolurile (VS)

Tipul Vertosol se defineşte prin orizont vertic de la suprafaţă sau de la cel mult 20

cm ce se continuă până la cel mult 100 cm; conţin peste 30 % argilă gonflantă în toate

orizonturile.

Răspândire. Se întâlnesc pe suprafeţe dispersate de obicei restrânse, în Subcarpaţi,

Piemonturi vestice, Câmpia de Vest, Podişul Transilvaniei, Podişul Sucevei, Podişul Getic

etc. Pe ansamblu, aceste soluri ocupă cca. 370.000 ha (1,6 % din suprafaţa ţării).

201

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Dintre condiţiile

pedogenetice, caracteristice sunt cele de material parental cu textură fină (conţinând peste

30 % particule cu diametrul sub 0,002 mm, frecvent, peste 50 %), reprezentat prin argile,

predominant gonflante (care îşi măresc mult volumul prin umezire). Astfel de situaţii se pot

întâlni în condiţii de relief premontan de piemont, de podiş şi de câmpie (de obicei, umedă);

de climă de la semiumedă la umedă (media anuală a precipitaţiilor de la cca. 500 până la

peste 900 mm) şi de la relativ caldă până la răcoroasă (media anuală a temperaturilor de la

8-9 ºC până la 5-6 ºC); în arealul silvostepei, pădurilor de stejar în amestec cu fag (dar, de

obicei, pe suprafeţe acoperite de pajişti).

Specificul solificării în acest caz îl constituie apariţia şi manifestarea proceselor

vertice. Astefel de procese se datorează prezenţei în materialul parental sau de sol a unui

conţinut ridicat de argilă (gonflantă) şi constau, în principal, în:

- formarea de feţe de alunecare oblice, cu înclinări de 10º-60º faţă de orizontală

şi/sau elemnte structurale mari, cu unghiuri şi muchii ascuţite;

- formarea în masa solului a unor crăpături largi, de peste 1 cm, pe o grosime de cel

puţin 50 cm, în perioada uscată a anului.

Prin umezire, are loc gonflarea, adică creşterea apreciabilă a volumului, ceea ce face

ca fragmentele sau elementele structurale respective să preseze unele asupra altora, să

alunece unele peste altele şi să formeze suprafeţe lustruite sau chiar să se răstoarne unele

peste altele.

Din cauza gonflării şi a contracţiei, a variaţiei presiunii din masa solului şi a

posibilităţii de deplasare a agregatelor, la suprafaţa terenului pot apărea uneori şi

microdenivelări, asemănătoare ca formă şi dimensiune muşuroaielor cunoscute sub numele

de relief de gilgai. Denumirea de vertosol îşi are originea în latinescul verto, care înseamnă

întoarcere, răsturnare, cu sensul de soluri în masa cărora au loc astfel de fenomene.

Alcătuirea profilului. Vertosolurile tipice din zonele mai puţin umede au profil Ay-

C, iar cele din areale mai umede, Ay-By-C. În ambele cazuri, orizontul superior este deci un

Ay, gros de 30-50 cm (mai subţire în zonele mai umede şi mai gros în cele mai puţin

umede), de culoare de la brun la brun închis sau negricios (nuanţe mai deschise în zonele

umede şi mai închise în cele mai puţin umede). În notaţia Ay nu se specifică Am, Ao sau

Au, deoarece orizontul A vertic (Ay) nu poate fi molic sau umbric chiar dacă are culoare

închisă (deci, de orizont molic sau umbric), întrucât nu îndeplineşte condiţiile acestora în

ceea ce priveşte structura, afânarea, consistenţa etc. Prin urmare, Ay nu reprezintă un

202

orizont cu caractere de tranziţie între cele ale unui orizont A şi cele ale unui orizont y, ci

este un orizont aparte, specific numai vertosolurilor.

La vertosolurile din zonele mai puţin umede urmează un C, iar la cele din zonele mai

umede, mai întâi un By, gros de 20-30 cm până la peste 100 cm, cu nuanţe brun închise,

brun gălbui, brun ruginii.

Ca neoformaţii, în afară de cele biogene obişnuite, se mai pot întâlni neoformaţii de

oxizi şi hidroxizi sub formă de puncte şi pete (în deosebi în prima parte a profilului) şi

uneori, la vertosolurile cu migrare de coloizi (din zonele mai umede), pelicule de argilă în

By.

Proprietăţi. Datorită materialului parental argilos, vertosolurile au pe tot profilul

textură fină (argiloasă, argilo-lutoasă). În cazul vertosolurilor din zonele umede, la nivelul

lui By poate exista un plus de argilă (atât faţă de partea superioară a solului, cât şi în

comparaţie cu materialul parental).

Vertosolurile prezintă şi în ceea ce priveşte structura o situaţie cu totul specifică. Deşi

masa solului este fragmentată în elemente structurale, acestea se datorează crăpăturilor şi

sunt foarte mari, aşa că solul apare practic nestructurat, masiv, cu consistenţă mare etc., ceea

ce, de altfel, şi constituie o caracteristică deosebită a vertosolurilor.

Datorită îndeosebi argilozităţii şi restul proprietăţilor fizice precum şi cele fizico-

mecanice, hidrofizice şi de aeraţie sunt puţin favorabile sau chiar nefavorabile.

În funcţie de zona mai puţin umedă sau mai umedă în care s-au format, au un

conţinut de humus mijlociu până la slab (3-4 până la 1-2 %). Sunt soluri cu capacitate de

schimb cationic mare (datorită argilozităţii); cele din zone mai puţin umede saturate cu baze

şi reacţie neutră-slab acidă (V% aproape 100, pH aproape de 7), iar cele din zone mai

umede, moderat saturate cu baze şi reacţie slab acidă-acidă (V% poate să scadă sub 70, iar

pH sub 6); mijlociu până la slab aprovizionate cu substanţe nutritive şi cu activitate

microbiologică deficitară.

Subtipuri: tipic (reprezintă conceptul central al tipului de sol, nu prezintă atributele

specifice celorlalte subdiviziuni ale tipului respectiv); brunic (având în orizontul superior

culori relativ deschise, cu crome peste 2); stagnic (proprietăţi hipostagnice – w, între 50-100

cm); gleic (proprietăţi gleice-orizont Gr, între 50 şi 100 cm); salinic (8norizont salinizat –

sc- în primii 100 cm); sodic (orizont alcalizat –na-între 50 şi 100 cm).

Fertilitate. Vertosolurile au, în general, o ferilitate scăzută, datorită proprietăţilor

fizice nefavorabile. Fiind situate în zone foarte diferite (câmpie, deal, podiş) şi utilizarea lor

este foarte variată: majoritatea în agricultură, iar pe alocuri sunt ocupate cu păduri. Datorită

203

proprietăţilor fizice nefavorabile, culturile suferă, pe aceste soluri, când de lipsă de apă,

când din cauza excesului de umiditate.

În ceea ce priveşte pădurile, de regulă pe aceste soluri, în zonele climatice din vestul

şi sud-vestul ţării se întâlnesc păduri de cer şi gârniţă de productivitate mijlocie, iar în estul

şi centrul ţării păduri de stejar şi uneori de gorun, de productivitate mai scăzută.

Cap 19. CLASA ANDISOLURI (AND)

Această clasă înglobează solurile care au ca orizont diagnostic un orizont andic. Sunt

soluri cu orizont A, urmat de orizont intermediar AC, AR sau Bv la care se asociază

proprietăţi andice pe cel puţin 30 cm, începând din primii 25 cm. Pot prezenta orizont O.

Este reprezentată printr-un singur tip de sol şi anume andosol.

Caractere andice mai puţin specifice se pot întâlni şi la alte tipuri de sol, din alte

clase, determinând separarea, în cadrul acestora, a unui subtip denumit andic. Subtipurile

andice ale diferitelor tipuri prezintă, în general, din toate punctele de vedere (formare,

alcătuire, proprietăţi etc.) o situaţie asemănătoare tipurilor respective, dar au şi unele

particularităţi determinate de caracterul andic.

19.1. Andosoluri (AN)

Tipul Andosol se defineşte prin orizont Au urmat de orizont intermediar (AC, AR,

Bv), la care se asociază proprietăţi andice pe cel puţin 30 cm grosime începând din primii

25 cm ai solului mineral. Nu prezintă alte orizonturi sau proprietăţi diagnostice sau acestea

sunt prea slab exprimate. Poate avea orizont O sau T.

Răspândire. Andosolurile se întâlnesc în munţii vulcanici din Carpaţii Orientali şi

Occidentali: Gutâi. Ţibleş, Călimani, Gurghiu, Harghita, Vlădeasa. Pe ansamblu, ele ocupă

cca. 180.000 ha (0,7 % din teritoriul ţării).

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Dintre condiţiile

pedogenetice caracteristice sunt cele de material parental provenit din alterarea de roci

eruptive efuzive (dacite, trahite, andezite etc., inclusiv sub formă de tufuri vulcanice). Astfel

de situaţii se întâlnesc numai în condiţii de relief montan vulcanic, într-un climat foarte

umed şi rece (media anuală a precipitaţiilor este de peste 1000 mm, iar a temperaturii medii

anuale de 3-5ºC, regim hidric percolativ repetat; în arealul pădurilor de fag, fag-molid,

molidişuri, dar şi în etajul subalpin (cu tufişuri de Vaccinium, Juniperus etc.).

Specificul solificării în acest caz îl constituie formarea materialului amorf, care

predomină în complexul coloidal. La soluri, în general, partea coloidală minerală este

204

alcătuită îndeosebi din minerale argiloase care sunt cristalizate. Din rocile vulcanice pe care

s-au format andosolurile, prin alterare, rezultă materiale coloidale amorfe (denumite

Allofane). Materialul amorf imprimă solului o serie de particularităţi, printre care:

capacitate mare de schimb cationic şi anionic, capacitate foarte mare de reţinere a apei şi

densitate aparentă (greutate volumetrică) mică.

În afară de faptul că au complexul de schimb format din material amorf, solificarea în

cazul andosolurilor se caracterizează printr-o orientare în direcţia debazificării şi acidifierii

puternice, a acumulării intense de humus închis la culoare, adesea brut, cu grad de saturaţie

în baze scăzut.

Alcătuirea profilului. Andosolurile tipice au profil Au-AC sau AR-C sau R.

Orizontul superior, gros de 20-30 cm este închis la culoare (crome sub 2 la umed) şi

puternic debazificat. Urmează un AC sau un AR, gros de 20-30 cm şi având cel puţin în

prima parte culori cu valori şi crome sub 3,5 la umed (culori tot de orizont umbric). În

continuare, se găseşte fie un orizont C, fie un orizont R. De obicei, nu conţin alte

neoformaţii decât cele biogene obişnuite (crotovine, cornevine).

Proprietăţi. Andosolurile au o textură nediferenţată pe profil, o structură grăunţoasă

slab dezvoltată în Au şi în orizontul de tranziţie. Datorită materialului amorf prezintă

capacitate de apă utilă, permiabilitate şi porozitate de aeraţie, foarte mari.

Conţin foarte mult humus (uneori peste 20 %), dar brut şi acid; au capacitate de

schimb cationic foarte mare, grad de saturaţie cu baze şi pH mic (V% sub 53, adesea sub 20

şi pH 5 până la 4); sunt puţin active microbiologic şi slab aprovizionate cu substanţe

nutritive (din cauza temperaturilor mici, umezelii mari şi acidităţii) nu se pot elibera din

rezerva organică a solului.

Subtipuri: cambic (având orizont Bv); litic (rocă compactă consolidată – R, între 20-

50 cm); scheletic (având orizont A sau AR excesiv scheletice); histic (având orizont O

(folic) de 20-50 cm grosime sau orizont T (turbos) de 20-50 cm grosime la suprafaţă sau în

primii 50 cm).

Fertilitate. Fiind răspândite în zona montană, sunt ocupate de păduri sau de pajişti.

În general, prezintă troficitate specifică relativ slabă, însă datorită capacităţii mari de

reţinere a apei (ca urmare a prezenţei în cantităţi mari a humusului şi a allofanelor) şi deci

a unui regim de umiditate favorabil, fertilitatea lor se menţine între limite satisfăcătoare şi

bună pentru răşinoase.

Potenţialul productiv al andosolurilor pentru diferite specii forestiere (fag, brad,

molid) este condiţionat de volumul edafic (conţinutul de schelet). Deoarece conţinutul de

205

schelet este în general ridicat, molidul (specie cu înrădăcinare superficială) este mai

avantajat decât bradul şi fagul, astfel încât în aceeaşi unitate de sol molidul realizează

productivitate mai mare decât fagul şi bradul. Totuşi, prezenţa şi acestor două specii în

compoziţia arboretelor de molid este necesară pentru a mări stabilitatea acestora la

doborâturi de vânt, având în vedere faptul că andosolurile sunt soluri slab coezive.

Cap. 20. CLASA HIDRISOLURI (HID)

Această clasă înglobează solurile cu proprietăţi gleice (Gr) sau stagnice intense (W)

care încep în primii 50 cm, sau orizont A limnic (Al) sau orizont histic (T) submers.

Cuprinde următoarele tipuri de sol: Stagnosol, Gleiosol şi Limnisol.

Hidrisolurile sunt soluri care, datorită factorului apă în exces, prezintă anumite

particularităţi în ceea ce priveşte formarea, evoluţia, alcătuirea şi proprietăţile.

Apa are un rol deosebit de important în formarea şi evoluţia solurilor, în definirea

alcătuirii şi proprietăţilor acestora. Marea majoritate a solurilor s-au format în condiţii de

umezire normală sub influenţa precipitaţiilor atmosferice, prin urmare, au evoluat

corespunzător gradului de umiditate a climatului respectiv. În ţara noastră, de exemplu, în

condiţiile climatului puţin umed din zona de stepă şi silvostepă s-au format

kastanoziomurile şi cernoziomurile, în condiţiile climatului din ce în ce mai umed al

arealelor pădurilor de foioase s-au format luvosolurile etc.

În condiţiile unui exces de apă, care poate fi de provenienţă freatică sau pluvială, se

formează soluri specifice, hidrisoluri. Excesul de umiditate, indiferent de originea lui,

imprimă solificării anumite particularităţi, dintre care, importanţă deosebită prezintă cele

legate de manifestarea proceselor de reducere. Sub influenţa acestora se formează compuşi

reduşi de fier şi mangan. Compuşii manganoşi au culori negricioase, iar cei feroşi au culori

verzui, albăstrui, vineţii şi fiind solubili se deplasează şi se impregnează în masa solului,

căreia îi imprimă un colorit cu nuanţele mai sus amintite, adică se formează un orizont de

glei de reducere Gr (în cazul excesului de apă de provenienţă freatică) sau un orizont

stagnogleic W (în cazul excesului de apă de provenienţă pluvială-din precipitaţii).

În situaţiile de exces temporar sau de intensitate mai mică şi deci şi de aerobioză, au

loc şi procese de oxidare. Sub influenţa acestora se formează şi compuşi oxidaţi de fier şi

mangan (care se alătură celor reduşi), adică se formează un orizont de oxido-reducere, Go,

în cazul hidromorfismului freatic sau un orizont stagnogleizat w, în cel al hidromorfismului

pluvial.

206

Caracterele de hidromorfism, manifestate prin prezenţa orizonturilor gleice sau

stagnogleice, sunt specifice hidrisolurilor, dar astfel de caractere (binenţeles mai puţin

intense) se întâlnesc destul de frecvent şi la alte tipuri de sol, determinând separarea în

cadrul acestora a unor subtipuri gleizate sau stagnice.

20.1. Gleiosolurile (GS)

Tipul Gleiosol se defineşte prin orizont O şi/sau orizont A şi proprietăţi gleice (Gr)

care apar în profil din primii 50 cm ai solului mineral.

Răspândire. Se întâlnesc dispersate într-un areal foarte larg, practic în toate etajele şi

zonele bioclimatice ocupând o suprafaţă de cca. 600.000 ha (2,5% din teritoriul ţării).

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Dintre condiţiile

pedogenetice caracteristice sunt cele de apă freatică nesalinizată, aflată la adâncimi de

obicei de 1-1,5 m, uneori şi mai aproape de suprafaţă. Astfel de situaţii se întâlnesc

îndeosebi în condiţii de relief jos (câmpii, lunci, depresiuni etc.); de material parental

reprezentat prin loess, depozite loessoide, luturi, argile, sedimente fluvice; de climă de la

puţin umedă şi caldă până la umedă şi răcoroasă (mediile anuale ale precipitaţiilor de la sub

500 mm până la peste 800 mm, iar ale temperaturii de la cca. 11ºC până la sub 6-7ºC); de

regim hidric exsudativ sau freatic-stagnant; în arealul stepei, silvostepei şi în arealul

pădurilor, dar de obicei sub vegetaţie ierboasă care are în componenţa ei şi plante hidrofile.

Caracteristice în formarea gleiosolurilor sunt procesele de gleizare, determinate de

prezenţa excesului de apă de provenienţă freatică (de unde şi denumirea de gleiosol).

Procesele de gleizare duc la formarea unui orizont Gr, caracteristic, a cărui limită superioară

este situată în primii 125 cm. Gleizarea are cea mai mare intensitate la baza profilului. Mai

sus, de asupra lui Gr, între acesta şi orizontul A supraumezirea fiind temporară sau de

intensitate mai mică, deci existând şi condiţii aerobe, se formează un orizont AGo.

Alcătuirea profilului. Gleiosolurile tipice au profil: Am sau Ao–AGo-Gr.

Gleiosolurile din zonele de stepă şi silvostepă prezintă un orizont Am gros de 30-40 cm

până la 60-70 cm şi are o culoare neagră sau brună foarte închisă (crome sub 2 la materialul

în stare umedă), iar cele din zona de pădure au un orizont A ocric (Ao) deschis la culoare

(brun, brun-cenuşiu) gros de 15-30 cm.

Până la pânza freatică, aflată de cele mai multe ori între 80 şi 150 cm, se găseşte, mai

întâi, un AGo şi apoi un Gr, de grosimi variabile. Orizontul AGo are aspect marmorat (pete

cu culori de reducere în proporţie de 16-50 % şi de oxidare peste 16 %), coloritul general

fiind închis la gleiosolurile din stepă şi silvostepă şi mai deschis la cele din zona de pădure.

207

Mai jos se găseşte orizontul Gr cu caracter foarte pronunţat de reducere (colorit neuniform,

cu peste 50 % culori de reducere).

Pe profil, în afara neoformaţiilor biogene obişnuite (coprolite, cornevine), se

întâlnesc la nivelul lui AGo şi pete, pelicule şi concreţiuni de sescvioxizi. La nivelul lui Gr,

compuşii de fier şi mangan fiind predominant reduşi şi deci solubili, se găsesc, de obicei,

impregnaţi în masa solului.

Proprietăţi. Gleiosolurile au adesea textură de la mijlocie până la fină (în funcţie de

materialul de formare), nediferenţiată pe profil. Unele gleiosoluri formate pe depozite

fluvice sau lacustre prezintă textură contrastantă, mijlocie pe grosieră, mijlocie pe fină, fină

pe grosieră, fină pe mijlocie. Structura este glomerulară în A şi grăunţoasă în AGo şi

nespecifică mai jos.

Sub aspectul stării fizice generale, important de subliniat este faptul că, aflându-se

sub influenţa apelor freatice situate la mică adâncime, aceste soluri au de regulă un regim

aerohidric defectuos.

Gleiosolurile au un conţinut foarte variat în humus. Cele din zona de stepă şi

silvostepă sunt bogate în humus (4-12 %) alcătuit din acizi huminici, iar cele din zona de

pădure au conţinut mai mic de humus (2-3%) şi cu caracter, adesea, acid (cu procent ridicat

de acizi fulvici). La fel şi gradul de saturaţie în baze şi pH-ul, la cele din stepă şi silvostepă

V% nu coboară de obicei sub 70 şi sunt în general neutre sau slab acide (pH 8-6,5), iar la

cele din zona de pădure V% poate să scadă uneori sub 53 şi pH-ul până la 5.

Aprovizionarea cu substanţe nutritive şi activitatea microbiologică sunt de la foarte bună

până la slabă.

Subtipuri: distric (V sub 53 %); eutric (V peste 53 %); molic (orizont Am); cernic

(având orizont Am care se continuă cu culori de orizont molic în prima parte a orizontului

intermediar); umbric (orizont Au); cambic (orizont Bv); pelic (textură foarte fină cel puţin

în primii 50 cm); aluvic (format pe seama unor materiale parentale fluvice); histic (orizont

O-folic-sau T-turbos- de 20-50 cm grosime la suprafaţă sau în primii 50 cm).

Fertilitate. Gleiosolurile au un potenţial de fertilitate diferenţiat, în funcţie de

conţinutul şi calitatea humusului, dar nici cele cu potenţial ridicat nu dau rezultate

corespunzătoare din cauza excesului de apă şi deci a regimului aerohidric defectuos.

Principala măsură de îmbunătăţire a acestor soluri constă în înlăturarea excesului de apă

prin executarea de lucrări de drenaj (canale deschise sau drenuri închise).

208

În stare naturală, aceste soluri sunt folosite prin excelenţă ca fâneţe naturale,

obţinându-se producţii de fân foarte mari. Drenate, se folosesc cu succes pentru culturi

agricole.

Pentru vegetaţia forestieră lemnoasă, gradul de favorabilitate este determinat, în

primul rând, de nivelul apei freatice în funcţie de acesta putând exista asociaţii de specii

forestiere foarte diferite. Cele mai productive soluri, chiar şi pentru stejar, sunt gleiosolurile

cambice, iar cele mai slabe sunt cele turboase. În silvicultură astfel de soluri sunt favorabile

mai ales frasinului, plopilor şi stejarului, în cazul în care textura lor nu este prea argiloasă şi

excesul de apă este mai atenuat.

20.2. Stagnosolurile (SG)

Stagnosolurile au orizont A ocric (Ao) şi orizont eluvial E urmate de orizont B argic

(Bt), la care se asociază proprietăţi stagnice intense (orizont W) începând de la suprafaţă

sau din primii 50 cm ai solului mineral şi care continuă pe cel puţin 50 cm grosime.

Răspândire. Se întâlnesc pe suprafeţe mai mari sau mai mici, cu aspect mozaicat, în

Piemonturile Vestice, Podişul Getic, Podişul Sucevei, Podişul Târnavelor, Podişul Someşan,

Ţara Bârsei, etc. Ocupă aproximativ 100.000 ha (0,4 % din teritoriul ţării).

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Dintre condiţiile

pedogenetice, caracteristice sunt cele de exces de umiditate, provenit din apa de precipitaţii,

pe terenuri plane sau depresionare. Astfel de situaţii se întâlnesc în regiuni de deal, podiş,

depresiuni şi materiale cu textură fină sau mijlociu-fină (argile, luturi), în zone cu climă

umedă şi temperaturi moderate (media anuală a precipitaţiilor 600-900 mm, iar a

temperaturii 6-9ºC), cazuri în care se creează un exces de apă de origine pluvială, datorită

drenajului intern şi extern slab (regim hidric stagnant).

Vegetaţia sub care s-au format aceste soluri este alcătuită din păduri de cvercinee,

care au în componenţă stejarul şi adeseori cerul şi gârniţa. În prezent, ca urmare a defrişării

în bună parte a pădurilor de pe suprafeţele respective, terenurile s-au înmlăştinat, aşa încât

în locul vegetaţiei lemnoase cu efect drenant s-au instalat pajişti de calitate inferioară, în

care predomină specii de Juncus, Carex şi Agrostis.

Caracteristice în formarea stagnosolurilor sunt procesele stagnice, materializate prin

asocierea unui orizont W, atât la orizonturile A sau E cât şi pe cel puţin primii 50 cm din

orizontul B.

Alcătuirea profilului. Stagnosolurile tipice au profil Aow-AoW-BW-C. Orizontul

superior gros de 20-30 cm, este un orizont de acumulare a humusului deschis la culoare, cu

proprietăţi stagnice (Aow) în partea superioară şi cu proprietăţi stagnogleice (AoW) în

209

partea inferioară; are aspect marmorat (peste 50 % culori de reducere). Urmează un orizont

Bv sau Bt (din această cauză în formula profilului apare notat cu B), asociat cu un orizont

stagnogleic (cel puţin în primii 50 cm), gros de 70-80 cm până la peste 100 cm cu aspect, de

asemenea, marmorat (peste 50 % culori de reducere) şi în continuare, materialul parental C.

Ca neoformaţii, în afară de cele biogene obişnuite (coprolite, cornevine), la nivelul

orizonturilor stagnogleice se întâlnesc şi pelicule şi concreţiuni de sescvioxizi (adesea au

bobovine în număr mare, încă de la suprafaţă).

Proprietăţi. Stagnosolurile tipice au, de cele mai multe ori, o textură fină, sau

mijlocie-fină, nediferenţiată pe profil în cazul celor cu BvW şi diferenţiată în cazul celor cu

BtW. Structura este grăunţoasă, slab dezvoltată, în orizontul superior şi poliedrică sau

prismatică în BW. Au proprietăţi hidrofizice, de aeraţie şi fizico-mecanice dintre cele mai

puţin favorabile.

Sunt relativ sărace în humus (cca. 2 %), moderat debazificate (V% între 60-80), slab

acide (pH în jur de 6), au un conţinutul mic de substanţe nutritive şi activitate

microbiologică deficitară.

Subtipuri: tipic (reprezintă conceptul central al tipului de sol); luvic (orizont El şi

Bt); albic (orizont Ea); vertic (orizont vertic situat între baza orizontului A şi 100 cm); gleic

(orizont Gr între 50 şi 100 cm); histic (orizont O sau T de 20-50 cm grosime la suprafaţă sau

în primii 50 cm).

Fertilitate. Stagnosolurile sunt ocupate de păduri, pajişti, dar sunt folosite şi în

agricultură. În general prezintă fertilitate redusă, datorită în primul rând regimului

aerohidric defectuos (în perioadele ploioase plantele suferă de exces pronunţat de apă, iar în

cele secetoase de deficit accentuat de umiditate).

Dispariţia pădurii de pe stagnosoluri este urmată întotdeauna de accentuarea

fenomenelor de hidromorfism şi evoluţia acestor soluri în direcţia înmlăştinirii, în lipsa de

lucrări hidroameliorative corespunzătoare.

Cap. 21 CLASA SALSODISOLURI (SAL)

Această clasă înglobează solurile care au ca diagnostic un orizont salic (sa) sau

orizont natric (na) în partea superioară a profilului (în primii 50 cm) sau orizont argic-natric

(Btna) indiferent de adâncime. Cuprinde tipurile Solonceac şi Soloneţ.

Caractere de salinizare şi de alcalizare, se întâlnesc şi la alte multe tipuri de sol,

aparţinând altor clase, determinând separarea de subtipuri salinizate şi/sau alcalizate. În

toate aceste situaţii, gradul de salinizare şi/sau alcalizare este mai mic decât la salsodisoluri.

210

În ceea ce priveşte formarea, alcătuirea şi proprietăţile, subtipurile salinizate şi/sau alcalizate

sunt asemănătoare tipurilor cărora le aparţin, dar se apropie şi de salsodisoluri.

21.1 Solonceacurile (SC)

Tipul Solonceac se defineşte prin prezenţa unui orizont salic (sa) situat în primii 20

cm ai profilului.

Răspândire. Solonceacurile, împreună cu soloneţurile şi cu alte soluri afectate de

procese de salinizare sau alcalizare, se găsesc diseminate într-un areal foarte larg în zonele

de stepă şi silvostepă, cu ape freatice slab până la puternic mineralizate, unde ocupă cca.

200.000 ha (0,8 % din teritoriul ţării). Suprafeţe mai mari întâlnindu-se în porţiunile joase

ale Câmpiei Brăilei, în luncile râurilor Ialomiţa, Călmăţui, Cricovul Sărat; în jurul lacurilor

sărate Strachina, Fundata, Movila Miresei, Ianca, Lacul Sărat etc.; în Lunca şi Delta

Dunării; în Câmpia de Vest, pe interfluviile Crişul Repede-Crişul Negru, Crişul Alb-Mureş;

în Câmpia Moldovei (Jijia-Bahlui); pe Valea Carasu (Dobrogea); în zona litoralului Mării

Negre, pe văile cu deschidere spre mare şi în preajma lagunelor (Razelm, Babadag,

Goloviţa, Smeica, Taşaul, Techirghiol etc.)

Caracterizarea condiţiilor şi a proceselor de solificare. Cea mai mare parte a

solonceacurilor din ţara s-au format sub influenţa pânzelor freatice mineralizate (bogate în

săruri solubile) şi aflate la adâncime mică (regim hidric exudativ). Astfel de situaţii se

întâlnesc în condiţii de climat puţin umed (frecvent în zona de stepă şi silvostepă şi, mai

rar, în cea de pădure) pe unităţi joase de relief (câmpii, lunci, terase, crovuri etc.). Apa din

pânzele freatice mineralizate, aflate la adâncime mică, urcă prin capilaritate până la

suprafaţa solului, unde se evaporă, iar sărurile se depun. Pentru ca pânzele freatice să ducă

la formarea de solonceacuri trebuie să depăşească un anumit grad de mineralizare şi să nu

depăşească o anumită adâncime. Adâncimea maximă de la care apele freatice mineralizate

pot duce la formarea de solonceacuri poartă denumirea de adâncime critică, iar

mineralizarea corespunzătoare se numeşte mineralizare critică. Valorile adâncimii şi

mineralizării critice variază, îndeosebi, în funcţie de climă şi de textura solului şi a

materialului parental. În condiţiile ţării noastre, adâncimea critică şi mineralizarea critică

sunt: pentru zona de stepă de 2,5-3,5 m şi respectiv 1,5-3,0 g/l, pentru zona de silvostepă de

1,8-1,9 m şi respectiv 0,7-1,2 g/l, iar pentru zona de pădure sub 1 m şi respectiv 0,5-0,8 g/l.

În general, cu cât gradul de mineralizare al apelor freatice este mai ridicat, iar adâncimea

acestora este mai mică, cu atât sărăturarea sau salinizarea este mai intensă.

211

Acumularea de săruri solubile, deci formarea de soluri salinizate sau chiar

solonceacuri, se mai poate datora şi exploatării neraţionale de către om a unor terenuri,

proces cunoscut sub denumirea de salinizare secundară (exemplu irigarea cu ape

mineralizate).

Referitor la condiţiile generale de relief, rocă, climă şi vegetaţie, se poate spune că

sunt extrem de variate. Astfel sub aspectul reliefului, solonceacurile se întâlnesc, îndeosebi,

în arealul câmpiilor, dar şi podişurilor, pe lunci, terase, interfluvii. Materiale parentale sunt

reprezentate prin: depozite salifere, depozite loessoide, depozite fluvice, depozite lacustre

etc. Sub raport climatic, se întâlnesc, îndeosebi, în regiuni mari aride. În ceea ce priveşte

vegetaţia, se găsesc, în deosebi, în arealul stepei şi silvostepei, dar şi al podişurilor, însă

ocupate cu plante specifice de sărături, cum sunt: Salicornia, Sueda, Salsoda, etc., care nu

acoperă terenul decât în parte, frecvent rămânând porţiuni goale. Din această cauză,

acumularea humsului este slabă.

Alcătuirea profilului. Solonceacurile tipice au profile de tipul: Aosa-AC-C sau

Aosa-AGo. Orizontul superior, deschis la culoare şi gros de 10-20 cm, este un orizont de

acumulare slabă a humusului şi puternică a sărurilor solubile (peste 1-1,5 %).

În continuarea orizontului Aosa se găseşte, după cum solul se află sau nu sub

influenţa apelor freatice, fie un orizont AGo, fie un orizont AC, urmat de orizontul C.

Dintre neoformaţii, caracteristice sunt cele de săruri solubile prezente în orizontul

superior sub formă de vinişoare, pete, pungi. Uneori, se pot găsi şi sub formă de crustă.

Proprietăţi. În general, textura este mijlocie sau fină, nediferenţiată pe profil. Sunt

nestructurate sau prezintă agregate grăunţoase, slab dezvoltate, care, în contact cu apa, se

desfac, solul devenind mocirlos.

Din cauza conţinutului ridicat în săruri solubile (care face ca presiunea osmotică a

soluţiei de sol să fie ridicată), din cauza nestructurării, iar adesea şi datorită gleizării, nu

asigură plantelor condiţii minim necesare pentru apă şi aer.

Din punct de vedere a proprietăţilor chimice, principala caracteristică o constituie

prezenţa în orizontul superior a unei cantităţi mari de săruri solubile (peste 1 % la

salinizarea clorurică şi peste 1,5 % dacă este sulfurică). Având săruri libere, solonceacurile

sunt în întregime saturate cu cationi bazici (V=100 %) în rândul cărora predomină cei de Ca

şi Na. Reacţia este alcalină, pH-ul fiind de 8,3-8,5 (aceste valori se datorează nu sărurilor

solubile, care hidrolizează neutru slab-acid, ci carbonaţilor de calciu şi magneziu).

Solonceacurile tipice sunt sărace în humus (1-2 %) şi în substanţe nutritive, şi foarte puţin

active din punct de vedere microbiologic.

212

Subtipuri: tipic (conceptul central al tipului de sol); calcaric (carbonaţi la

suprafaţă); sodic (orizont natric-na între 50-100 cm); vertic (caracter vertic în baza

orizontului A); gleic (orizont Gr între 50 şi 100 cm).

Fertilitate. În condiţii naturale solonceacurile sunt ocupate de pajişti, alcătuite din

plante halofile obligate (rezistente la sărăturare), însă cu valoare furajeră practic nulă.

Ameliorarea solonceacurilor este foarte anevoioasă şi de durată şi nu se poate realiza

decât printr-un complex de măsuri speciale: efectuarea de drenaje pentru coborârea

nivelului apelor freatice şi întreruperea franjei capilare; irigări cu norme mari de apă pentru

levigarea (spălarea) în adâncime a sărurilor solubile; amendarea cu gips şi fosfogips, pentru

a împiedica evoluţia lor în direcţia solonetizării; aplicarea de îngrăşăminte organice şi

minerale. Concomitent cu aceste măsuri se recomandă să se cultive plante tolerante la

salinitate, cum sunt: orezul şi iarba de Sudan, dintre plantele cultivate agricole, sau Tamarix

şi Hippophae, dintre plantele lemnoase.

21.2. Soloneţurile (SN)

Tipul Soloneţ se defineşte prin orizont Ao urmat direct sau după un orizont E (El, Ea)

de un orizont argic-natric (Btna) indiferent de adâncime; sau soluri având orizont Ao urmat

de orizont intermediar natric (na) în primii 50 cm ai solului.

Răspândire. Soloneţurile sunt răspândite împreună cu solonceacurile, deci se găsesc

în aceleaşi areale cu acestea, pe suprafeţe cu aspect mozaicat.

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Întâlnindu-se în aceleaşi

areale cu solonceacurile, şi condiţiile generale de relief, rocă şi climă şi vegetaţie sunt

identice sau asemănătoare (vezi solonceacurile). În ceea ce priveşte condiţiile specifice, în

timp ce în cazul solonceacurilor procesele predominante sunt cele de salinizare, la

soloneţuri sunt cele de alcalizare (îmbogăţirea complexului coloidal al solului în sodiu

adsorbit şi, uneori, şi formarea de carbonat de sodiu).

Alcalizarea (solonetizarea) include şi alte aspecte. De exemplu, poate avea loc o

migrare a argilei pe profil. La solonceacuri, un astfel de proces nu se manifestă, deoarece

argila este saturată predominant cu calciu, iar solul conţine săruri încă de la suprafaţă,

condiţii ce dau stabilitate coloizilor. La soloneţuri, în lipsa sărurilor în partea superioară şi

datorită sodiului adsorbit în mare cantitate (peste 15 % din T), argila nu mai are stabilitate,

migrează pe profil, formând un orizont Btna. La unele soloneţuri, nu se formează orizont

Btna, ci, numai orizont na în primii 20 cm.

Alcătuirea profilului. Soloneţurile tipice prezintă următoarea succesiune de orizonturi

pe profil: Ao-Btna-C sau CGo. Orizontul Ao, de obicei, subţire (1-2 cm), dar poate atinge

213

sau chiar depăşi 20 cm, are culoare cenuşie deschisă. Orizontul Btna prezintă grosimi de la

30 la 80 cm, culoare de la brun până la brun închis şi este urmat de un orizont CGo sau de

materialul parental C.

Dintre neoformaţii se evidenţiază pelicule de argilă în Btna, de asemenea apar

neoformaţii reziduale, sub formă de particule de cuarţ sau pudră de silice, în orizontul E (în

cazul subtipurilor luvice şi albice).

Proprietăţi. În partea superioară, corespunzătoare orizontului Ao, solul este slab

aprovizionat în humus (1-2%), cu grad de saturaţie în baze de 70-80%, din care Na adsorbit

sub 5 %, reacţie slab acidă (pH în jur de 6), structură grăunţoasă foarte slab formată.

Deoarece orizontul Ao este foarte subţire, orizontul Btna poate începe adesea de la

câţiva centimetri de la suprafaţă. Proprietăţile soloneţurilor sunt determinate, practic, de

caracteristicile acestui orizont: textură fină cu argilă migrată de sus, structură columnară

(întâlnită numai la aceste soluri); capacitate de apă utilă, permeabilitate şi porozitate de

aeraţie cu valori dintre cele mai mici posibile; compactitate, plasticitate şi aderenţa, cu

valori dintre cele mai mari întâlnite, în general, la soluri; procent ridicat de sodiu adsorbit

(V%=100, iar Vna peste 15 % până la 70-80 % din T) şi uneori şi carbonat de sodiu liber;

reacţie puternic alcalină, pH mai mare de 8,5, uneori peste 9 (asemenea valori mari sunt

specifice numai acestor soluri); humus migrat de sus, uneori în procent de peste 2 %, dar

saturat în bună măsură cu sodiu, deci cu proprietăţi nefavorabile; conţinut foarte mic de

substanţe nutritive, activitate microbiologică redusă etc.

Subtipuri: tipic (conceptul central al tipului de sol); luvic (cu orizont El); albic (cu

orizont Ea); stagnic (proprietăţi stagnice intense –W- între 50 şi 100 cm); gleic (orizont Gr

între 50 şi 100 cm); entic (orizontul natric apare imediat sub Ao sau chiar de la suprafaţă şi

nu se constată un orizont argic-natric- Btna. Pentru soloneţurile entice se mai foloseşte şi

denumirea de sodosol).

Fertilitate. Soloneţurile au o fertilitate extrem de redusă, datorită proprietăţilor fizice,

chimice şi biologice nefavorabile, în mod deosebit, ca urmare a reacţiei foarte puternic

alcaline (nesuportată de plante), a prezenţei, uneori, a carbonatului de sodiu (care este toxic

pentru plante şi le arde rădăcinile), a slabei aprovizionări cu substanţe nutritive, a regimului

aerohidric cu totul defectuos (în perioadele umede prezintă exces de apă, iar în cele uscate,

deficit pronunţat ). În condiţii naturale soloneţurile sunt ocupate de pajişti de foarte slabă

calitate. În vederea folosirii în cultura plantelor este necesară aplicarea aceluiaşi complex de

măsuri ca şi în cazul solonceacurilor.

214

Cap. 22 CLASA HISTISOLURI (HIS)

Această clasă include solurile care au ca diagnostic un orizont folic (O) sau turbos

(T) în partea superioară a profilului de peste 50 de cm grosime sau numai de 20 de cm dacă

este situat pe orizontul R. Cuprinde tipul histosol (cu orizont organic hidromorf histic sau

turbos T) şi tipul foliosol (cu orizont organic nehidromorf sau folic O).

Caractere histice se întâlnesc şi la alte tipuri de sol, aparţinând altor clase, unde

determină separarea de subtipuri histice. În aceste cazuri, orizontul histic are grosime mai

mică de 50 de cm. În ceea ce priveşte subtipurile histice ale diferitelor tipuri, se precizează

că acestea sunt, din toate punctele de vedere (formare, alcătuire, proprietăţi), în general,

asemănătoare tipurilor respective, dar au şi unele particularităţi histice.

22.1. Histosolurile (TB)

Sunt soluri constituite din material organic (orizont organic hidromorf turbos T) cu o

grosime de cel puţin 50 de cm (cel puţin 40 de cm pentru T sapric sau hemic, şi cel puţin 60

de cm pentru T fibric), în primii 100 de cm ai solului.

Răspândire. Histosolurile se întâlnesc pe suprafeţe mici, dar într-un spaţiu geografic

foarte larg: în Munţii Apuseni, Munţii Sebeşului, Munţii Semenicului, Munţii Bucegi, În

Ceahlău, etc; în depresiunile Maramureş, Dorna, Borsec, Tuşnad, Ciuc, Braşov, etc; în

Lunca şi Delta Dunării. În ţara noastră ocupă aproximativ 5000 ha.

Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Condiţiile esenţiale care

determină formarea acestor soluri o constituie mediul saturat în apă (apă stagnantă) şi

vegetaţia specifică unui astfel de mediu, reprezentată prin muşchi, Cyperaceae, Juncaceae şi

alte plante hidrofile.

Sub aspectul reliefului, substratului litologic şi sub aspectul climei, situaţiile în care

se întâlnesc solurile turboase sunt extrem de variate: munte, deal, podiş, câmpie, depresiuni,

deltă, luncă, etc; precipitaţii şi temperaturi de la cele mai scăzute până la cele mai ridicate

din câte se întâlnesc pe teritoriul ţării noastre.

În condiţiile specifice de mediu saturat în apă şi vegetaţie adaptată unui astfel de

mediu, caracteristice în formarea acestor soluri sunt procesele de turbificare, adică resturile

organice, datorită anaerobiozei, rămân nedescompuse sau incomplet descompuse şi prin

acumulare de la an la an duc la formarea unor strate de turbă. Pe măsură ce stratul de turbă

se îngroaşă, covorul vegetal pierde, practic, contactul cu substratul mineral, profilul putând

fi constituit numai dintr-un strat de turbă, care poate atinge grosimi de mai mulţi metri.

215

Alcătuirea profilului şi proprietăţi. Datorită adâncimii mari la care se găseşte

orizontul mineral, se consideră că au profilul format doar dintr-un orizont T gros de peste 50

de cm. Dedesubtul orizontului T se găseşte un orizont Gr, care însă, datorită grosimii mari a

lui T (uneori, până la 7-8 m), nu se încadrează în profilul solului.

Fiind alcătuite, practic, numai din materie organică, la aceste soluri nu se poate vorbi

de textură şi structură. Din punct de vedere al stării generale fizice, se caracterizează printr-

un exces foarte mare de apă şi aeraţie foarte scăzută.

Deşi conţinutul de materie organică este extrem de mare, sunt soluri sărace în humus

şi substanţe nutritive. Gradul de saturaţie în baze şi pH-ul variază în limite foarte largi (V%

de la 100% la 10% şi pH-ul de la 8 la 3), în funcţie de zona în care se găsesc, de compoziţia

chimică a apelor sub influenţa cărora se află, de natura vegetaţiei, etc. Amplitudinile mari

ale acestor indici se explică prin condiţiile de pedogeneză foarte variate. Spre exemplu,

histosolurile din zona de stepă, denumite şi bahne, formate în condiţii de climă caldă, ape

bogate în săruri minerale, vegetaţie hidrofilă eutrofă, cu V=100% şi pH de cca. 8 (turbe

eutrofe), în timp ce histosolurile întâlnite în zone de munte, denumite şi tinoave, formate în

condiţii de climă rece, ape sărace în săruri minerale, vegetaţie hidrofilă oligotrofă

(Sphagnum, Vaccinium, Nardus, etc.), au gradul de saturaţie în baze în jur de 10%, iar pH-

ul poate scădea până aproape de 3 (turbe oligotrofe).

Subtipuri: distric (proprietăţi districe); eutric (proprietăţi eutrice); salinic (orizont

salic între 50 şi 100 de cm); teric (orizont mineral de peste 30 de cm grosime situat în primii

100 de cm ).

Fertilitate. Histosolurile au o productivitate foarte redusă şi sunt folosite obişnuit, cu

rezultate slabe, pentru obţinerea de furaje. În cazul în care se găsesc situate în zone

favorabile agriculturii pot fi utilizate în cultura plantelor, dacă sunt ameliorate prin: desecare

şi drenare, aplicare de îngrăşăminte cu macroelemente (N,P,K), aplicare de microelemente

pe bază de cupru, pentru a bloca efectul nociv al unor substanţe incomplet oxidate, aplicarea

de amendamente calcaroase, în cazul reacţiei prea acide a solului.

Vegetaţia forestieră ce se instalează pe astfel de soluri este alcătuită în regiunile de

munte din pin silvestru varietatea turphosa, molid şi mesteacăn. Ele constituie aşa numitele

„Pinete de tinov”, importante mai ales prin caracterul lor ştiinţific (unele din acestea sunt

declarate rezervaţii naturale sau ştiinţifice).

Materialul turbos mai poate prezenta şi alte întrebuinţări: aşternut pentru vite,

îngrăşământ organic, confecţionarea de ghivece nutritive, corectarea efectului de fertilitate

în sere, combustibil local, prepararea de nămoluri terapeutice, etc.

216

Cap. 23 CLASA ANTRISOLURI (ANT)

Această clasă include soluri cu orizont antropedogenetic sau lipsa orizonturilor A şi

E, îndepărtate prin eroziune accelerată sau prin decopertare antropică. Cuprinde tipul

Erodosol (sol puternic erodat încât la suprafaţă se află resturi din sol – orizont B sau C) şi

tipul Antrosol (sol putenic transformat prin acţiune antropică, încât prezintă la suprafaţă un

orizont antropedogenetic de cel puţin 50 de cm grosime sau de cel puţin 30-35 de cm, dacă

este scheletic).

22.1. Erodosolurile (ER)

Sunt soluri puternic erodate sau decopertate, ca urmare a acţiunii antropice, astfel că

orizonturile rămase nu permit încadrarea într-un anumit tip de sol. De regulă, prezintă la

suprafaţă un orizont Ap, provenit din orizontul B sau C, având sub 20 de cm grosime.

Răspândire. Erodosolurile se întâlnesc pe terenurile intens erodate (de unde şi

denumirea), diseminate pe întreg spaţiul geografic al ţării, dar mai ales în zonele de deal,

podiş şi piemont: în Subcarpaţi (îndeosebi în sectoarele Trotuş-Dâmboviţa şi Olt-Motru), în

Piemonturile Vestice (îndeosebi în bazinul Timişului şi a Crişului Repede), în Piemontul

sau Podişul Getic, în Podişul Mehedinţi, în Podişul Transilvaniei (îndeosebi în Podişul

Târnavelor şi Podişul Someşan), în Podişul Moldovei (îndeosebi în Podişul Bârladului, în

platforma Covurluiului, în Depresiunea Jijiei), în Podişul Dobrogei (îndeosebi în nord-

vestul acestuia), etc.

Geneză. Erodosolurile sunt rezultatul manifestării intense a procesului de eroziune,

care constă în îndepărtarea materialului de sol prin acţiunea apei şi a vântului. Eroziunea

prin apă se manifestă pe terenurile înclinate (versanţi), unde o parte din apa de precipitaţii se

scurge de-a lungul pantei, antrenând cu ea materialul de sol. Cu cât eroziunea este mai

intensă, cu atât stratul de sol îndepărtat este mai gros.

Tipul erodosol include numai solurile intens erodate, al căror profil a fost trunchiat,

astfel încât orizonturile rămase nu mai permit încadrarea într-un anumit tip de sol. Restul

solurilor erodate rămân în cadrul tipurilor şi subtipurilor respective (marea majoritate a

tipurilor şi subtipurilor de sol din ţara noastră pot fi erodate), separându-se la nivel de

varietate (de exemplu: faeoziom greic erodat, preluvosol roşcat erodat, etc.). De asemenea,

nu intră la tipul erodosol nici solurile de pe terenurile aflate sub acţiunea eroziunii geologice

(chiar dacă la suprafaţă se află materialul parental); acestea, după cum s-a mai menţionat, se

includ la regosoluri.

217

Erodosoluri rezultă şi datorită fenomenelor de alunecare (deplasare de teren, tot sub

acţiunea apei), precum şi ca urmare a decopertării (îndepărtarea materialului de sol, în

vederea nivelării terenurilor, etc.). Dacă prin decopertare solurile rămân cu orizonturi şi

caractere de identificare, se includ la tipurile şi subtipurile respective şi se separă la nivel de

varietate.

Alcătuire şi proprietăţi. Erodosolurile au profile foarte variate, în funcţie de solul de

origine şi de intensitatea eroziunii sau a decopertării. Aşa, de exemplu, dacă prin eroziune

sau decopertare s-a ajuns la materialul parental C, profilul are doar orizont C, iar dacă

terenul respectiv a fost lucrat şi cultivat, în partea superioară , pe o adâncime de cca 20 de

cm, se conturează un orizont Ap (p – de la plug), urmat de orizontul C (prin urmare, profil

Ap – C). De altfel, dată fiind variaţia extrem de mare a erodosolurilor şi pentru a avea un

concept central (ca în cazul tuturor tipurilor), erodosolul cu profil C sau Ap–C se consideră,

convenţional, ca fiind subtipul tipic.

În cazul unui erodosol rezultat dintr-un sol cu orizont Bv sau Bt ajuns la suprafaţă,

profilul este de tipul Bv – C sau Ap – Bv – C şi respectiv Bt – C sau Ap – Bt – C.

Erodosolurile pot avea întreaga gamă de texturi întâlnite, în general, la soluri, de la

nisipoasă până la argiloasă, în funcţie de textura solului de origine şi a orizontului ajuns la

suprafaţă. Sunt nestructurate sau au structura orizontului ajuns la suprafaţă.

Sunt lipsite sau au un conţinut mic de humus, slab aprovizionate cu substanţe

nutritive, debazificate şi acide până la saturate şi cu reacţie alcalină, cu activitate

microbiologică extrem de redusă.

Subtipuri: cambic (cu Bv la suprafaţă); argic (cu Bt la suprafaţă); spodic (cu Bs la

suprafaţă); psamic (textură grosieră în primii 50 de cm); calcaric (având carbonaţi de la

suprafaţă); pelic (textură fină în primii 50 de cm); scheletic (cu peste 75% schelet).

Fertilitate. Erodosolurile sunt neproductive sau slab productive. În general, sunt

lipsite sau au o vegetaţie slab reprezentată. În vederea stăvilirii eroziunii, a regenerării şi a

ameliorării, se recomandă împăduriri, înierbări (inclusiv sub formă de benzi), terasări,

lucrări pe curbe de nivel, îngrăşăminte organice şi minerale, etc.

23.2. Antrosolurile (AT)

Sunt soluri cu orizont superior antropedogenetic de cel puţin 50 de cm grosime, profil

deranjat „in situ”, prin desfundare sau altă acţiune mecanică, astfel încât pe adâncimea mai

218

sus menţionată, orizonturile de diagnostic apar intens deranjate şi amestecate, nepermiţând

încadrarea într-un anumit tip.

Răspândire şi condiţii de formare. Antrosolurile sunt răspândite, îndeosebi, în

arealele viticole şi pomicole din ţara noastră, iar în sectorul forestier în cazul unor pepiniere

sau culturi speciale. Prin lucrările de desfundare se amestecă orizonturile superioare, se

modifică, deci, profilul natural al solului respectiv, materialul deranjat fiind supus în

continuare solificării sub influenţa factorilor de mediu.

Alcătuire şi proprietăţi. Antrosolurile au profile foarte variate, în funcţie de solul de

origine şi de adâncimea de desfundare. Toate însă prezintă un strat desfundat de cel puţin 50

de cm, care a fost denumit, convenţional, orizont A hortic (Aho). În general, Aho prezintă

culoare închisă cu valori şi crome sub 3,5 (la umed), grad de saturaţie în baze peste 53% şi

conţinut apreciabil în humus, activitate biologică intensă. Sub Aho urmează orizonturile

solului de origine sau direct materialul parental.

Antrosolurile au proprietăţi variate, în funcţie de cele ale solului de origine, respectiv

ale orizonturilor amestecate. În toate cazurile, după desfundare, porozitatea şi

permeabilitatea devin mai mari, activitatea microbiologică se îmbunătăţeşte, dar cu timpul

aceste efecte se atenuează şi dispar.

Subtipuri: hortic (orizont Aho de peste 50 de cm grosime, format prin lucrare foarte

adâncă şi fertilizare intensă); psamic (textură grosieră pe cel puţin 50 de cm); pelic (textură

foarte fină pe cel puţin 50 de cm); calcaric (carbonaţi de la suprafaţă sau din primii 50 de

cm).

Fertilitate. Antrosolurile au o fertilitate foarte diferită, în funcţie de fertilitatea

solurilor iniţiale, dar şi de modul de intervenţie şi de prelucrare a stratului desfundat.

Îmbunătăţirea sau punerea în valoare a antrosolurilor se poate face prin metode

variate şi complexe, cuprinzând întregul ansamblu de măsuri folosite în general la soluri.

Alegerea măsurilor respective depinde de materialul acumulat în ceea ce priveşte grosimea

acestuia, stadiul de transformare şi solificare, alcătuirea granulometrică, compoziţia

chimică, aprovizionarea cu substanţe nutritive, reacţia, prezenţa unor substanţe nocive, etc.

219

Cap. 24 CERCETAREA ŞI CARTAREA SOLURILOR FORESTIERE Prin cartarea solului se înţelege un complex de lucrări prin care se identifică, se

descriu şi se delimitează pe teren şi pe plan unităţile de soluri dintr-o regiune sau suprafaţă

oarecare.

Cerinţele mereu crescânde de material lemnos cer o silvicultură din ce in ce mai

intensivă care să intervină activ în procesul de producţie. Ridicarea productivităţii pădurilor

nu este însă posibilă fără cunoaşterea şi punerea în valoare a potenţialului productiv al

solurilor forestiere.

Studiul şi cartarea solului dau posibilitate silvicultorului să cunoască exigenţele

speciilor forestiere, repartiţia naturală şi relaţiile acestora cu condiţiile de mediu, să

stabilească speciile forestiere cele mai productive în raport cu nivelul staţiunii forestiere, să

preîntâmpine şi să combată prin măsuri silviculturale, procesele de acidificare, podzolire,

înmlăştinire, înţelenire, eroziune, care determină nivelul fertilităţii solului.

24.1. Scopul şi obiectivele studiilor pedologice pentru amenajamentele silvice

• Cunoaşterea complexă a solurilor teritoriului studiat, caracterizarea şi

clasificarea solurilor pe baza însuşirilor lor morfologice, fizice, chimice şi

mineralogice.

• Cunoaşterea condiţiilor de relief, substrat mineral, hidrologic şi hidrogeologic.

• Cunoaşterea valorilor principalilor factori climatici şi edafici care hotărăsc

răspândirea şi productivitatea speciilor forestiere şi ajută la recomandarea

măsurilor silvoculturale.

• Cunoaşterea principalelor caracteristici ale vegetaţiei forestiere (compoziţie,

productivitate), inclusiv determinarea tipurilor de pădure şi a tipurilor de pătură

erbacee.

• Stabilirea claselor şi subclaselor de pretabilitate silvică a terenurilor.

• Stabilirea tipurilor de staţiune şi a tipurilor de ecosisteme.

• Recomandarea speciilor pentru care se realizează condiţii optime în unităţile

cercetate.

• Recomandarea măsurilor silviculturale necesare ridicării productivităţii

unităţilor cercetate.

220

24.2. Clasificarea cartărilor pedologice

În ţara noastră, în funcţie de scopul urmărit şi scara la care se execută, cartările

pedologice se împart în: Cartări la scară mică, cartări la scară mijlocie, cartări la scară mare

şi cartări detaliate sau la scară foarte mare.

a) Cartări pedologice la scară mică, se execută la scări mai mici de 1: 200000.

Se întocmesc pe baza descrierii unui număr redus de profile, sau prin asamblarea şi

generalizarea cartărilor executate pe unele suprafeţe mai mici. Astfel de hărţi constituie o

evidenţă calitativă generală a fondului funciar pe întreaga ţară şi servesc mai mult în

scopuri didactice.

b) Cartări pedologice la scară mijlocie, se execută la scări cuprinse între

1: 100000 şi 1: 50000 şi constituie o evidenţă generală a fondului funciar al diverselor

unităţi naturale sau administrative (judeţe). Servesc ca bază ştiinţifică la nivel de judeţe sau

unităţi naturale mari, pentru zonarea producţiei, pentru întocmirea proiectelor de

sistematizare a teritoriului etc.

c) Cartări pedologice la scară mare, se execută la scări cuprinse între 1:25000 şi

1: 10000 şi urmăresc elaborarea de hărţi şi caracterizarea solurilor şi a celorlalte condiţii

naturale pentru teritorii mai restrânse (unitatea de producţie). Aceste cartări servesc ca bază

ştiinţifică în vederea întocmirii amenajamentelor silvice. Se prezintă la nivel de tip şi subtip

de sol.

d)Cartări detaliate sau la scară foarte mare (1: 5000 şi 1: 2000) se execută pe suprafeţe

mici, în scopul înfiinţării de pepiniere silvice, răchitării, organizării de câmpuri

experimentale etc. În astfel de cazuri, se face o cercetare minuţioasă a învelişului de sol şi a

celorlalte condiţii de mediu. La ceastă scară sunt reflectate pe hartă în mod detaliat şi

precis chiar şi cele mai mici neuniformităţi ale învelişului de sol. Unităţile taxonomice sub

care se prezintă sunt la nivel inferior: Tip, subtip, varietate, familie, specie, şi variantă.

*

* *

Scara la care se execută cartarea, se stabileşte ăn raport cu scopul urmărit şi cu

complexitatea învelişului de sol. Rezultatul final al unei cartări pedologice constă în

delimitarea spaţială a unităţilor de sol pe teren şi transpunerea lor pe plan.

Indiferent de scara hărţii şi scopul urmărit, la baza cartării stă cercetarea profilului de

sol şi a condiţiilor naturale respective. Profilele pot fi principale, secundare şi sondaje.

221

Profilele principale se amplasează pe elementele esenţiale de relief (interfluvii,

terase, lunci depresiuni) şi se sapă până al adâncimea de 2 m, respectiv până la roca dură

sau apa freatică ( dacă sunt mai sus de 2 m). Din aceste profile se ridică probe pentru

analize.

Profilele secundare se fac la adâncimi de 1-1,2 m şi se amplasează pe elementele

secundare de relief. Ele ajută la studierea complementară a solurilor caracterizate prin

profilele principale şi la stabilirea limitelor dintre diferitele unităţi de sol. Numărul acestora

este mult mai mare decât a celor principale.

Sondajele (profilele de control) se fac până la adâncimi de 50-70 cm, în aşa fel, încât

să permită cercetarea părţii superioare a solului. Servesc la delimitarea unităţilor identificate

şi caracterizate prin profilele principale şi secundare şi deci se execută între acestea.

Repartizarea profilelor trebuie făcută în aşa fel, încât să cuprindă toate situaţiile

terenului şi să alcătuiască o reţea cât de cât uniformă, satisfăcătoare pentru carterizarea

unităţilor respective. Numărul de profile ce se execută la unitatea de suprafaţă (100 ha) este,

cu atât mai mare, cu cât şi scara hărţii şi complexitatea terenului sunt mai mari. Spre

exemplu, pentru scara 1:10000, se sapă şi caracterizează în medie 7 profile pentru fiecare

100 ha.

24.3. Fazele cartării

Cartarea solului este o operaţiune foarte complexă, în cadrul căreia se deosebesc mai

multe faze, şi anume: faza de documentare, faza de teren, faza de laborator şi faza de

prelucrare şi sinteză a datelor.

a) Faza de documentare (premergătoare). În timpul acestei faze, se procură şi se

pregăteşte baza tipografică, la scara convenabilă de lucru. Totodată, se consultă toate

materialele documentare existente pentru zona respectivă, privind studiile pedologice, de

climă, vegetaţie şi geologie.

b) Faza de teren. Cuprinde totalitatea operaţiunilor ce se efectuează în teren. Aceste

operaţiuni constau, în principal, în: cercetarea profilelor de sol în strânsă legătură cu

condiţiile naturale şi de producţie; separarea, delimitarea şi caracterizarea unităţilor de sol şi

ridicarea probelor de sol, în vederea efectuării analizelor de laborator. Toate acestea se

consemnează în carnete, pe hărţi şi schiţe, adunându-se un bogat material ce va servi la

definitivarea lucrărilor de cercetare la faza de prelucrare şi de sinteză a datelor, fază care se

execută la birou.

Pentru fiecare profil de sol (la faza de teren), se completează o fişă cu toate datele

necesare: localizare, relief, microrelief, materialul parental subiacent, vegetaţia, eventualele

222

influenţe antropice; caracterele morfologice ale profilului de sol (descrierea orizonturilor),

respectiv: adâncimea, culoarea, frecvenţa petelor de reducere şi oxidare, textura, conţinutul

de schelet, structura, consistenţa, plasticitatea, neoformaţiuni, etc.

c) Faza de laborator. Pentru a putea caracteriza cât mai complet solurile diferitelor

unităţi separate în teren, trebuie efectuate analize de laborator. Acestea ajută atât la

caracterizarea genetică a solurilor, cât şi la elaborarea complexului de măsuri ameliorative

ce trebuie aplicate. Dintre determinările ce se efectuează la probele ridicate din teren, unele

sunt comune, iar altele specifice anumitor soluri. Dintre cele comune (principale), amintim:

determinarea PH-ului, a humusului, a gradului de saturaţie cu baze, analiza granulometrică,

porozitatea, elementele nutritive (N, P, K). Dintre analizele ce se execută numai la anumite

soluri, amintim: determinarea bazelor pe elemente (Ca, Mg, K, Na), a carbonaţilor,a

aluminiului mobil, a sărurilor solubile, etc.

Rezultatele determinărilor pot fi folosite ca atare sau se calculează media ponderată

pe orizonturi. De asemenea, se mai calculează: volumul edafic, indicele de diferenţiere

texturală, relaţia carbon/azot, rezervele de elemente nutritive (N, P, K) şi altele, după caz.

d) Faza de sinteză şi prelucrare a datelor. Având la dispoziţie datele culese din

teren, precum şi rezultatele determinărilor de laborator, se trece la redactarea studiului

pedologic, alcătuit dintr-o parte descriptivă, hărţi şi anexe.

Partea descriptivă, cunoscută şi sub denumirea de raport pedologic sau memoriu

pedologic, însoţeşte şi completează harta solurilor.

În raport sunt descrise condiţiile fizico-geografice ale solurilor şi aspectele de ordin

practic legate de utilizarea resurselor de sol, completând în felul acesta harta cu aspecte care

nu pot fi redate cartografic.

Orientativ, studiul pedologic trebuie să cuprindă următoarele capitole:

1) Introducere. În introducere se delimitează sectorul cercetat, se prezintă datele

generale existente în literatura de specialitate, se arată scopul lucrării, perioada în care s-a

executat lucrarea, eventualii colaboratori ş.a.

2) Condiţiile fizico-geografice – se referă la relief, geologie, hidrologie, climă,

vegetaţie, eventualele influenţe antropice.

Referitor la geomorfologie şi geologie, se arată care sunt unităţile de relief şi

substratele litologice şi rolul lor în formarea şi repartizarea solurilor pe terenul respectiv.

Datele hidrografice şi hidrogeologice se referă la reţeaua hidrografică (debite,

izvoare, lacuri), nivelul hidrostatic al apelor freatice şi compoziţia acestora. De asemenea, se

223

prezintă informaţii în legătură cu aprovizionarea cu apă, posibilitatea de inundaţie, de

stagnare a apelor provenite din precipitaţii, de sărăturare, de înmlăştinire ş.a.

Referitor la climă, se prezintă date în ceea ce priveşte temperaturile (medii lunare şi

anuale, maxime şi minime), precipitaţiile (medii, pe luni şi ani), umiditatea atmosferică,

direcţia, intensitatea şi frecvenţa vânturilor.

Datele de vegetaţie se referă la natura arborescentă sau ierboasă a acesteia,

componenţă şi grad de acoperire.

3) Soluri. Este capitolul de bază al studiului. Învelişul de soluri se prezintă separat,

pe unităţi taxonomice, în raport cu condiţiile naturale.

- Repartiţia teritorială (geografică) a solurilor

- Lista solurilor cu legenda hărţii

- Caracterizarea morfologică şi fizico-chimică a fiecărei unităţi taxonomice de sol

- Aprecieri asupra fertilităţii şi a posibilităţii de sporire a producţiei

- Recomandări asupra modului cel mai indicat de folosire, ş.a.

După prezentarea separată a unităţilor de sol, se trece la gruparea acestora în unităţi

pedoameliorative, urmărindu-se alcătuirea de unităţi care să permită aplicarea aceluiaşi

complex de măsuri silviculturale sau hidroameliorative.

4) Caracterizarea tipului de staţiune forestieră

- Delimitarea staţiunilor

- Gruparea terenurilor în funcţie de pretabilitatea în silvicultură

- Prezentarea potenţialului productiv al speciilor, stabilit pe baza specificului

ecologic şi a favorabilităţii factorilor climatici şi edafici

5) Indicaţii privind măsurile de gospodărire

- Măsurile silviculturale aplicate până la data executării cercetării

- Propuneri de măsuri în acord cu specificul ecologic şi cu favorabilitatea factorilor

pentru principalele specii

- Optimizarea compoziţiei arboretelor din punct de vedere al specificului ecologic şi

al favorabilităţii factorilor

6) Concluzii – capitolul care încheie partea descriptivă.

* * * Studiul pedologic cuprinde, în mod obligatoriu, şi hărţi care, practic, reprezintă baza

studiului. Numărul şi natura acestora este în funcţie, în primul rând, de scopul pentru care a

fost executată lucrarea, precum şi de specificul zonei.

224

Hărţile alcătuite la cartarea solurilor fac parte din categoria hărţilor speciale, fiind

nevoie să fie clare şi uşor de descifrat. Pentru acest motiv, nu se încarcă prea mult (se

folosesc mult simbolurile) şi sunt întotdeauna însoţite de legende detaliate.

În mod obişnuit, raportul pedologic este însoţit şi de anexe, reprezentate prin

materiale documentare de teren şi de laborator, cum sunt: Fişele cu descrierea pe teren a

profilelor de sol, buletinele de analiză a probelor, schiţe, fotografii, etc.

La aceeaşi scară cu harta solurilor, care este piesa centrală a studiului, în mod

obişnuit (în funcţie de solicitarea beneficiarului), se mai întocmesc:harta cu lucrările

hidroameliorative propuse, harta cu staţiunile forestiere ş.a.

Schiţele se întocmesc la scări mult mai mici, în aşa fel încât să nu depăşească

mărimea foilor scrise, putându-se referi la: prezentarea materialelor parentale, gruparea

solurilor cu aceeaşi stare de aciditate, conţinut de humus, stare de troficitate şi alte aspecte.

225

BIBLIOGRAFIE

1. Buzdugan I., 1993: Pedologie. Universitatea “Ştefan cel Mare” Suceava.

2. Chiriţă C., Păunescu C, Teaci D, 1967: Solurile României, Editura Agrosilvică,

Bucureşti.

3. Florea N., Bălăceanu V, Răuţă C, Canarache A, 1987: Metodologia elaborării studiilor

pedologice. ICPA, Bucureşti.

4. Florea N., Munteanu I., 2003: Sistemul Român de Taxonomie a Solurilor (SRTS),

Editura ESFALIA, Bucureşti.

5. Guştiuc L., 1972: Pedologie generală şi ameliorativă, I.P.Iaşi.

6. Puiu Şt., Şorop Gr., Teşu C., Drăgan I., Miclăuş V., 1983: Pedologie, Editura Didactică

şi Pedagogică, Bucureşti.

7. Roşu, C., 1997. Staţiuni forestiere, Editura Universităţii „ Ştefan cel Mare” Suceava. 8. Roşu C., 2002: Pedologie generală şi forestieră. Editura Universităţii Suceava.

9. Târziu D., 1997: Pedologie şi staţiuni forestiere, Editura Ceres, Bucureşti.

226

Cuprins Partea I-a

1. – Noţiuni introductive……………………………………………………………...1

2. – Factorii de solificare (pedogenetici)…………………………………………….8

3. – Formarea şi alcătuirea părţii minerale a solului ………………………………...20

4. – Formarea şi alcătuirea părţii organice a solului…………………………………39

5. – Formarea şi alcătuirea profilului de sol…………………………………………53

6. – Proprietăţile chimice ale solului………………………………………………...56

7. – Proprietăţile fizice şi fizico-mecanice ale solului……………………….………73

8. – Proprietăţile hidrofizice, de aeraţie şi termice ale solului……………………….93

9. – Rezervele de elemente nutritive din sol şi accesibilitatea lor pentru

vegetaţia forestieră……………………………………………………………110

Partea II-a

10. – Clasificarea şi caracterizarea solurilor ………………………………………..128

11. – Sistemul Român de Taxonomie a Solurilor (SRTS)…………………………..133

12. – Clasa Protisoluri……………………………………………………………….144

13. – Clasa Cernisoluri……………………...………………………………………151

14. – Clasa Umbrisoluri…………...………………………………………………...159

15. – Clasa Cambisoluri……………………………………………………………..162

16. – Clasa Luvisoluri……………………………………………………………….165

17. – Clasa Spodisoluri…………………...…………………………………………171

18. – Clasa Pelisoluri………………………………………………………………..175

19. – Clasa Andisoluri………………………………………………………………177

20. – Clasa Hidrisoluri ……………………………………………………………...179

21. – Clasa Salsodisoluri……………………………………………………………184

22. – Clasa Histisoluri……………………………………………………………….189

23. – Clasa Antrisoluri……………………………...……………………………….191

24. – Cercetarea şi cartarea solurilor forestiere …………………………………….194

Bibliografie…………………………………………………………………………..200