1

UNIVERSITATEA DIN BUCURESTI

TRAIAN DEMETER

GEOGRAFIA SOLURILOR

Bucuresti

2009

2

CUPRINS

Capitolul 1. Notiuni introductive

1.1. Evolutia pedologiei ca stiinta

1.2. Definitia solului

Capitolul 2. Componentii solului - generalitati

Capitolul 3. Partea solida. Componentul mineral

3.1. Rocile parentale

3.2. Agenti si procese

3.2.1. Dezagregarea

3.2.2. Alterarea chimica

3.3. Alcatuirea componentului mineral

3.3.1. Mineralele primare

3.3.2. Mineralele secundare

3.4. Scoartele de alterare

Capitolul 4. Partea solida. Componentul organic

4.1. Alcatuirea componentului organic

4.2. Sursele componentului organic

4.3. Transformarea resturilor organice

4.4. Substantele humice

4.5. Tipuri de humus

4.6. Influenta humusului in sol

Capitolul 5. Partea lichida

5.1. Formele de apa din sol

5.2. Fortele care actioneaza asupra apei din sol

5.3. Bilantul apei in sol

5.4. Regimul hidric al solului

5.5. Indici hidrofizici ai solului

Capitolul 6. Partea gazoasa

6.1. Compozitia aerului din sol

6.2. Proprietatile termice ale solului

6.3. Regimul termic al solului

Capitolul 7. Organizarea interna a solului

7.1. Proprietatile solului

7.2. Orizonturile de sol.

Capitolul 8. Factorii pedogenetici

3

8.1. Clima

8.2. Vegetatia, fauna si microorganismele

8.3. Relieful

8.4. Roca

8.5. Apa freatica si stagnanta

8.6. Timpul ca factor de formare

8.7. Influenta antropica

Capitolul 9. Procesele pedogenetice

9.1. Procese pedogenetice de transformare

9.1.1. Alterarea

9.1.2. Bioacumularea

9.1.3. Gleizarea si stagnogleizarea

9.2. Procese pedogenetice de translocare

9.2.1. Eluvierea si iluvierea

9.2.2. Salinizarea si alcalizarea

Capitolul 10. Clasificarea solurilor

10.1. Sisteme de clasificare la nivel mondial

10.2. Clasificarea solurilor Romaniei

Capitolul 11. Legile raspandirii solurilor

11.1. Legea zonalitatii

11.2. Legea regionalitatii pedologice

4

1.1. EVOLUTIA PEDOLOGIEI CA STIINTA

Denumirea de Pedologie provine din limba greacă, de la pedon avand intelesul de sol, ogor,

suport şi logos care inseamna vorbire (ştiinţă), cu alte cuvinte “Ştiinţa solului”.

Pedologia reprezintă ştiinţa care se ocupă cu studiul solului.

Ştiinţa solului analizează următoarele aspecte legate de sol:

Constituenţii

Organizarea şi relaţiile dintre constituenţi

Originea şi evoluţia solului

Dinamica actuală a proceselor din sol în raport cu factorii de mediu

Proprietăţile şi funcţiile solului

Clasificarea si raspandirea solurilor

Utilizarea solurilor

Pedologia are un caracter complex generat de faptul că formarea solului este un proces dosebit de

complex, ea reprezentand în acelaşi timp o ştiinţă de graniţă (interdisciplinară):

CAPITOLUL 1

NOŢIUNI INTRODUCTIVE

5

Pedogeografia ( Geografia solurilor) reprezintă o ramură a Pedologiei dar şi a Geografiei, care se

ocupă cu studierea caracteristicior, genezei şi distribuţiei solurilor, cât şi cu relaţiile solului cu factorii de

mediu şi cu protecţia acestuia.

Importanţa celor două ştiinţe a crescut şi mai mult în ultimul timp, datorită presiunii umane

crescânde şi utilizării neraţionale a resurselor de sol.

În acest sens, în zilele noastre omenirea se află în faţa unei mari provocări: “Cum să asigure

necesarul de alimente, fără a distruge resursele de sol”.

Primele idei referitoare la sol au apărut la vechii greci, Aristotel considerându-l unul dintre cele 4

elemente componente ale Universului, alături de aer, apă şi foc. El dădea şi unele însuşiri ale pământului

spunând că poate fi cald sau rece, umed sau uscat, greu sau uşor, tare sau moale.

De asemenea, Teofrast (371-286 î.Hr.) îl numeşte edafos pentru a putea fi deosebit de Pământ ca

planetă.

Informaţii despre anumite însuşiri ale solului avem şi de la romanii Cato, Varro, Columella şi

Plinius.

În perioada Evului Mediu, singurele referiri la sol se găsesc în scrierile arabe.

Precursorii Pedologiei ca ştiinţă au fost F.A. Fallou şi F.V. Richthofen, primul propunând şi

denumirea de pedologie.

Întemeietorul pedologiei ca ştiinţă este rusul V.V. Dokuceaev, care în anul 1883 a publicat

lucrarea “Cernoziomul rusesc”, în care pune bazele pedologiei.

Un moment important îl reprezintă anul 1924 în care este întemeiată Societatea Internaţională de

Ştiinţa Solului.

Contribuţii importante în dezvoltarea pedologiei au avut şi au FAO (Organizaţia Naţiunilor Unite

pentru Agricultură şi Alimentaţie) cu sediul la Roma şi ISRIC ( Centrul internaţional de informare şi

referinţe despre sol) cu sediul la Wageningen în Olanda.

În Romănia, primele informaţii despre sol apar în lucrările lui Ion Ionescu de la Brad şi Matei

Drăghiceanu.

Un rol important l-a jucat înfiinţarea în anul 1906 a Secţiei agrogeologice în cadrul Institutului

Geologic, condusă de către Gheorghe Munteanu Murgoci (1872-1925) fondatorul pedologiei româneşti.

Actul de naştere al pedologiei în România a fost în anul 1911, când Gheorghe Munteanu Murgoci

împreună cu colaboratorii săi Emil Protopopescu Pache şi Petre Enculescu publică o hartă şi o

caracterizare a solurilor zonale din România.

Un alt moment important îl constituie anul 1970 când ia fiinţă Institutul de Cercetări pentru

Pedologie şi Agrochimie din Bucureşti.

1.2. DEFINIŢIA SOLULUI

Solul reprezintă în primul rand mediul de dezvoltare al plantelor şi resursa de bază pentru viaţa

animalelor şi oamenilor.

Concepţiile referitoare la sol au evoluat în timp de la uscatul ferm pentru omul primitiv, la suport

pentru plante odată cu apariţia agriculturii.

Şcoala agrogeologică considera solul ca fiind numai produsul de alterare a rocilor de la suprafaţa

scoarţei.

Şcoala agronomică şi cea agrochimică considerau că solul este numai un mediu poros care

asigură apa aerul şi elementele nutritive necesare plantelor.

6

În anul 1883, V.V. Dokuceaev introduce conceptual de corp natural în legătură cu solul, care s-a

format în timp sub acţiunea factorilor pedogenetici, este diferenţiat în orizonturi, se află în stare afânată,

cu adâncime variabilă şi care diferă de roca de dedesubt prin aspect, compoziţie şi proprietăţi.

Concepţia sistemică consideră că:

Sistem structural – este un mediu organizat şi structurat, constituenţii aflându-se într-o strânsă

interdependenţă atât pe verticală cât şi pe orizontală

Natural – format sub influenţa factorilor naturali

Complex – produs al interacţiunii a 7 factori

Polifazic – dezvoltat în timp în mai multe faze

Deschis – realizează schimburi cu celelalte geosfere şi este într-o continuă transformare

Polifuncţional – îndeplineşte funcţii multiple

Solul reprezintă un sistem natural complex, polidispers, eterogen şi poros, situat la suprafaţa

scoarţei terestre, rezultat prin interacţiunea acesteia cu aerul, apa şi organismele vii.

Polidispers – deoarece faza lui solidă se află în diferite grade de diapersie:

dispersii moleculare sau ionice (sărurile)

dispersii coloidale (argila, humusul, hidroxizii)

dispersii grosiere sau suspensii (praful, nisipul)

7

Eterogen – deoarece este alcătuit din 3 faze (solidă, lichidă, gazoasă)

Denumirea de sol provine din limba latină de la solum, cu intelesul de suport, bază, ceea ce

indică rolul de suport pentru organismele vii şi spaţiu de interferenţă a lumii organice cu cea mineral

(fig.).

În limba ebraică solul este numit adâmah, de aici provenind şi numele primului om Adam, care

conform Bibliei a fost plămădit din lut.

De asemenea, în limba japoneză, pictograma pentru sol are forma unei plante înrădăcinate.

Profil de sol

8

1. COMPONENŢII SOLULUI

Toate solurile, indiferent de tipul lor, sunt alcătuite din patru grupe de constituenţi: materia

minerală, materia organică, apă şi aer.

Materia minerala si cea organica alcatuiesc faza solida a solului, care detine aproximativ 50% din

volumul acestuia, restul de 50% reprezentandu-l faza lichida si cea gazoasa (fig.)

Faza solidă deţine dupa unii autori, 50% din volumul solului, 39% revenind componentului

mineral şi 11% celui organic (fig. ).

COMPONENTII SOLULUI

FAZA SOLIDA

FAZA LICHIDA SI GAZOASA

FAZA SOLIDA

COMPONENTUL MINERAL

COMPONENTUL ORGANIC

39%

11%

FAZA LICHIDA SI GAZOASA

CAPITOLUL 2

COMPONENŢII SOLULUI

9

Componentul mineral este dominant în cea mai mare parte a solurilor, cu excepţia celor organice

si provine din rocile parentale.

Componentul organic provine in principal din resturile de plante si animale moarte si este

indispensabil pentru sol.

Cu exceptia solurilor organice, componentul mineral sic el organic sunt foarte bine amestecate,

fiind aproape imposibil de separat unul de celalalt.

Faza lichidă împreună cu cea gazoasă deţin la rândul lor 50% din volumul solului, între 15-35%

fiecare, în funcţie de umiditatea acestuia (fig.).

Astfel, solurile uscate sunt mai aerisite, in timp ce solurile umede sunt mai putin aerisite, aceste

variatii ale aerului si apei din sol constituind regimul aerohidric al solului.

Apa si aerul circula in sol prin spatiile libere existente, care sunt reprezentate de catre porii

necapilari si capilari.

FAZA LICHIDA SI GAZOASA

FAZA SOLIDACOMPONENTUL LICHID

COMPONENTUL GAZOS

15%

35%

FAZA LICHIDA SI GAZOASA

FAZA SOLIDA

COMPONENTUL GAZOS

COMPONENTUL LICHID

15%

35%

10

3.1. ROCILE PARENTALE

Componentul mineral provine din rocile de la suprafaţa scoarţei terestre, pe seama cărora s-au

format solurile, care sunt numite roci parentale (roci mame de sol).

Rocile influenţează procesele de alterare prin structura lor petrografică (dezagregarea) şi

compoziţia mineralogică (alterarea chimică).

Rocile se clasifică după modul de formare în:

Magmatice

Metamorfice

Sedimentare

Rocile magmatice

Provin din magma lichidă, prin consolidarea acesteia la suprafaţă, fie prin cristalizare (răcire

lentă), fie prin vitrificare (răcire rapidă în contact cu apa, gheaţa, roci umede şi reci).

Cele formate prin cristalizare sunt: granit, granodiorit, sienit, gabbrou, diorit, andezit, bazalt,

riolit, dacit, trahit. Prin vitrificare se formează sticla vulcanică.

Mai pot exista şi roci piroclastice, reprezentate prin tufurile vulcanice, formate din aglomerate

vulcanice rezultate în urma exploziei vulcanice.

Rocile magmatice constituie roci parentale numai în regiunile vulcanice.

Rocile metamorfice

Reprezintă roci solide care au suferit o transformare naturală completă la temperaturi de peste

20000 C.

Principalele tipuri de roci metamorfice sunt şisturile cristaline: filite, micaşisturi, gnaise,

amfibolite, cuarţite, şisturi carbonatice, marmură (poate fi şi neşistoasă).

Rocile sedimentare

După origine, rocile sedimentare se clasifică în:

Detritice – acumularea fragmentelor rezultate din dezagregarea rocilor magmatice, metamorfice,

sedimentare.

Organogene (biogene) – formate de către organismele vegetale şi animale: cărbunii de pământ,

calcarele organogene.

CAPITOLUL 3

PARTEA SOLIDA.

COMPONENTUL MINERAL

11

De precipitare chimică – formate prin psubstanţelor solubilizate în apă: carbonaţii, sulfaţii,

halogenurile.

După structură şi compoziţia mineralogică rocile sedimentare pot fi:

Roci epiclastice

rudite (> 2 mm): mobile (pietriă, grohotiş), cimentate (conglomerate, brecii)

arenite (0,2-2 mm): mobile (nisipuri), cimentate (gresii)

siltite (<0,2 mm): mobile (praf), cimentate (loess)

Roci argiloase – formate predominant din minerale argiloase: argile, şisturi argiloase, mâluri

argiloase

Roci carbonatice – alcătuite dominant din carbonaţi: calcare, dolomite

Roci argilo-carbonatice: marne

Roci halogenurice: halit, silvină

Roci sulfatice: gips, anhidrit

Roci silicioase – formate predominant din cuarţ, calcedonie sau opal: diatomite, jaspuri

Roci allitice şi ferallitice: alcătuite dominant din oxizi sau hidroxizi de fier şi aluminiu: laterite,

bauxite

Din punct de vedere pedologic este importantă şi clasificarea rocilor după conţinutul în silice:

Roci acide – conţin cuarţ: granite, riolite, granodiorite, dacite, gnaise, micaşisturi, filite

Roci bazice – conţin fie olivine, fie silicaţi şi carbonaţi: gabrouri, bazalt, amfibolite, şisturi verzi,

marne

Roci neutre – sunt formate predominant din feldspaţi: diorit, sienit, andezit, trahit, rocile argiloase

Roci ultrabazice – conţin multă olivină sau carbonaţi: peridotit, calcar, marmoră, dolomite

3.2. AGENŢI ŞI PROCESE

Agenţii care determină alterarea rocilor şi formarea componentului mineral sunt apa, aerul şi

vieţuitoarele.

Procesele prin intermediul cărora se formează componentul mineral sunt alterarea fizică

(dezagregarea) şi alterarea chimică.

3.2.1. DEZAGREGAREA

Reprezintă procesul fizico-mecanic prin care rocile coezive sunt fragmentate în părţi mai mici,

fără a fi afectată compoziţia mineralogică a acestora.

Dezagregarea rocilor coezive se poate produce in mai multe moduri:

Datorită variaţiilor de temperatură (termică)

Se produce în regiunile de deşert, semidesert şi montane înalte, în care amplitudinea termică

diurnă este mare (temperatura rocii ajunge ziua la 550 C şi coboară noaptea la 0

0 C).

În România ea se produce până la 30 cm adâncime în regiunea carpatică, unde determină apariţia

câmpurilor de blocuri sau pietre.

Mecanismul dezagregării termice este următorul: în timpul zilei, partea exterioară a rocii se dilată

mai mult decât miezul ceea ce crează tensiuni care conduc la apariţia fisurilor (fig.).

12

Fig. Mecanismul dezagregarii termice

Acelaşi proces se petrece noaptea când partea exterioară a rocii se contractă mai mult decât

miezul. Aceste tensiuni repetate conduc la sfărâmarea rocii în fragmente mai mici care vor fi supuse

aceluiaşi proces (fig.).

Fig. Categorii de fragmente de roca dupa dimensiuni

Cauzele care determina sfaramarea rocilor sunt reaua conductibilitate calorică a acestora,

conductibilitatea calorică, coeficientul de dilatare volumetrică, căldura specifică şi culoarea diferită a

mineralelor.

În acest sens, cu cât roca este alcătuită din mai multe minerale cu atât dezagregarea va fi mai

rapidă (fig.).

13

Fig. Dezagregare intensa in zona montana inalta

Datorită îngheţului şi dezgheţului repetat (gelivaţie, gelifracţie)

Se datorează tot variaţiilor de temperatură, dar în jurul punctului de îngheţ al apei (00 C) în

regiunile umede, de tundră, munţi înalţi sau în cea temperată iarna.

Mecanismul de producere este următorul: apa pătrunde în fisurile preexistente ale rocilor şi la

aparitia temperaturilor negative îngheaţă mărindu-şi volumul (9%) şi exercitând presiuni laterale (2000-

6000 kg/cm2) asupra pereţilor fisurilor determinând sfărâmarea rocilor (fig.).

Fig. Modul de manifestare a gelivatiei

Intensitatea dezagregării depinde de tăria şi frecvenţa îngheţului şi de natura rocilor, cele

compacte fiind mai mult afectate decât cele afânate.

Acest tip de dezagregare se manifestă până la 100-200 cm adâncime, determinând apariţia

câmpurilor de blocuri (fig.).

14

Datorită precipitării sărurilor din soluţii Se produce în regiunile aride acolo unde există săruri în soluţie care pătrund în fisurile existente

în roci şi datorită pierderii apei prin evaporare precipită sub formă de cristale care presează asupra

pereţilor fisurilor determinând sfărâmarea rocilor.

Datorită acţiunii vieţuitoarelor (biomecanică)

Deşi se desfăşoară pe areale geografice extinse este mai redusă ca intensitate comparative cu

celelalte tipuri de dezagregare.

Se datorează acţiunii rădăcinilor plantelor lemnoase dezvoltate în regiuni cu relief fragmentat şi

cu versanţi înclinaţi. Astfel, plantele îşi înfig rădăcinile în orice mică fisură pe care apoi o lărgesc datorită

creşterii rădăcinilor în grosime şi lungime (30-100 kg/cm2) şi sfarmă roca, efectul producându-se pe

adâncimi mai mari decât în celelalte cazuri (fig.).

15

Fig. Dezagregarea biomecanica

Animalele şi omul exercită o influenţă indirectă, uşurând pătrunderea aerului şi apei prin

intermediul galeriilor, carierelor, exploatărilor miniere.

Dezagregarea biomecanică prin faptul că uşurează pătrunderea aerului şi apei amplifică acţiunea

celorlalte tipuri.

Fig. Plantele exploateaza cea mai mica fisura din roca

Datorită acţiunii apelor curgătoare, zăpezii sau gheţarilor Apele curgătoare dislocă şi mărunţesc prin izbire, frecare şi rostogolire fragmentele de rocă, în

special în cursul lor superior unde viteza de scurgere este mare (fig.).

16

Fig. Actiunea apelor curgatoare

Zăpezile îşi manifestă influenţa în regiunile montane, unde în timpul avalanşelor sunt desprinse şi

apoi mărunţite prin izbire, frecare şi rostogolire blocuri de rocă (fig.).

Fig. Actiunea zapezii

Gheţarii în timpul deplasării lor pe valea glaciară, desprind şi mărunţesc în timpul transportului

rocile, pe care le depun sub formă de formaţiuni morenaice (fig.).

17

Fig. Actiunea ghetarilor

Datorită acţiunii vântului Este frecventă în regiunile aride şi montane cu covor vegetal sărac, acolo unde vântul desprinde

prin coraziune fragmente de rocă şi apoi le mărunţeşte în timpul transportului (târâre, rostogolire, izbire).

De asemenea, vântul transportă şi fragmente de rocă rezultate prin alte tipuri de dezagregare, pe

care le sfarmă (fig.).

Fig. Procesul de coraziune

Datorită forţei gravitaţionale

Se manifestă în regiunile fragmentate şi cu versanţi înclinaţi, acolo unde, fragmentele de rocă se

desprind sub influenţa gravitaţiei şi în timpul rostogolirii se sfarmă (frecare, izbire).

Consecinţele dezagregării

Cea mai importantă este aceea că pregăteşte şi intensifică alterarea chimică prin mărirea

suprafeţei de contact a fragmentelor de rocă cu agenţii alterării apa şi aerul (fig.).

18

Fig. Fete noi aparute care intra in contact cu agentii externi

Materialul mineral rezultat în urma dezagregării reprezintă un strat afânat şi permeabil (strat de

dezagregare) care reprezintă prima fază a formării solurilor.

3.2.2. ALTERAREA CHIMICĂ

Procese influenţate de apă

Hidratarea

Reprezintă un proces fizico-chimic prin intermediul căruia, apa este atrasă la suprafaţa

particulelor minerale sau pătrunde în reţeaua cristalină a acestora.

Hidratarea fizică implică atragerea moleculelor de apă la suprafaţa particulelor rezultate prin

dezagregare. Apa îmbracă aceste particule sub forma unui strat foarte subţire numit film sau peliculă de

apă adsorbită şi este denumită apă legată fizic sau apă peliculară.

Hidratarea fizică reprezintă cea mai slabă reacţie între apă şi particulele minerale şi nu implică

schimbarea compoziţiei chimice a acestora.

Hidratarea chimică implică pătrunderea apei în reţeaua cristalină a mineralelor şi implicit

schimbarea compoziţiei chimice a acestora.

Exemplu: anhidrit (mineral anhidru, CaSO4) + 2H2O = gips (mineral hidratat, CaSO4 . 2H2O)

Din cauză că apa pătrunsă în reţeaua cristalină a mineralului rămâne în stare moleculară (H2O),

ea poate fi pierdută prin evaporare trecându-se din nou la anhidrit. Acest proces contrar celui de hidratare

se numeşte deshidratare. Hidratarea este specifică regiunilor umede iar deshidratarea celor uscate, în

regiunile cu sezoane umede şi uscate desfăşurându-se alternativ.

19

Dizolvarea

Reprezintă procesul de dispersare a materiei minerale în apă, până la nivel molecular sau ionic.

Soluţia minerală care rezultă în urma dizolvării este alcătuită din solvent (lichidul în care s-a

produs dizolvarea, apă) şi solvat (substanţa dizolvată).

După viteza cu care se dizolvă (solubilizează) mineralele pot fi:

uşor solubile: sarea gemă, silvina

moderat solubile: gipsul, carbonatul de calciu

greu solubile: cuarţul

insolubile: caolinul

Totuşi viteza de solubilizare mai depinde şi de alţi factori: temperatura, pH-ul şi compoziţia apei

(solventului). La temperatură ridicată se solubilizează mai repede clorurile, silicaţii şi oxizii, iar la

scăderea acesteia carbonaţii. pH-ul influenţează dizolvarea cuarţului care creşte cu scăderea pH-ului.

Când apa conţine bioxid de carbon, carbonatul de calciu (calcit) trece în bicarbonat de calciu uşor

solubil, iar prin pierderea apei revine la starea iniţială (formarea speleotemelor).

Dizolvarea influenţează alterarea rocilor cu ciment calcaros, levigarea carbonaţilor,

aprovizionarea plantelor cu ememente nutritive, levigarea sărurilor solubile în pânza freatică.

Hidroliza

Reprezintă procesul de transformare a mineralelor datorită înlocuirii cationilor proprii cu ioni de

hidrogen. Totodată, din punctual de vedere al efectului produs, hidroliza reprezintă procesul chimic de

descompunere a unor săruri în acidul şi baza din care sau format (procesul contrar neutralizarea).

În cazul silicaţilor nu rezultă însă acid şi bază, ci silice, apă şi bază, deoarece acidul silicic este

foarte instabil şi se descompune imediat. Există cazuri în care rezultă minerale argiloase de tipul

caolinitului (la mice feldspatul potasic) silice şi apă.

Procesul are ca primă etapă debazificarea, adică scoaterea bazelor din mineral, urmată de

silicifiere, adică descompunerea acidului silicic în silice şi apă, în climatul cald şi umed procesul fiind

simultan. Poate exista şi un process contrar acestuia de neoformare de minerale când se formează

mineralele argiloase.

Intensitatea de manifestare a hidrolizei este influenţată de gradul de mărunţire a particulelor, pH,

temperatura apei, debitul apei care se infiltrează, gradul de instabilitate al mineralelor.

Hidroliza cea mai puternică are loc cu cât particulele sunt mai mici, pH-ul mai acid, temperatura şi debitul

apei mai ridicate şi mineralele mai instabile.

Procese influenţate de aer

Oxidarea şi reducerea

Mineralele cel mai uşor de oxidat sunt cele care conţin fier şi mangan în stare bivalentă. Oxidarea

reprezintă practice procesul de imbogăţire în oxigen fie direct fie prin intermediul apei mai ales când este

încărcată cu bioxid de carbon.

Cei mai des întâlniţi sunt oxidul feric (hematitul Fe2 O3) de culoare roşie 1-6% din masa solului,

la laterite până la 20-80% şi hidroxidul de fier de culoare gălbuie rezultat din combinarea oxidului feric

cu apa. Apar de asemenea, oxidul manganic şi hidroxidul de mangan de culoare brună-negricioasă.

Oxidări suferă şi compuşii cu sulf.

În regiunile aride, oxizii de fier şi mangan sunt depuşi la suprafaţă formând “patina deşertului”.

Oxidările sunt intense în solurile aerisite.

20

Reducerea reprezintă procesul contrar oxidării prin care au loc pierderi de oxigen în condiţii de

anaerobioză sub acţiunea microorganismelor (bacterii anaerobe).

Practic este vorba despre apariţia oxizilor feroşi şi manganoşi (FeO, MnO, solubili) prin

reducerea oxizilor ferici şi manganici (insolubili).

Acţiune reducătoare au bacteriile anaerobe care au nevoie de oxigen, acidul carbonic, hidrogenul

şi hidrogenul sulfurat.

Deoarece regimul aerohidric al solului fluctuează pe parcursul unui an, oxidarea şi redicerea se

produc alternativ procesul fiind numit oxido-reducere.

Fierul feros (FeO) are culoare verzui-albăstrui-vineţii, iar oxizii manganoşi şi sulfura feroasă

(FeS) culori negricioase.

În cazul manifestării procesului de oxido-reducere solurile capătă un aspect marmorat.

Acest tip de procese au un rol foarte important în solubilizarea transportul şi depunerea în sol a

fierului şi manganului.

Carbonatarea

Reprezintă procesul de îmbogăţire în carbonaţi, fie prin depunerea celor existenţi în souţie, fie

prin formarea lor.

Carbonaţii se formează în prezenţa acidului carbonic prin combinarea acestuia cu un hidroxid

(NaOH+H2CO3= Na2CO3+H2O) . Cei mai mulţi dintre carbonaţi sunt îndepărtaţi din soluri pentru că

sunt mai uşor solubili cu excepţia celor de calciu şi magneziu. Chiar şi aceştia din urmă, prin recombinare

cu acid carbonic se transformă în bicarbonaţi uşor solubili procesul fiind denumit decarbonatare (CaCO3+

H2CO3=Ca(HCO3)2.

În regiunile în care alternează sezoanele umed şi uscat, carbonaţii de la baza profilului de sol sunt

readuşi spre suprafaţă, procesul numindu-se recarbonatare care conduce la apariţia crustelor de săruri

(sărături, cruste de deşert).

Procese influenţate de vieţuitoare

Alterarea biologică (alterarea biochimică)

În afara rolului lor în dezagregarea rocilor, plantele, animalele şi microorganismele influenţează

şi alterarea chimică a acestora, process numit alterare biologică.

Influenţa lor este atât directă, cât şi indirectă, prin produsele rezultate din activitatea sau

descompunerea lor.

Microorganismele se fixează pe minerale din care extrag substanţele necesare sau secretă

substanţe acide care conduc la alterarea acestora, creând condiţiile pentru instalarea plantelor superioare.

Plantele secretă substanţe acide, extrag din minerale şi roci anumite substanţe sau produc acizi

organici, toate acestea conducând la alterarea rocilor şi mineralelor.

Rolul indirect este poate mai important, substanţele rezultate prin descompunerea organismelor

vii determinând alterarea chimică, în special oxidarea şi carbonatarea.

21

Alterare chimica

3.3. ALCĂTUIREA COMPONENTULUI MINERAL

Componentul mineral este alcătuit din: fragmente de rocă şi minerale primare rezultate în urma

dezagregării rocilor scoarţei

minerale secundare care reprezintă în cea mai mare parte minerale nou formate în sol

Raportul între cele două categorii de minerale variază foarte mult în funcţie de vârsta solului şi de

viteza de transformare a mineralelor primare, care este dependentă de climă şi natura rocii.

3.3.1. MINERALELE PRIMARE

Sunt cele provenite din rocile magmatice şi reprezintă în general silicaţi, în proporţie de 90%.

Caracteristica principală a silicaţilor este dată de prezenţa grupării SiO4 cu configuraţie tetraedrică (fig.).

Fig. Silicati

Cei mai importanţi silicaţi sunt olivina, granatul, epidotul, turmalina, piroxenii, amfibolii, talcul,

micele, cloritul, feldspaţii.

Ponderea mineralelor primare este următoarea:

22

cuarţ 12%

feldspaţi 59,5%

piroxeni şi amfiboli 16,8%

mică 3,8%

alte minerale 7,9%

Fig.

Feldspaţii reprezintă aluminosilicaţi de K, Na, Ca şi sunt cei mai răspândiţi în rocile primare. Pot

fi potasici (ortoclazi) cum este ortoza sau calcosodici (plagioclazi) cum sunt albitul şi anortitul. Alterarea

feldspaţilor este unul dintre principalele procese care conduc la formarea solurilor.

Piroxenii şi amfibolii au calitatea că se alterează foarte uşor, cel mai răspândit piroxen fiind

augitul, iar cel mai răspândit amfibol, hornblende.

Mica poate fi albă (muscovit) sau neagră (biotit) şi este des prezentă în soluri datorită rezistenţei

reduse la alterare (mai ales biotitul).

Cuarţul reprezintă bioxidul de siliciu care nu este silicat, este foarte rezistent la alterare şi apare în

fracţiunile nisipoasă şi prăfoasă a solurilor.

3.3.2. MINERALELE SECUNDARE

Se formează fie prin alterarea mineralelor primare, fie prin recombinarea în sol a anumitor

substanţe.

Principalele minerale secundare sunt:

mineralele argiloase

allofanele

oxizii şi hidroxizii

sărurile

12

59.5

16.8

3.87.9

PONDEREA MINERALELOR PRIMARE

CUART

FELDSPATIPIROXENI / AMFIBOLI

MICA

ALTE MINERALE

23

Mineralele argiloase reprezintă coloizi cu dimensiuni foarte mici <0,002 mm, au capacitate mare

de a reţine şi elibera apa şi ionii schimbabili. De asemenea, sunt plastice şi multe au capacitate de

contractare şi gonflare la variaţiile de umiditate. Au un rol important alături de humus, în formarea

structurii solului şi în ceea ce priveşte capacitatea acestuia de a reţine apa şi nutrienţii. Se formează prin

hidroliză.

Principalele grupe:

caolinitul (fig.), haloisitul – nu gonflează, reţin şi eliberează puţini ioni

illitul, vermiculitul, montmorillonitul – gonflează şi au capacitate mare de reţinere şi eliberare,

care cresc de la primul la ultimul.

montmorillonitul, beidelitul şi nontronitul formează grupa mineralelor numite smectite, care

gonflează cel mai puternic.

cloritul – nu gonflează, nu reţine şi nu eliberează ioni.

Fig. Exploatare de caolin

Allofanele reprezintă materiale amorfe constituite din amestecuri de geluri de silice şi hidroxizi

de aluminiu. Denumirea provine de la grecescul allofane = care apare altfel. Apar în solurile vulcanice

având un aspect sticlos şi sporesc capacitatea de schimb cationic, adezivitatea şi gonflarea.

Oxizii şi hidroxizii se formează prin reacţii de oxidare, reducere şi hidratare:

Bioxidul de siliciu hidratat (silicea) – este reprezentată prin opal şi calcedonie.

Oxizii şi hidroxizii de mangan – piroluzitul, hausmanitul (oxizi), manganitul, psilomelanul

(hidroxizi), au culoare neagră.

Oxizii şi hidroxizii de fier – hematit, magnetit, goethit (oxizi), lepidocrocit, limonit (hidroxizi), au

culoare gălbui-roşcată.

Oxizii şi hidroxizii de aluminiu – diasporul, boehmitul, gibbsitul.

Sărurile apar în regiuni mai secetoase în special carbonaţii de calciu şi magneziu. Clorurile şi

sulfaţii care sunt uşor solubili apar numai în condiţii locale în soluri halomorfe. În solurile cu exces de

umiditate pot apărea pirita şi vivianitul.

Principalele grupe sunt:

Carbonaţi – calcit, dolomit

Sulfaţi – gips (Ca), ternardit, mirabilit (Na), epsomit (Mg)

24

Cloruri – halit (Na)

Sulfuri – pirita (Fe)

Fosfaţi apatit (Ca), vivianit (Fe)

3.4. SCOARTELE DE ALTERARE

CARACTERISTICI GENERALE

Prin scoarţă de alterare se înţelege stratul afânat, permeabil faţă de apă şi gaze, care se dezvoltă

pe rocile de la suprafaţa uscatului prin procese de dezagregare şi/sau alterare.

Scoarţa de alterare apare ca o cuvertură care acoperă roca parentală nedegradată şi care poate

include în partea ei superioară şi învelişul de sol (fig.)

.

Dezvoltându-se la suprafaţa crustei terestre, scoarţa de alterare şi implicit învelişul de sol,

mulează suprafaţa reliefului. Aceasta are grosimi variabile, de la câteva zeci de metri, până la câţiva

centimetri, în funcţie de natura rocii, condiţia climatică, panta suprafeţei de relief şi mai ales vechimea

suprafeţei de relief.

Pe suprafeţele orizontale (din zonele de platouri şi câmpie), scoarţele de alterare sunt mai groase

în condiţii climatice similare, decât pe pantele versanţilor.

CONSTITUENŢII SCOARŢEI DE ALTERARE

Substanţele minerale care intră în componenţa scoarţei de alterare sunt reprezentate de produsele

dezagregării şi alterării rocilor parentale.

Produsele dezagregării apar sub formă de fragmente de roci şi minerale numite claste (epiclaste).

Dimensiunile clastelor variază mult, de la dimensiunile bolovanilor, la zecimi de milimetru.

Fragmentele epiclastice sunt numite şi constituenţi reziduali sau primari, deoarece provin direct

din masa rocii parentale, natura lor depinzând exclusiv de cea a rocii.

Procentul de constituenţi reziduali stabili este un indiciu al maturităţii (vechimii) scoarţei de

alterare. Unii dintre constituenţii reziduali (fragmente de cuarţ, muscovit, rutil, zircon) pot fi stabile

25

chimic rezistând un timp nedefinit. Alţii (cei care conţin feldspaţi, sticle vulcanice, olivine) sunt instabili

şi tind să dispară prin alterare.

Constituenţii solizi noi, rezultaţi prin procesele de alterare fie a fragmentelor reziduale, fie direct

a rocii parentale, sunt denumiţi constituenţi secundari. Aceştia se împart fie după structură, fie după

solubilitate.

După structura internă pot fi amorfi şi cristalini. Constituenţii secundari amorfi se mai numesc şi

constituenţi coloidali, deoarece sunt hidroxizi cu grade diferite de hidratare.

După natura nucleului aceşti coloizi au diferite denumiri :

coloizi silicoşi- au nucleu de SiO2*nH2O şi sunt numiţi gel de silice (când sunt bogaţi în apă), sau

opal (când conţin apă mai puţină)

coloizi montmorillonitici- au ca nucleu montmorillonitul şi sunt denumiţi hidromontmorillonite

coloizi caolinitici- au nucleu de caolinit şi sunt numiţi procaolin sau hidrocaolin

coloizi aluminoşi- au ca nucleu diasporul (oxid de aluminiu) şi sunt denumiţi sporogelit

coloizi ferici- au ca nucleu hidroxidul de fier şi sunt numiţi gel limonitic

coloizi manganici- au ca nucleu piroluzitul şi sunt numiţi wad

Scoarţa de alterare primară şi cea secundară

Materialul scoarţei de alterare rămâne pe locul de formare, în contact direct cu roca parentală, caz

în care scoarţa de alterare este considerată primară sau autohtonă (mai este denumit şi eluviu).

Particulele care compun eluviul au suferit o rearanjare pe verticală în funcţie de dimensiuni şi

densităţi. Din acest motiv, eluviile apar de obicei pe suprafeţe unde acţiunea de transport a apei este

redusă sau nulă.

Produsul de alterare nu rămâne pe loc, ci este supus unor procese de deplasare fie gravitaţionale

fie datorate eroziunii, provocată de scurgerea de suprafaţă, şiroire sau torenţialitate.

Prin astfel de procese, se constituie diferite depozite sedimentare numite depozite deluviale,

coluviale, proluviale, aluviale, morenaice, care nu mai sunt scoarţe de alterare propriu-zise, deoarece

fundamentul lor nu mai este roca parentală.

Dacă procesul de dezagregare şi alterare continuă şi pe aceste depozite transportate, se formează

o scoarţă de alterare secundară sau alohtonă. În acest caz, depozitul transportat devine material parental

pentru scoarţa de alterare secundară (alohtonă).

DIRECŢII DE EVOLUŢIE

Scoarţa de alterare se află într-o continuă transformare şi atunci când pe ea se instalează vegetaţia

ăncepe şi formarea solului, care ulterior se dezvoltă în profunzime pe seama scoarţei de alterare,

accelerând evoluţia acesteia.

Direcţiile majore de evoluţie a unei scoarţe de alterare sunt exprimate de modalităţile de alterare

ale rocilor silicatice, allitizarea şi siallitizarea.

Allitizarea – denumirea provine de la simbolul chimic al aluminiului şi de la lithos-piatră.

Această direcţie de evoluţie este o consecinţă a alterării silicaţilor prin hidroliză totală, proces în

care toate elementele chimice, inclusiv siliciul, trec în hidroxizi.

Allitizarea se produce în condiţii de climă caldă şi umedă, în timp îndelungat, fiind specifică

regiunilor ecuatoriale şi tropicale umede (în apa caldă silicea este solubilă).

Allitizarea este cunoscută şi sub denumirea de lateritizare (în latină later-cărămidă) datorită

produsului de alterare roşu care rezultă şi care prin uscare se întăreşte şi capătă aspectul unei cărămizi.

Pentru manifestarea lateritizării trebuie să fie îndeplinite două condiţii:

existenţa unui climat cald şi umed

26

existenţa unei roci parentale care să conţină alumosilicaţi (feldspaţi, mice), alături de minerale

femice (biotit, piroxeni, olivine, amfiboli)

În lipsa mineralelor femice, allitizarea generează o scoarţă de alterare exclusiv aluminoasă

(bauxită pură) de culoare albă.

Siallitizarea – denumirea provine de la simbolurile chimice ale siliciului şi aluminiului şi de la

lithos-piatră.

Are loc prin alterarea silicaţilor în urma unei hidrolize parţiale cu formare de minerale argiloase.

Cauza principală a hidrolizei parţiale este temperatura relativ scăzută a apei, motiv pentru care

siallitizarea se produce în regiunile cu climă temperată moderată.

În funcţie de natura materialului argilos siallitizarea poate apărea sub două aspecte:

Monosiallitizarea – presupune formarea prin hidroliză a mineralelor argiloase bistratificate

(caolinit). Se formează o scoarţă de alterare alcătuită aproape exclusiv din caolin pur format din

Al2O3, SiO2 şi H2O.

Bisiallitizarea – presupune formarea prin hidroliză a mineralelor argiloase tristratificate (illit,

smectit). Spre deosebire de monosiallitizare, procesul de alterare nu este însoţit de levigarea totală

a bazelor.

Cele două direcţii de evoluţie ale scoarţei de alterare nu sunt întotdeauna distincte, existând

situaţia în care caolinul coexistă cu hidroxizii de fier şi aluminiu, numită monosiallitizare

deghizată(alumino-siallitizare).

TIPURI DE SCOARŢĂ DE ALTERARE ŞI RĂSPÎNDIREA LOR PE GLOB

Scoarţele de alterare pot fi diferenţiate după compoziţia mineralogică şi cea chimică, principalele

tipuri fiind următoarele:

27

Litogen sau detritic-grosier– caracterizat prin predominarea fragmentelor de rocă şi a

mineralelor primare, reprezintă primul stadiu şi are o grosime foarte redusă. Poate prezenta subtipurile

silicato-litogen şi carbonato-litogen.

Aluminosiallitic – caracterizat prin prezenţa mineralelor argiloase de tip cloritic, a aluminiului

mobil şi prezintă reacţie acidă.

Siallitic – caracterizat prin prezenţa mineralelor argiloase tristratificate şi poate prezenta

subtipurile siallitic propriu-zis, carbonato-siallitic şi halosiallitic.

Allitic (ferallitic) – caracterizat prin dominanţa procesului de allitizare (ferallitizare), dar pot

apărea şi minerale argiloase caolinitice (bistratificate).

De tranziţie – realizează tranziţia între tipul siallitic şi cel allitic (ferallitic) şi pot rezulta şi prin

alterarea calcarelor impure, caz în care sunt cunoscute sub denumirea de terra rossa sau terra fusca.

Prezintă subtipurile siallito-allitic şi siallito-feritic.

Există la nivelul globului o zonalitate evidentă în ceea ce priveşte răspândirea scoarţelor de

alterare.

Tipul litogen apare în condiţii climatice care împiedică alterarea, zona de tundră, zonele deşertice,

pe versanţi puternic înclinaţi, pe roci compacte indiferent de climă.

Tipul siallitic caracterizează zona temperată (partea umedă cu păduri de foioase), subtipul

carbonato-siallitic partea semiumedă de stepă şi silvostepă, iar subtipul halo-siallitic partea aridă unde au

loc acumulări de săruri solubile.

Tipul allitic (ferallitic) este răspândit în zona ecuatorială şi tropicală.

Tipul de tranziţie caracterizează zona mediteraneană.

Grosimea scoarţei de alterare se modifică în funcţie de zona climatică :

28

în zona de tundră foarte redusă, de regulă sub 1 m

în zona temperată ajunge mai ales în arealele umede la câţiva metri

în zona aridă foarte redusă, sub 1 m

în zona caldă şi umedă foarte mare, frecvent peste 10m

în zona caldă şi umedă, scoarţa de alterare prezintă o zonalitate pe verticală, observându-se câteva

strate dispuse de sus în jos după cum urmează :

orizontul superior bogat în cuarţ rezidual şi silice secundară

orizontul median bogat în oxizi şi hidroxizi de Al, Fe şi Mn

orizontul inferior (denumit şi orizontul pestriţ) cu pete roşii-gălbui şi brune, bogat în minerale

argiloase

orizontul bazal dezvoltat chiar pe roca parentală şi cu o culoare deschisă datorată unui stadiu

incipient de alterare a rocii

29

4.1. ALCATUIREA COMPONENTULUI ORGANIC

Componentul organic este constituit din totalitatea substanţelor organice din sol, inclusive

organismele vii.

Componentul organic nu are legătură cu roca parentală şi apare în sol după instalarea vegetaţiei şi

animalelor.

Componentul organic cuprinde:

Resturi organice în curs de transformare

Resturi organice transformate – substanţe humice

Resturi organice netransformate – litiera

Organismele vii – plante, animale, microorganism (fig.)

Resturile organice conţin apă, hidraţi de carbon (celuloză), lignină, compuşi cu azot, substanţe

tanante, uleiuri, elemente minerale provenite din cenuşă.

Fig. Radacina de porumb

CAPITOLUL 4

PARTEA SOLIDA.

COMPONENTUL ORGANIC

30

4.2. SURSELE MATERIEI ORGANICE

Sursele materiei organice din sol sunt reprezentate prin plante, animale şi microorganisme.

VEGETATIA

Plantele contribuie la formarea materiei organice din sol prin intermediul rădăcinilor şi prin

resturile pe care le lasă anual la suprafaţa solului.

Principalele formaţiuni vegetale deţin următoarea biomasă totală:

Tundra 5 t/ha/an

Taigaua 100-300 t/ha/an

Silvostepa 400 t/ha/an

Stepa 10-25 t/ha/an

Tufărişuri de semideşert 4,3 t/ha/an

Savana 26,8 t/ha/an

Pădurea subtropicală 410 t/ha/an

Pădurea tropicală umedă 500 t/ha/an

De asemenea, principalele formaţiuni vegetale lasă anual următoarea canitate de resturi:

Tundra 1 t/ha/an

Taigaua 3,5-5,5 t/ha/an

Silvostepa 6,2 t/ha/an

Stepa 4,2-11,2 t/ha/an

Tufărişuri de semideşert 1,2 t/ha/an

Savana 7,2 t/ha/an

Pădurea subtropicală 21 t/ha/an

Pădurea tropicală umedă 25 t/ha/an

FAUNA

Lumea animală din sol este variată şi bine reprezentată numeric, putând servi conform unor

cercetări din domeniul biologiei solului, ca indicator de diagnostic al formării acestuia.

Fauna din sol are un rol important în accelerarea proceselor de humificare şi mineralizare a

resturilor vegetale, în structurarea solurilor, influenţând totodată permeabilitatea şi aerarea solului (

descompunerea litierei se produce de 2 ori mai rapid în prezenţa animalelor; Chiriţă C.D., 1974 ).

În general, fauna solului include animalele care îşi au mediul de viaţă în sol integral sau parţial (

larvele ).

Numărul animalelor din sol variază foarte mult, în condiţii ecologice diferite, putând ajunge la

500 milioane ( Bachelier, 1971 ) în cazul protozoarelor.

Pentru clasificarea animalelor care alcătuiesc fauna solului sunt utilizate o serie de criterii, care i-

au în calcul dimensiunile corpului, adaptarea la condiţiile edafice, regimul de hrană.

După dimensiunile corpului animalele din sol se împart în ( Van der Drift, 1951; Dunger, 1964;

Brauns şi Bachelier, 1971, Prevost, 1990 ):

microfauna - <0,2 mm, protozoare, nematode, rizopode, care trăiesc în mediul lichid din interiorul

agregatelor structurale.

31

mezofauna - 0,2-8 mm, colembole, acarieni, enchitreide, miriapode mici, insecte mici şi larvele

lor, care trăiesc în porii din interiorul şi dintre agregatele structurale.

macrofauna - 8-80 mm, lumbricide ( râme, viermi ), moluşte, isopode, miriapode, arachnide,

insecte superioare ( furnici, termite ).

megafauna - > 80 mm, vertebrate mici, inclusiv micromamifere, insecte mari ( scorpioni ), şerpi,

crabi, broaşte ţestoase, rozătoare, bursuci, cârtiţe, vulpi.

În raport cu adaptarea organismelor animale la viaţa în sol, distingem (Ghiliarov, 1965 ):

organisme geobionte - acele animale pentru care solul reprezintă mediul de viaţă permanent:

lumbricide, enchitreide, acarieni, collembole, miriapode.

organisme geophile - reprezintă animalele care îşi petrec în sol numai o parte a vieţii: stadiile

larvare.

organisme geoxene - reprezentate prin animale aflate în sol pentru iernare, adăpost sau refugiu

temporar.

După regimul hranei pot fi separate următoarele grupe de animale ( Chiriţă, 1974 ):

fitofage - se hrănesc cu părţile plantelor aflate în sol.

zoofage - se hrănesc cu alte animale

necrofage - se hrănesc cu corpurile animalelor moarte

micofage - se hrănesc cu hife de ciuperci

saprofage - se hrănesc cu resturi vegetale aflate în descompunere

scatofage ( coprofage ) - se hrănesc cu excremente de animale

Se constată de asemenea, adaptarea faunei din sol la condiţiile diferite de umiditate ( Varga, 1956

):

organisme higrobionte - se dezvoltă în apa capilară şi cea legată

organisme higrofile - apar în condiţii de umiditate ridicată

organisme mezofile - se dezvoltă în condiţii de umiditate normală

organisme xerofile - preferă solurile uscate

În sol organismele animale sunt răspândite în funcţie de proprietăţile acestora, observându-se ca

şi în cazul microorganismelor, o microzonalitate.

Mai mult decât atât, unele animale din sol sunt deosebit de pretenţioase la factorii ecologici,

constituind chiar caracter de diagnostic pentru unele tipuri de sol şi de orizonturi de sol.

În general, fauna solului se grupează în comunităţile care populează asociaţiile de plante mici

hiperedaphon ), comunităţile de pe suprafaţa solului (epiedaphon), cele care populează litiera şi orizontul

humifer (hemiedaphon ) şi cele din orizonturile minerale ( euedaphon; Chiriţă, 1974 ).

32

Fauna in sol

MICROORGANISMELE

Categorii de microorganisme:

Alge

Bacterii

Ciuperci

Actinomicete

Din categoria algelor, specifice solului sunt cele albastre, cele verzi şi diatomeele. Acestea

reprezintă microorganisme adaptate la condiţii ecologice foarte variate, ceea ce determină o largă

răspândire a lor în soluri. îndeplinesc roluri importante în procesul de fotosinteză şi în fixarea azotului.

Bacteriile populează anumite soluri în număr foarte mare ( miliarde/1g sol ) şi se împart în

general, în două grupe:

autotrofe - acţionează asupra compuşilor minerali procurându-şi bioxidul de carbon din aer şi energia prin

oxidarea substanţelor anorganice.

heterotrofe - acţionează asupra compuşilor organici procurându-şi bioxidul de carbon şi energia prin

oxidarea substanţelor organice.

Bacteriile pot fi de asemenea, aerobe sau anaerobe şi sunt specifice în general, solurilor formate

sub vegetaţie ierboasă, cu o reacţie slab acidă/slab alcalină. Au un rol important în procesul de fotosinteză

şi în transformarea resturilor vegetale.

Actinomicetele reprezintă o treaptă evolutivă intermediară între bacterii şi ciuperci, fiind foarte

prezente în solurile cu reacţie neutră/alcalină şi mai puţin în cele acide. Au o capacitate mai mare decât

celelalte microorganisme de a descompune substanţe organice rezistente ( lignine, celuloza ).

Ciupercile sunt microorganisme heterotrofe şi aerobe, care se dezvoltă în soluri cu reacţie acidă,

formate în general sub pădure, având de asemenea un rol important în transformarea resturilor vegetale.

33

Microorganismele din sol se diferenţiază în sensul că unele sunt specifice fazei lichide a solului,

iar altele celei solide a acestuia. Se constată de asemenea, o zonalitate a răspândirii acestora, determinată

bioclimatic.

Totodată, la nivelul profilului de sol se evidenţiază o microzonare a distribuţiei

microorganismelor, generată de proprietăţile fizicochimice ale orizonturilor de sol. Multe microorganisme

sunt corelate cu prezenţa anumitor neoformaţii, care îşi datorează originea tocmai activităţii acestora:

neoformaţiile fierului, manganului şi sulfului.

4.3. PROCESE DE TRANSFORMARE A RESTURILOR ORGANICE

Resturile organice suferă în sol transformări complexe sub acţiunea microorganismelor, prin

procese de descompunere şi humificare.

Prin descompunere, resturile organice sunt desfăcute în compuşi mai simpli, la început tot de

natură organică, iar apoi de natură minerală.

În descompunerea resturilor organice pot fi separate trei etape: hidroliza, oxido-reducerea şi

mineralizarea totală.

34

Fig. Schema simplificata a transformarii resturilor organice

Humificarea reprezintă procesul de formare în sol a substanţelor organice complexe, cunoscute

sub denumirea de humus.

Humusul reprezintă materia organică înaintat transformată sau aflată în diferite stadii de

transformare şi care este alcătuită din acizii humici.

Acizii humici se formează pe seama produselor macromoleculare de descompunere a resturilor

organice rezultate prin oxidarea biochimică. În continuare, produsele macromoleculare (polifenoli,

aminoacizi) proveniţi prin degradarea ligninei, substanţelor proteice, tananţilor, sau celulozei suferă

reacţii de condensare şi polimerizare cu formare de chinone. În etapa următoare au loc noi condensări ale

polifenolilor şi chinonelor cu aminoacizii, rezultând compuşi macromoleculari cu un număr mare de

nuclee aromatice şi îmbogăţiţi în carbon şi azot, numiţi acizi humici.

4.4. SUBSTANŢELE HUMICE

Sunt reprezentate în sol prin acizi organici denumiţi humici care constituie totalitatea acizilor care

alcătuiesc humusul şi care se impart în acizi huminici, acizi fulvici şi humine.

Acizii huminici reprezintă compuşi macromoleculari ciclici, de culoare închisă şi cu un grad

ridicat de polimerizare, care apar în cantităţi mari la solurile de stepă. Au greutate moleculară mare, sunt

insolubili în apă, dar solubili în soluţii alcaline diluate. În contact cu acizii minerali (clorhidric, sulfuric)

35

precipită, în combinaţie cu amoniul sau sodiul formează săruri (humaţi) uşor solubile, iar cu Ca, Mg, Fe,

Al, săruri greu solubile.

Conţin 52-68% carbon, 3-6% hidrogen, 31-39% oxigen, 2-8% azot şi au capacitate mare de

schimb cationic (300-600 me/100 g).

Acizii fulvici sunt solubili în apă şi se formează în solurile forestiere cu umiditate multă. Au

greutate moleculară mică, au caracter acid, culoare gălbuie la brună-gălbuie, sunt solubili în acizi. Conţin

40-52% carbon, 42-48% oxigen, 4-6% hidrogen, 2-6% azot. Au capacitate mai mică de schimb cationic

(300-350 me), iar cu metalele formează săruri solubile în apă.

Huminele reprezintă fracţiunea cea mai stabilă a humusului şi deseori sunt majoritare. Formează

cu mineralele argiloase şi hidroxizii de fier şi aluminiu compuşi foarte stabili cu influenţă asupra structurii

solului.

Pentru caracterizarea humusului se folosesc doi indicatori: raportul carbon-azot şi raportul acizi

huminici-acizi fulvici.

Raportul C/N oferă astfel informaţii despre stadiul transformării resturilor vegetale, tipul de

humus, ponderea acizilor huminici şi fulvici, conţinutul în azot al solului.

Raportul AH/AF

Este influenţat de condiţiile bioclimatice în care evoluează solul, în stepă/silvostepă predominând

acizii huminici, raportul având valori de 1,5-2,5. În stepele uscate, valoarea raportului scade la 1,5-1,7.

În regiunile aride sau în pădurile temperate, valoarea raportului scade la <1.

4.5. TIPURI DE HUMUS

36

Mullul este reprezentat prin materie organică bine humificată, transformată în întregime în acizi

humici de către bacterii, intim amestecată cu partea minerală. Se formează în soluri bine aerisite cu

activitate microbiologică activă, raportul C/N = 10, cel mai fertil tip de humus.

Poate exista mull calcic şi mull forestier, primul reprezentând cel mai fertil tip, are culoare

închisă fiind alcătuit mai ales din acizi huminici şi este saturat cu calciu. Cel de-al doilea apare în cazul

solurilor sărace în calciu de sub vegetaţie forestieră, este mai deschis la culoare şi este alcătuit mai ales

din acizi fulvici. Poate exista şi mull hidromorf.

Moderul este un humus intermediar între mull şi mor, este alcătuit din materie organică

humificată dar şi din resturi organice în curs de transformare sau netransformate. Apare sub pădurile de

răşinoase sau pajişti, în condiţii de aerisire mai slabă, de climat mai răcoros şi mai umed şi cu o activitate

microbiologică mai slabă. Raportul C/N este de 15-25 iar cel AH/AF <1. Moderul poate fi forestier, de

pajişte, calcic sau hidromorf.

Morul sau humusul brut reprezintă materie organică slab transformată, neamestecată cu partea

minerală, cu un procent scăzut de acizi humici. Se formează sub acţiunea ciupercilor, în etajul molidului

şi cel subalpin şi alpin cu condiţii nefavorabile humificării: activitate microbiologică redusă, temperature

scăzute, aciditate ridicată. Este acid şi cu un conţinut scăzut de azot, raportul C/N = 30-40.

Turba sau anmoorul este constituită din resturi organice care au evoluat în regim de exces de apă.

37

Turba poate fi oligotrofă, formată într-un mediu saturat cu apă lipsită de săruri, sub vegetaţie de

muşchi (sphagnum), care este acidă şi săracă în substanţe minerale sau eutrofă, formată într-un mediu

saturat cu apă bogată în săruri sub vegetaţie de rogoz, sau muşchi (Hypnum), are reacţie neutră şi este

bogată în elemente minerale.

Un tip aparte de humus este cel care apare la solurile halomorfe de tipul soloneţului denumit

humus alcalin.

38

5.1. FORŢELE CARE ACŢIONEAZĂ ASUPRA APEI DIN SOL

Apa reprezintă componentul de bază al materiei organice vii, influenţează creşterea plantelor,

dezagregarea, alterarea chimică, formarea componentului mineral şi organic şi repartiţia lor pe profilul de

sol.

Forţele care acţionează asupra apei sunt urmatoarele:

Gravitaţională

Acţionează asupra apei aflate în porii necapilari, atunci când solul este saturat cu apă. Sub

influenţa gravitaţiei apa se deplasează de sus în jos prin porii necapilari determinând umezirea în

adâncime a solului.

Odată cu scăderea cantităţii de apă, forţa gravitaţională scade la rândul ei şi deplasarea apei

încetează. Pe suprafeţele înclinate se produce şi o deplasare laterală a apei, prin sol.

Forţele capilare

Acţionează asupra apei aflate în porii capilari ai solului, care nu este supusă forţei gravitaţionale

şi este reţinută în sol.

Forţa cu care apa este reţinută în porii capilari este invers proporţională cu diametrul porilor. Sub

acţiunea acestor forţe, apa se mişcă mai lent, în toate direcţiile, în general dinspre porii mai mari spre cei

mai mici.

Forţa de adsorbţie

Acţionează asupra apei aflate la suprafaţa particulelor de sol şi este de natură electrostatică

(diferenţă de sarcini electrice între apă şi particulele de sol), apa îmbrăcând particulele sub formă de

pelicule.

Aceste forţe sunt foarte mari (10 000 atm.) şi sub inflenţa lor apa se mişcă foarte lent dinspre

peliculele mai groase spre cele mai subţiri sau trece sub formă de vapori. Fixarea apei este însoţită de

degajare de căldură numită căldură de umectare.

CAPITOLUL 5

PARTEA LICHIDA

39

Forţele determinate de tensiunea vaporilor de apă

Acţionează asupra apei aflate sub formă de vapori. Vaporii de apă sunt supuşi la tensiuni

determinate de temperatură şi umiditate, direct proporţional cu acestea, datorită variaţiilor pe parcursul

anului.

Diferenţa de tensiune crează forţele care determină deplasarea vaporilor de apă din locurile cu

presiune mare spre cele cu presiune mică.

Forţele de sucţiune a rădăcinilor plantelor

Rădăcinile plantelor exercită o forţă de sugere care atinge 15-20 atm., prin care apa din sol este

atrasă spre rădăcini. Pe măsură ce apa este consumată, este atrasă şi se mişcă spre rădăcini şi apa aflată la

distanţă mai mare.

Forţele osmotice

Acţionează numai în cazul solurilor bogate în săruri solubile, datorită presiunii osmotice

determinate de sărurile dizolvate în apă. Cu cât cantitatea de săruri este mai mare cu atât presiunea

osmotică este mai mare.

Presiunea osmotică determină o reţinere mai puternică a apei, care nu mai poate fi preluată de

rădăcini, fiind depăşită forţa de sucţiune a acestora, apărând seceta fiziologică.

Forţele hidrostatice

Acţionează numai când solul este saturat şi are şi un strat de apă deasupra (bălteşte apa la

suprafaţă). Forţele sunt determinate de greutatea stratului de apă de la suprafaţă, care impune deplasarea

apei spre adâncime.

5.2. FORMELE DE APĂ DIN SOL

Apa sub formă de vapori

Se găseşte în pori şi provine din evaporarea altor forme de apă sau prin pătrunderea în sol a

aerului atmosferic încărcat cu vapori de apă.

Deşi se găseşte în sol în cantitate mică 0,001%, constituie singura sursă de apă când solul este

uscat (există doar apă legată).

Roua internă a solului reprezintă fenomenul de condensare a vaporilor de apă datorită răcirii

orizonturilor superioare în timpul nopţii.

40

Fig. Roua interna a solului

Apa legată chimic

Include apa de constituţie şi cea de cristalizare. Apa de constituţie este reprezentată prin ionii H+

OH- (mice, hidromice, hidroxizi). Apa de cristalizare reprezintă moleculele de apă care intră în

compoziţia moleculelor hidratate (gips CaSO4 x 2H2O). Intră în alcătuirea componentului solid şi este

complet imobilă (inaccesibilă plantelor).

Apa legată fizic

De higroscopicitate (puternic legată)

Reprezintă pelicule de apă reţinute la suprafaţa particulelor de sol datorită forţelor de adsorbţie

(10 000-50 atm.). Nu poate fi folosită de către plante şi nu se deplasează în sol.

Peliculară (slab legată)

Este reţinută cu forţe de 50-15 atm., se poate deplasa lent dinspre peliculele mai groase spre cele

mai subţiri şi poate fi folosită într-o oarecare măsură de către plante.

Apa liberă

Capilară

Este cea reţinută în sol în porii capilari datorită forţelor capilare 15-1/3 atm. Poate fi sprijinită şi

suspendată (fig.).

41

Fig.

Cea sprijinită apare la solurile cu nivel freatic ridicat, unde apa capilară provine din pânza

freatică şi se sprijină pe aceasta.

Cea suspendată apare la solurile cu nivel freatic la adâncime mare şi provine din precipitaţii.

Gravitaţională

Este cea care se deplasează liber în sol sub influenţa gravitaţiei. Nu este reţinută în sol,

scurgându-se în adâncime şi formând apa freatică (freas=puţ, în greacă).

Apa freatică poate urca prin capilaritate, iar porţiunea pe care o influenţează se numeşte franjă

capilară.

Apa freatică se poate găsi în sol la adâncime 41ritic, subcritică sau acritică.

42

Fig.

Fig.

43

5.3. BILANŢUL APEI ÎN SOL

Este dat de raportul între cantitatea de apă care intră în sol şi cea care se pierde din sol. Apa care

intră în sol provine din precipitaţii, vaporii de apă din atmosferă, pânza freatică, scurgerea de suprafaţă

(solurile situate în microdepresiuni), irigaţii. Pierderea apei se realizează prin evaporare şi transpiraţie, sau

prin drenare în pânza freatică, scurgere laterală (soluri pe versanţi).

Bilantul apei in sol poate fi deficitar, normal si excedentar (fig.).

Fig. Bilantul apei in sol

In cazul bilantului deficitar, cantitatea de apa pe care o primeste solul este mai mica decat cea pe

care o pierde, iar in cazul celui excedentar, cantitatea de apa pe care o primeste solul este mai mare

comparative cu cea pe care o pierde. O umezire normal a solului se produce atunci cand exista un

echilibru intre cantitatea de apa primita sic ea cedata.

5.4. REGIMUL HIDRIC

Pergelic

Este caracteristic regiunilor cu îngheţ permanent, când în perioada caldă a anului partea

superioară a solului se dezgheaţă şi deasupra stratului îngheţat se formează apă stagnantă care se consumă

prin evaporare şi scurgeri laterale. Solul este permanent umed (fig.).

44

Tipuri de regim hidric al solului

Percolativ

Este caracteristic climatelor umede (păduri de câmpie, deal, podiş şi munte). ETP<P, Iar 35-45,

profilul de sol este umezit de sus până jos cel puţin o dată pe an.

Periodic percolativ – este caracteristic solurilor de silvostepă, ETP=P, Iar 26-35, profilul de sol este umezit

de sus până jos numai în anii ploioşi.

45

Nepercolativ

Este caracteristic solurilor de stepă, ETP>P, Iar <26, solul nu este umezit niciodată de sus până jos

(100-200 cm ad.)

Exsudativ

Este caracteristic solurilor de stepă şi silvostepă cu pânze freatice aflate la adâncimi critice. Solul

pierde prin evaporare mai multă apă decât primeşte datorită ridicării nivelului freatic prin capilaritate care

alimentează în permanenţă solul, care este tot timpul supraumezit de jos în sus.

Stagnant

Este caracteristic solurilor greu permeabile situate pe suprafeţe plane, microdepresiuni sau la baza

versanţilor, în regiuni umede. Apa stagnează în sol uneori chiar de la suprafaţă, solul prezentând exces de

apă.

De irigaţie

Apare la solurile irigate, unde se produce o umezire mai profundă şi repetată a solului fără a fi

schimbat însă regimul hidric natural. Numai în apropierea orezăriilor solurile pot să-şi schimbe regimul

hidric într-unul de tip exsudativ.

5.5. INDICI HIDROFIZICI

Reprezintă indicii care definesc mobilitatea şi accesibilitatea apei din sol.

46

Capacitatea totală de apă (CT)

Reprezintă cantitatea maximă de apă din sol, atunci când toţi porii sunt umpluţi. Situaţiile cu

soluri aflate la capacitate totală sunt rare (ploi abundente, exces de umiditate, irigaţii masive) şi atunci

plantele suferă din lipsă de aer.

Capacitatea de apă în camp (CC)

Reprezintă cantitatea de apă care rămâne în sol mai mult timp după o ploaie şi este condiţia

optimă de umiditate a unui sol.

Coeficientul de ofilire (CO)

Reprezintă cantitatea minimă de apă de la care plantele se ofilesc.

Capacitatea de apă utilă (CU)

Reprezintă apa existentă în sol între capacitatea de câmp şi coeficientul de ofilire, aceasta fiind

practic preluată de către plante.

Coeficientul de higroscopicitate (CH)

Reprezintă umiditatea la care ajunge un sol uscat la aer sau pe care o absoarbe un sol uscat într-o

atmosferă saturată cu vapori de apă. Serveşte mai mult la caracterizarea generală a solurilor, la calcularea

coeficientului de ofilire şi a echivalentului umidităţii.

47

Permeabilitatea pentru apă

Proprietatea solurilor de a lăsa apa să treacă prin ele se numeşte permeabilitate. Ea depinde în

mod direct de porozitate care la rândul ei este influenţată de textură, structură, gradul de afânare sau

tasare.

Permeabilitate ridicată au solurile nisipoase, structurate, afânate.

48

6.1. ALCATUIREA PARTII GAZOASE

Aerul din sol este constituit din gaze şi vapori de apă şi deţine între 15-35% din volumul solului

în funcţie de umiditatea acestuia (fig.).

Fig.

În natură nu există sol fără aer, indiferent cât de mare este excesul de umiditate, pentru că aerul

este fie dizolvat în apă, fie rămâne în spaţiile foarte mici din sol sau în cele captive.

Aerul reprezintă alături de apă elementul de bază pentru dezvoltarea organismelor din sol.

Aerul poate fi prezent în sol sub mai multe stări:

Liber – este prezent în porii capilari şi mai ales necapilari, circulă în sol şi se schimbă cu cel

atmosferic, fiind starea care influenţează cel mai mult solul

Captiv – se găseşte în porii izolaţi, nu circulă prin sol, nu se schimbă, are influenţă neânsemnată

Adsorbit – se găseşte legat la suprafaţa particulelor minerale

Dizolvat – gazele dizolvate în apa din sol, care nu influenţează aeraţia

COMPOZIŢIA AERULUI

Aerul din sol provine din cel atmosferic, dar prezintă unele diferenţieri deoarece, spre deosebire

de cel atmosferic a cărui compoziţie este stabilă, aerul din sol are o compoziţie care variază.

Aerul atmosferic conţine 78,08% azot, 20,95% oxigen, 0,93% argon, 0,03% bioxid de carbon.

CAPITOLUL 6

PARTEA GAZOASA

SOL SATURAT

15 %

35%50%

PARTE SOLIDAAER

APA

SOL USCAT

15 %

35%

50%

PARTE SOLIDAAER

APA

49

Fig.

Aerul din sol conţine între 75,5-80% azot, 10-20% oxigen, 0,2-3,5% bioxid de carbon. Mai

conţine hidrogen sulfurat, metan şi este mai bogat în vapori de apă şi amoniac decât cel atmosferic.

Variaţii mai mari se înregistrează în cazul oxigenului şi bioxidului de carbon, legat de activitatea

vieţuitoarelor din sol sau de regimul umidităţii.

Astfel, solurile cu conţinut mai mare de oxigen şi mai mic de bioxid de carbon sunt cele cu

cantităţi reduse de substanţe organice, activitate microbiologică redusă, uşoare-mijlocii, structurate,

afânate, cu umiditate normală.

Solurile cu conţinut redus de oxigen şi conţinut ridicat de bioxid de carbon sunt cele bogate în

substanţe organice, cu activitate microbiologică intensă, argiloase, nestructurate, îndesate, prea umede.

În solurile foarte bogate în substanţe organice şi cu exces de umiditate apar şi gaze toxice pentru

plante precum hidrogenul sulfurat şi metanul.

INFLUENŢA AERULUI ÎN SOL

COMPOZITIA AERULUI ATMOSFERIC

AZOT

OXIGEN

ARGON CO2

50

6.2. INSUSIRILE SOLULUI PENTRU AER

Permeabilitatea pentru aer – reprezintă capacitatea solului de a permite mişcarea aerului.

Este în strânsă legătură cu porozitatea, gradul de structurare, textură şi gradul de tasare.

Permeabilitate mare au solurile afânate, bine structurate, cu textură grosieră şi poroase.

Capacitatea pentru aer – reprezintă cantitatea de aer corespunzătoare capacităţii pentru apă în

câmp.

Limita de aeraţie – reprezintă umiditatea solului corespunzătoare unui conţinut de aer de 10%.

Deficitul de aeraţie reprezintă procentul din excesul de umiditate care trece peste limita de aeraţie

(7% aer = 3% deficit de aeraţie sau exces de umiditate).

Regimul de aer al solului este supus variaţiilor diurne, sezoniere şi anuale şi poate fi bun, deficitar

şi excesiv.

Alături de apă, aerul determină regimul aero-hidric al solului care reprezintă un indicator foarte

important asupra condiţiilor pe care solul le oferă vieţuitoarelor.

6.3. PROPRIETATILE TERMICE ALE SOLURILOR

Sunt influenţate foarte mult de regimul aero-hidric al solului şi cele mai importante sunt:

capacitatea de absorbţie, căldura specifică, conductivitatea termică.

Capacitate de absorbţie

Numai 33% din radiaţia solară participă la încălzirea solului (40% se pierde în spaţiu, 17% este

absorbită de către atmosferă, 10% este reflectată de sol).

Capacitatea de absorbţie reprezintă însuşirea solului de a reţine radiaţia solară şi reprezintă

diferenţa dintre radiaţia totală ajunsă pe sol şi radiaţia reflectată de sol (albedou).

Capacitatea de absorbţie a solului este influenţată de culoare, expoziţie, pantă, acoperirea cu

vegetaţie, acoperirea cu zăpadă, anotimp (solurile arate).

Căldura specifică

Reprezintă cantitatea de căldură necesară pentru a ridica temperatura 1 cm3 de sol cu 1 grad (cal/

cm3).

Este o rezultantă a căldurii specifice a componenţilor solului, solurile umede încălzindu-se şi răcindu-se

mai greu decât cele uscate. De asemenea, solurile nisipoase se încălzesc mai uşor decât cele argiloase.

Conductivitatea termică

Reprezintă capacitatea solului de a conduce căldură şi este o rezultantă a conductivităţii termice a

componenţilor solului.

Constituenţii minerali au o conductivitate termică de 100 ori mai mare ca a aerului şi de 28 de ori mai

mare ca a apei.

6.4. REGIMUL TERMIC AL SOLULUI

51

Reprezintă ansamblul fenomenelor de pătrundere a căldurii în sol, de mişcare a ei şi de consum.

Acesta determină dinamica proceselor de solificare şi influenţează organismele vii din sol.

Influenţează dizolvarea/precipitarea substanţelor, activitatea microorganismelor şi faunei,

fotosinteza.

Este influenţat de caracteristicile climatice, ale reliefului, regimul aero-hidric al solului, gradul de

acoperire cu vegetaţie.

Regimul termic al solului poate fi diurn, lunar, sezonier, anual şi multianual.

Clasificarea regimului termic (V.N. Dimo, 1972):

Pergleic – temperaturi medii anuale negative ale profilului de sol

Cu durată îndelungată de îngheţ – temperaturi medii anuale pozitive ale

profilului de sol, adâncimea pătrunderii temperaturilor negative >100cm, durata îngheţului >5

luni

Cu îngheţ sezonier - temperaturi medii anuale pozitive ale profilului de

sol, durata îngheţului <5luni

Fără îngheţ – nu se înregistrează îngheţ în sol

52

7.1. ORGANIZAREA INTERNĂ A SOLULUI

PROFILUL DE SOL

Procesul de formare a solurilor este unul îndelungat şi extrem de complex, solul nefiind altceva

decât expresia sintetică a interacţiunii factorilor naturali.

Partea superioară a litosferei, a fost supusă, în fazele iniţiale de formare, acţiunii agenţilor externi

( procese de îngheţ-dezgheţ, precipitaţiile atmosferice, vântul ) care au determinat mai întâi, fisurarea

rocilor şi apoi dezagregarea acestora (fig.). Concomitent, are loc şi transformarea chimică a materialelor

rezultate prin dezagregare, datorată proceselor de oxido-reducere, dizolvare, hidratare, hidroliza şi

carbonatare.

Efectul este reprezentat prin apariţia la suprafaţa litosferei a unui strat afânat, cu proprietăţi noi -

permeabilitatea pentru apă şi aer, capacitatea de a reţine apa - denumită scoarţă de alterare.

Precizăm, că în acel moment, nu putea fi vorba despre sol, datorită absenţei unei componente

esenţiale, cea organică. De altfel procesul de formare al solului nu poate începe şi nu poate avea loc decât

în prezenţa organismelor vegetale şi animale cât şi a microorganismelor.

CAPITOLUL 7

ORGANIZAREA INTERNA A

SOLULUI

53

Procesul de formare a solurilor

54

Licheni

În acest mod, s-au diferenţiat o serie de strate naturale cu caracteristici morfologice şi analitice

proprii, denumite orizonturi de sol (fig.).

Orizonturile de sol

Profilul de sol nu reprezintă altceva decât succesiunea orizonturilor de sol de la suprafaţă până la

roca parentală (fig.).

El se identifică practic cu o secţiune verticală realizată într-un sol şi reprezintă unitatea naturală

de studiu în domeniul pedologiei.

Apariţia şi existenţa profilului de sol, este condiţionată de manifestarea unor procese specifice de

formare a solurilor, denumite procese pedogenetice.

55

Profilul de sol

Orizonturile de sol pot avea anumite caracteristici definitorii pentru o clasă sau un tip de sol şi în

acest caz sunt considerate orizonturi de diagnostic.

Orizontul de diagnostic reprezintă orice orizont de sol care constituie un criteriu pentru definirea

unităţilor taxonomice din sistemul de clasificare a solurilor.

Orizontul de diagnostic este caracterizat atât prin însuşiri exprimate cantitativ ( grosime, conţinut

de argilă, conţinut de materie organică ), cât şi prin procesele pedogenetice care au contribuit la formarea

lui.

Totodată, din punct de vedere al alcătuirii lor, orizonturile de sol se diferenţiază în:

organice

minerale

56

Orizonturi organice

Orizonturi minerale

Orizont organic este considerat orizontul format deasupra solului mineral, prin acumularea

resturilor organice aflate în diferite stadii de descompunere.

Orizont mineral este considerat acel orizont de sol, care conţine cel mult 35% materie organică (

dacă partea minerală are > 60% argilă ) sau cel mult 20% materie organică ( dacă solul este sărac în argilă

).

Orizonturile de sol se notează de regulă cu literele mari ale alfabetului A, B, C, E, G, O, R, T, W.

Notaţia nu respectă o singură regulă, astfel unele sunt notate după poziţia lor în profilul de sol (A,

B, C), altele cu iniţiala procesului care le generează E (eluvial), G (gleic), R (rocă dură), O (organic), T

(turbos). De asemenea, unele orizonturi se notează cu asocieri de litere mici, salic (sa), nitric (na), vertic

(y).

57

Orizonturile de tranziţie reprezintă orizonturi de sol care realizează trecerea între două orizonturi

diferite, având proprietăţile ambelor orizonturi, fără ca vreunele să fie dominante.

Se notează prin alăturarea simbolurilor celor două orizonturi, AC, AB, EB, BC, AR, primul

trecându-se simbolul orizontului ale cărui caractere sunt mai evidente.

Orizonturile de asociere reprezintă orizonturi de sol formate prin asocierea a două sau mai multe

procese pedogenetice.

Se notează prin alăturarea simbolurilor orizonturilor de sol: Ay, Btna, Csc, Eaw.

TRECEREA ÎNTRE ORIZONTURILE DE SOL

Delimitarea orizonturilor pedogenetice se realizează în profilul de sol, ţinând seama de criteriile

referitoare la forma şi claritatea trecerii între acestea.

Din punct de vedere al criteriului formei, trecerea între orizonturile de sol poate fi:

dreaptă (fig.)

ondulată - lăţimea ondulaţiei mai mare decât adâncimea acesteia

neregulată - lăţimea ondulaţiei mai mică decât adâncimea acesteia

glosică ( în limbi ) - adâncimea pătrunderilor mai mare de 3-5 cm, având lăţimi de peste 1 - 1,5

cm

întreruptă - orizont de trecere discontinuu

Trecere dreapta

58

Trecere ondulata

Trecere neregulata

Trecere glosica

59

Trecere intrerupta

În condiţiile prezenţei unei treceri în limbi între două orizonturi de sol, i se atribuie solului

respectiv caracterul glosic, iar orizontul de tranziţie se notează spre exemplu: E + B.

Din punct de vedere al criteriului clarităţii, trecerea între orizonturile de sol, în funcţie de distanţa

pe care se realizează, poate fi:

difuză > 10 cm

treptată - 6 -10 cm

clară - 2 - 5 cm

netă - < 2 cm

60

8.1. CLIMA

La nivelul României, diferenţele de temperatură în sens latitudinal şi longitudinal sunt minime

ajungand la 3oC, respectiv 1

oC.

Diferenţierea temperaturii medii anuale este însă mult mai mare altitudinal :

Câmpie, deal, podiş – 8-110C

Munte – 8 - -20C (0

0C la aprox. 2000m).

CAPITOLUL 8

FACTORII PEDOGENETICI

61

Amplitudinea termică anuală depăşeşte 210 C (26

0 C în centrul Câmpiei Române), cu exceptia

regiunii montane.

Precipitaţiile atmosferice prezintă aceeaşi gradare altitudinală :

Zona montană înaltă – 1200-1400 mm

Zona montană mijlocie şi inferioară – 700-1200 mm

Regiunea deluroasă şi Câmpia de Vest – 600-700 mm

Regiunea de podiş şi de câmpie – 500-600 mm

Sudul şi estul Câmpiei Române, sudul şi sud-estul Podişului Moldovei, Dobrogea central-sudică

– 400-500 mm

Litoralul, delta, bălţile Dunării – 350-400 mm

Influenţa climei în procesul de formare a solurilor se manifestă încă din fazele iniţiale ale

acestuia, dezagregarea şi alterarea rocilor.

În procesele de alterare, esenţiale sunt trei elemente : temperatura, precipitaţiile, vântul.

Dezagregarea este intensă în regiunea montană înaltă, datorită frecvenţei mari a proceselor de

îngheţ-dezgheţ pe de o parte şi diferenţelor termice zi/noapte, pe de altă parte (fig.).

Fig. Dezagregarea rocilor

Vântul influenţează dezagregarea rocilor prin procesele de coraziune şi deflaţie (fig.). Coraziunea

este frecventă în regiunea montană iar deflaţia afectează zonele cu nisipuri.

Fig. Procesul de deflatie

62

Alterarea chimică a rocilor şi mineralelor depinde în mod direct de temperatură şi umiditate, în

sensul că este cu atât mai intensă cu cât temperatura şi umiditatea sunt mai ridicate (fig.).

Fig. Alterarea chimica a rocilor

Alterarea cea mai intensă se produce în arealul pădurilor de foioase, cu temperaturi nu prea

scăzute şi umiditate suficientă.

Alterarea mai redusă din regiunea de stepă se datorează umidităţii insuficiente, în timp ce în

regiunea montană, cauza o constituie temperatura scăzută.

Urmarea manifestării proceselor de alterare este apariţia principalilor constituenţi minerali ai

solului : nisip, praf, argilă, oxizi, săruri.

Clima influenţează de asemenea, procesul esenţial al solificării, descompunerea şi formarea

materiei organice, bioacumularea şi circuitul substanţelor nutritive.

Descompunerea materiei organice se realizează rapid în stepă, mai puţin rapid sub

pădurea de foioase şi lent sub pădurea de conifere şi pajiştile alpine.

Bioacumularea este intensă în stepă, reducându-se sub pădurea de foioase (climatul mai umed

favorizând levigarea substanţelor rezultate în urma descompunerii materiei organice).

În zona montană înaltă substanţele organice rămân blocate în materia organică

nedescompusă (litiera).

Circuitul substanţelor nutritive

Stepă – substanţele preluate de plante din sol se reîntorc prin resturile organice care se

descompun rapid. De asemenea, insuficienţa precipitaţiilor determină un regim hidric nepercolativ, care

nu permite levigarea substanţelor nutritive şi bazelor de schimb.

Pădure de foioase – debazificarea este slabă cu toate că levigarea este intensă, factorul

compensator reprezentându-l circuitul biologic activ.

Pădure de conifere, pajişti alpine – debazificarea este accentuată datorită levigării foarte

intense şi circuitului biologic lent datorat blocării substanţelor organice în litieră.

Clima, prin intermediul precipitaţiilor joacă un rol important în manifestarea proceselor de

eluviere-iluviere.

În stepă, cantitatea redusă de precipitaţii nu permite decât levigarea slabă a sărurilor şi a

carbonaţilor. Totodată, în arealele cu apă freatică aproape de suprafaţa solului, se produce salinizarea

solurilor, datorită predominării curenţilor ascendenţi.

63

În pădurile de foioase din zona de deal-podiş , procesele de eluviere-iluviere ale argilei şi oxizilor

sunt intense datorită existenţei unui regim hidric percolativ.

În zona montană eluvierea este activă, în special în ceea ce priveşte humusul şi oxizii, clima rece

şi umedă favorizând destrucţia mineralelor argiloase.

Clima influenţează solificarea şi indirect, condiţionând tipurile de formaţiuni vegetale prin

caracteristicile climatice zonale.

Se remarcă în acest sens o evidentă corelaţie între zonele de climă, vegetaţie şi sol.

Vântul, pe lângă influenţa pe care o are în procesul de dezagregare, determină prin acţiunea de

deflaţie şi transport, decopertarea unor soluri şi acoperirea altora. În ambele cazuri, se poate vorbi despre

reîntinerirea solurilor, procesul de pedogeneză fiind mult încetinit sau chiar întrerupt şi reluat apoi

datorită aportului nou de material.

În general, microclimatele şi topoclimatele au o influenţă mai redusă în procesul de formare şi

evoluţie a solurilor.

Vântul, pe lângă influenţa pe care o are în procesul de dezagregare, determină prin acţiunea de

deflaţie şi transport, decopertarea unor soluri şi acoperirea altora. În ambele cazuri, se poate vorbi despre

reîntinerirea solurilor, procesul de pedogeneză fiind mult încetinit sau chiar întrerupt şi reluat apoi

datorită aportului nou de material.

În general, microclimatele şi topoclimatele au o influenţă mai redusă în procesul de formare şi

evoluţie a solurilor.

8.2. VEGETAŢIA, FAUNA ŞI MICROORGANISMELE

VEGETAŢIA

Factorul biologic este strâns legat de cel climatic, de multe ori fiind utilizată formularea « factorul

bioclimatic ».

La nivelul României se constată un evident paralelism, observat de către Gheorghe Munteanu

Murgoci (1911), între zonele de climă, vegetaţie şi sol, aşa numita zonalitate bio-pedo-climatică.

În general, în România există 3 zone de vegetaţie : stepa, forestieră, alpină.

Stepa – kastanoziom, cernoziom

Silvostepă – feoziom

Pădurea de cvercinee – feoziom, preluvosol, luvosol

Pădurea de amestec stejar/fag – preluvosol, luvosol, districambosol

Pădurea de fag sau amestec fag/răşinoase – eutricambosol, districambosol

Pădurea de conifere – districambosol, prepodzol, podzol

Zona subalpină – podzol

Zona alpina – humosiosol

Antestepă – zonă continuă cu caracter de tranziţie între stepă şi pădurile umede, care în trecut a

constituit teritoriul de înaintare şi retragere a pădurii în funcţie de schimbarea condiţiilor climatice.

Silvostepă – zonă de tranziţie între stepă şi pădure, constituită din alternanţe de vegetaţie de stepă

şi de pădure, datorate schimbării condiţiilor de relief sau litologie.

Vegetaţia, fauna şi microorganismele influenţează solurile în special, prin distribuţia spaţială,

cantitatea, calitatea şi modul de transformare a resturilor organice depuse anual la suprafaţa sau în

interiorul solurilor.

64

Fig. Tundra

Fig. Taiga

65

Fig. Padure de foioase

Fig. Silvostepa

Fig. Stepa

66

Fig. Desert

Fig. Padure ecuatoriala

67

Fig. Vegetatie mediteraneeana (garriga)

Vegetaţia erbacee – în acest caz, principala sursă de resturi organice o constituie rădăcinile.

Partea aeriană este de cele mai multe ori îndepărtată de către om, animale, vânt sau se

mineralizează rapid. Rădăcinile sunt distribuite în profunzime (>1m), dar cea mai mare parte este

concentrată în primii 40-50 cm.

Cantitatea de resturi organice care ajunge anual în sol depinde de condiţiile naturale şi de

compoziţia pajiştilor:

plante erbacee anuale 7-30 t/ha pe 1m adâncime

plante erbacee perene 3-5 t/ha pe 1m adâncime

microorganisme 1 t/ha pe 1m adâncime

animale < 1 t/ha pe 1m adâncime

În consecinţă, se formează un orizont superior bogat în humus şi azot, profund (60-80 cm).

Scăderea conţinutului de humus este foarte lentă în primii 40-50 cm (înrădăcinarea maximă) şi

lentă spre bază.

Rezervele de humus:

soluri de stepă – moderate 130-180 t/ha SB, 170-300 t/ha CZ

soluri de pajişti alpine – mare datorită mineralizării reduse

Raportul C/N creşte ca valoare de la solurile de stepă spre cele de pajişti alpine, el indicând

gradul de transformare a materiei organice (valori mici=transformare ridicată).

Vegetaţia lemnoasă – sursa principală de resturi organice o reprezintă frunzele, în timp ce

rădăcinile lemnoase fine deţin doar 10%. Cantitatea de litieră lăsată anual la suprafaţa solului variază între

4-6 t/ha.

Ca urmare, se formează un orizont superior foarte bogat în humus, dar scurt (10-20 cm), după

care conţinutul de humus scade brusc pe profil.

Caracteristica solurilor dezvoltate sub pădure este concentrarea materiei organice în primii 20 cm

ai solului şi prezenţa nesemnificativă în restul profilului.

Rezervele de humus ale solurilor forestiere diferă în funcţie de:

cantitatea anuală de resturi organice

natura resturilor organice

condiţiile climatice în care se produce transformarea

gradul de participare al vegetaţiei erbacee din parterul pădurilor

În cazul solurilor din silvostepă, curba humusului exprimă caractere specifice ambelor formaţiuni

vegetale, datorită alternanţei acestora în decursul timpului şi prezenţei în parterul pădurii a unui bogat

înveliş erbaceu.

Solurile dezvoltate sub păduri de foioase, care au un covor erbaceu slab dezvoltat, prezintă o

curbă a humusului specifică solurilor de sub pădure, cu concentrare maximă în primii 20 cm.

Solurile dezvoltate sub păduri de amestec sau răşinoase, prezintă o puternică acumulare de humus

în partea superioară care se menţine şi în profunzime. Acest lucru se datorează cantităţii mari de resturi

organice şi transformării lente a acestora de către ciuperci.

Raportul C/N variază de la 12-15 sub pădurea de foioase, la 15-20 sub pădurea de conifere.

Vegetaţia lemnoasă influenţează evoluţia solurilor în direcţia bioacumulării sau podzolirii. Specii

precum molidul, pinul, ericaceele, muşchii favorizează podzolirea datorită acidităţii. Foioasele

favorizează în general bioacumularea ca şi speciile calcifile.

Vegetaţia influenţează pedogeneza şi prin faptul că atenuează intensitatea eroziunii.

68

FAUNA

Acţiunea animalelor asupra solului are drept consecinţă afânarea acestuia, amestecarea

orizonturilor de sol, apariţia unor cavităţi, cuiburi sau canale, crearea unei structuri specifice zoomorfe

(coprolite).

Fauna acţionează şi asupra materiei organice din sol:

sursă de resturi organice

mărunţirea resturilor organice

amestecarea cu partea minerală

transformarea resturilor organice

Fauna joacă un rol important în geneza şi evoluţia unor anumite tipuri de sol, solurile de stepă

sunt caracterizate prin existenţa crotovinelor, rozotoarele determinând o carbonatare secundară prin

aducerea materialului loessoid la suprafaţă.

Prezenţa crotovinelor (fig.) în profilul solurilor de sub pădure reprezintă un indiciu că solul

respectiv a trecut printr-un stadiu de sol de stepă.

Râmele şi viermii de pământ generează excremente bogate în N şi Ca, iar canalele pe care le

crează îmbunătăţesc regimul aerohidric al solului.

Din motivele de mai sus s-a introdus la nivel de subtip caracterul vermic.

Fig. Crotovine

MICROORGANISMELE

În sol există mai multe categorii de microorganisme, care pot fi grupate astfel:

alge

bacterii

actinomicete

69

ciuperci

Din categoria algelor, specifice solului sunt cele albastre, cele verzi şi diatomeele.

Acestea reprezintă microorganisme adaptate la condiţii ecologice foarte variate, ceea ce

determină o largă răspândire a lor în soluri.

Îndeplinesc roluri importante în procesul de fotosinteză şi în fixarea azotului.

Bacteriile populează anumite soluri în număr foarte mare ( miliarde/1g sol ) şi se împart în

general, în două grupe:

autotrofe - acţionează asupra compuşilor minerali procurându-şi

o bioxidul de carbon din aer şi energia prin oxidarea substanţelor anorganice.

heterotrofe - acţionează asupra compuşilor organici procurându-şi bioxidul de carbon şi energia

prin oxidarea substanţelor organice.

Bacteriile pot fi de asemenea, aerobe sau anaerobe şi sunt specifice în general, solurilor formate

sub vegetaţie ierboasă, cu o reacţie slab acidă/slab alcalină.

Au un rol important în procesul de fotosinteză şi în transformarea resturilor vegetale.

Actinomicetele reprezintă o treaptă evolutivă intermediară între bacterii şi ciuperci, fiind foarte

prezente în solurile cu reacţie neutră/alcalină şi mai puţin în cele acide. Au o capacitate mai mare decât

celelalte microorganisme de a descompune substanţe organice rezistente ( lignine, celuloză ).

Ciupercile sunt microorganisme heterotrofe şi aerobe, care se dezvoltă în soluri cu reacţie acidă,

formate în general sub padure, având de asemenea un rol important în transformarea resturilor vegetale.

Microorganismele din sol se diferenţiază în sensul că unele sunt specifice fazei lichide a solului,

iar altele celei solide a acestuia. Se constată de asemenea, o zonalitate a răspândirii acestora, determinată

bioclimatic.

Totodată, la nivelul profilului de sol se evidenţiază o microzonare a distribuţiei

microorganismelor, generată de proprietăţile fizicochimice ale orizonturilor de sol.

Multe microorganisme sunt corelate cu prezenţa anumitor neoformaţii, care îşi datorează originea

tocmai activităţii acestora: neoformaţiile fierului, manganului şi sulfului.

8.3. RELIEFUL

Caracteristicile reliefului României reprezintă una din principalele cauze ale varietăţii învelişului

de sol, datorită etajării.

În situaţia în care la nivelul României ar fi existat numai relief de câmpie, ar fi funcţionat

zonalitatea latitudinală, cele 4-5 grade de latitudine (în interiorul zonei temperate) nepermiţând

diversificarea învelişului de sol.

Relieful variat al României intervine în formarea solurilor direct, dar şi indirect, determinând

etajarea şi modificarea condiţiilor de climă, vegetaţie, rocă, vârstă.

INFLUENŢA DIRECTĂ

Aceasta se manifestă mai ales în regiunile accidentate, prin intermediul pantei şi a expoziţiei.

Panta influenţează procesul de eroziune şi prin acesta grosimea solurilor, textura acestora

(sortarea materialului pe versant) şi gradul lui de evoluţie (fig.).

70

Fig. Litosoluri pe versanti

Spre exemplu, în Munţii Bucegi, procesul de podzolire este pe versanţii înclinaţi mult încetinit, în

timp ce în zonele ce cumpene sau de platformă este foarte activ (fig.).

Fig. Influenta pantei

Expunerea versanţilor exercită o influenţă importantă în special în regiunile climatice de tranziţie

(fig.).

71

Fig. Influenta expunerii versantilor

Exemplu: în Masivul Nord Dobrogean, pe expoziţiile sudice solurile cenuşii urcă până la 250-

280 m altitudine, iar pe cele nordice până la 80-100 m, locul lor fiind luat de solurile brune argiloiluviale

sau brune luvice.

În aceleaşi condiţii de vegetaţie, pe versanţii umbriţi şi reci, levigarea, acidifierea şi podzolirea

sunt mai accentuate, diferenţa de altitudine între limitele unităţilor de sol fiind de 100-150 m.

Prezintă importanţă şi expunerea versanţilor la vânturile dominante, solurile de pe versanţii

adăpostiţi (Bărăgan, C. Jijiei – faţă de vânturile de nord-est) fiind mai levigate de carbonaţi, mai bine

aprovizionate cu apă şi mai fertile. În general, solurile de pe versanţii adăpostiţi sunt mai evoluate decât

cele de pe versanţii expuşi acţiunii vântului.

Microrelieful are o influenţă însemnată mai ales în regiunile de câmpie, determinând în principal

o redistribuire a apei care ajunge la suprafaţa solului. Din acest motiv, în microdepresiuni (crovuri,

padine, văi slab schiţate) se formează soluri specifice unor zone mai umede decât cea în cauză (fig.).

Fig. Influenta microreliefului

Exemplu : în zona solului brun roşcat, în microdepresiuni apar soluri pseudogleice, iar în

Bărăgan în zona cernoziomului, în microdepresiuni apar cernoziomuri cambice.

72

De asemenea, microrelieful de dune impune existenţa unor soluri mai slab evoluate pe coame şi

mai evoluate pe pantele adăpostite şi în interdune.

În cazul microreliefului de alunecări apar atât procese de reîntinerire a solurilor (râpa de

desprindere), cât şi diferite faze de hidromorfism între valurile de alunecare.

Pe terenurile cultivate, relieful prin intermediul pantei determină declanşarea eroziunii accelerate

şi influenţează grosimea solurilor cât şi textura acestora.

INFLUENŢA INDIRECTĂ

Aceasta se manifestă prin modificarea elementelor peisajului geografic, în special a climei şi

vegetaţiei.

Astfel legea generală a distribuţiei solurilor României este cea a zonalităţii orizontal-altitudinale.

Dacă în câmpiile şi podişurile din exteriorul Carpaţilor şi în Podişul Transilvaniei zonele de sol se succed

orizontal, în Carpaţi se constată etajarea acestora. De asemenea, zonele de sol din exteriorul Carpaţilor au

o orientare asemănătoare cu cea a lanţului carpatic.

8.4. ROCA

În general, se consideră că rolul rocii în procesul de pedogeneză este mai slab comparativ cu cel

al climei şi vegetaţiei. În acest sens, întemeietorul pedologiei moderne Dokuceaev V.V. a enunţat un

principiu care susţine că pe roci diferite în aceleaşi condiţii de climă şi vegetaţie se formează acelaşi

tip de sol şi pe aceaşi rocă în condiţii de vegetaţie şi climă diferite se formează soluri diferite. Totuşi,

roca reprezintă materia de bază a solificării din care provine partea minerală a solului care deţine

aproximativ 80-90% din masa acestuia.

SCOARTELE DE ALTERARE

În România sunt prezente cele 2 mari categorii de scoarţe de alterare, respectiv reziduală şi

acumulativă.

Scoarţa de alterare reziduală ocupă aproape integral regiunea muntoasă a ţării şi prezintă

următoarele tipuri:

Litogen

Este caracterizat prin predominarea fragmentelor de rocă şi a mineralelor primare şi este specifică

etajului montan alpin, pe roci consolidate-compacte. Apare şi pe alte tipuri de roci în areale montane cu

pante accentuate şi intense procese de eroziune.

Carbonato-litogen pe calcar

Forma tipică este carbonato-litogen care însă nu există în România şi de aceea a fost

individualizat tipul menţionat mai sus care în primele faze conţine şi carbonat de calciu. Se formează atât

în regiuni umede cât şi uscate : Dobrogea, M. Apuseni, sudul Carpaţilor Meridionali, Carpaţii Orientali.

Siallitic

Caracterizat prin formarea de minerale argiloase, alături de fragmente de rocă şi minerale

primare, ocupă întreaga regiune forestieră montană. Apare pe roci variate în regiunea montană şi în

Dobrogea nordică şi centrală.

73

Siallito-feritic

Este puţin prezentă deoarece apariţia sa este legată de condiţii bioclimatice anterioare celor

actuale sau de condiţii locale. Apare pe areale restrânse în M. Apuseni, zona Huedin-Cluj, Dobrogea

sudică, regiunea montană vulcanică din nord-vest. Ea s-a format fie în condiţii climatice anterioare mai

calde şi mai umede, fie prin alterarea calcarelor sau a rocilor eruptive (scoarţe roşii).

Scoarţa de alterare acumulativă acoperă în cea mai mare parte regiunile de câmpie, deluroase

şi de podiş şi prezintă următoarele tipuri:

Argilo-siallitic

Este alcătuită din depozite variate care conţin minerale argiloase, la care se adaugă minerale

primare şi ocupă cea mai mare parte a arealului forestier. Poate fi separat un areal estic cu argilizare slab-

moderată şi unul vestic sud-vestic cu argilizare moderată-intensă. Masa minerală nu conţine carbonaţi.

Carbonato-siallitic

Alcătuit din depozite variate şi conţine minerale argiloase şi carbonaţi şi apare în regiunea de

stepă din Dobrogea, sudul şi estul Munteniei, sudul Moldovei şi vestul Banatului. În arealul solurilor

brune roşcate şi în sud-vestul Dobrogei apare o neoformare mai intensă de argilă şi o slabă feritizare

datorate influenţelor mediteraneene, în timp ce în silvostepă apare o scoarţă de alterare de tranziţie,

argilo-siallitică în partea superioară şi carbonato-siallitică în cea inferioară.

Halosiallitic

Reprezintă depozite variate îmbogăţite în săruri solubile şi ocupă areale restrânse în zona de

extindere a scoarţei de alterare de tip carbonato-siallitic.

INFLUENTA ROCILOR CONSOLIDATE-COMPACTE

Apare în regiunea montană şi de dealuri înalte. Existenţa acestui tip de roci parentale determină

pe de o parte caracterul scheletic al solurilor, profunzimea redusă, iar pe de alta, în funcţie de alcătuirea

lor mineralogică şi proprietăţile chimice, imprimă un anumit caracter procesului de solificare (fig.).

74

Roci consolidate-compacte

Solurile formate pe roci sedimentare compacte au proprietăţi asemănătoare cu cele ale scoarţei de

alterare, în timp ce în cazul rocilor eruptive şi metamorfice formate în condiţii deosebite de cele din

scoarţa de alterare, procesele de transformare vor fi intense, iar solurile vor păstra mai puţine caractere.

În general, rocile hiperacide şi acide determină apariţia solurilor cu procese de podzolire, cu mult

schelet şi puţin profunde.

Rocile intermediare şi cele bazice determină formarea unor soluri profunde, cu puţin schelet,

bogate în argilă şi baze, rezistente la podzolire.

Rocile ultrabazice determină apariţia unor soluri specifice de tipul rendzinelor, bogate în humus

calcic, de culoare închisă şi saturate în baze.

Rocile sedimentare de precipitaţie impun apariţia anumitor soluri, de tipul rendzinei sau solului

roşu.

INFLUENTA ROCILOR AFANATE

Apare în regiunile de câmpie şi podiş în care sunt predominante (fig.).

75

Roci afanate

Aceste roci sunt alcătuite din materiale care au trecut anterior printr-un ciclu de dezagregare şi

alterare chimică şi în cazul lor, importantă este granulometria şi conţinutul în carbonat de calciu.

Pe depozitele nisipoase care sunt foarte permeabile şi sărace în elemente minerale, se formează

soluri mai levigate, mai acide şi mai sărace în humus şi elemente nutritive (C. Tecuciului, NE C.

Române).

Dimpotrivă, pe depozitele argiloase apar soluri greu permeabile, bogate în elemente minerale,

mai puţin levigate, mai bogate în humus şi elemente nutritive, de multe ori cu procese de hidromorfism.

Pe depozitele foarte argiloase se formează vertisolurile (C. Piteştiului, Oltenia, piemonturile din Banat şi

Crişana).

Pe argilele cu carbonaţi şi pe marne apar pseudorendzinele în Pod. Transilvaniei, Pod. Getic,

Subcarpaţi.

Rocile salifere impun formarea solonceacurilor sau soloneţurilor, în Pod. Transilvaniei, C.

Moldovei, Dep. Elanului.

Pe de altă parte, larga prezenţă a loessului şi depozitelor loessoide în regiunile de câmpie şi podiş

au favorizat desfăşurarea clară a zonalităţii orizontale.

O situaţie aparte apare în cazul existenţei unor strate alternante, cu proprietăţi diferite, foarte

importantă fiind înclinarea acestora faţă de suprafaţa terenului (fig.).

76

Dacă stratele sunt orizontale sau au o înclinare slabă, sunt prinse în procesul de solificare mai

multe strate cu însuşiri diferite pe care le vor imprima şi solului, caz frecvent întâlnit în Pod. Bârladului.

Dacă înclinarea stratelor este mare atunci prezintă importanţă grosimea lor. Astfel, dacă ele sunt

subţiri se va forma un singur sol pe un material eterogen, în schimb, dacă sunt late vom avea de-a face cu

fâşii de soluri variate formate pe depozite diferite. Acolo unde înclinarea este mare, se va forma tot un

singur sol pe un depozit deluvial rezultat prin amestecarea stratelor.

Dacă există şi iviri de rocă dură, depozitul deluvial va conţine şi schelet şi în general partea

superioară a versantului prezintă material mai grosier, iar cea inferioară material mai fin, grosimea

depozitului deluvial crescând spre baza versantului

8.5. APA FREATICĂ ŞI STAGNANTĂ

Influenţa pedogenetică a apei se referă la solurile cu drenaj natural deficitar, care sunt

supraumezite.

APA FREATICA

În primul rând, existenţa unui strat acvifer situat la adâncime mică, influenţează baza profilului de

sol determinând apariţia orizontului gleic (sub 2m) sau a unuia gleizat (2-5m).

De asemenea, excesul de apă de natură freatică determină evoluţia solurilor în direcţia turbificării

şi modifică intensitatea eluvierii, permiţând chiar formarea unor orizonturi de acumulare a sărurilor.

Influenţa apei freatice depinde de zona climatică, adâncimea la care se găseşte şi gradul ei de

mineralizare.

În regiunile mai uscate ale României, se formează lăcoviştile şi solurile halomorfe, sau soluri din

gama cernoziomurilor gleizate (fig.).

77

În regiunile umede se formează soluri turboase, soluri gleice, sau soluri din gama argiluvisolurilor

gleizate.

Condiţii pentru influenţa apei freatice în formarea solurilor apar în teritoriile slab fragmentate cu

drenaj deficitar : C. Română de est, vestul şi nordul C. Tisei, depresiunile intramontane, terasele

inferioare ale râurilor, lunca şi delta Dunării (fig.).

Fig. Conditii pentru exces de umiditate freatic

78

Fig. Exces de umiditate

Fig. Lunca Dunarii

În regiunea de deal-podiş pseudogleizarea (stagnogleizarea) nu apare doar la solurile formate pe

depozite grosiere sau pe versanţi puternic înclinaţi, intensitatea ei fiind cu atât mai mare cu cât solul este

mai argilos, orizontul Bt mai puternic diferenţiat textural şi relieful mai orizontal.

În regiunea montană, cu substrate permeabile şi pante accentuate, pseudogleizarea

(stagnogleizarea) lipseşte sau este foarte slabă.

Solurile pseudogleice (stagnogleice) sau pseudogleizate (stagnogleizate) sunt foarte extinse în

câmpiile piemontane din sud şi vest, Pod. Sucevei, Pod. Transilvaniei, depresiunile submontane şi

intramontane, pe terasele râurilor din zona umedă.

APA STAGNANTA

Provine din precipitaţii şi din scurgeri de suprafaţă şi se acumulează datorită unui drenaj extern

slab şi a unei permeabilităţi reduse a materialului parental. Efectul îl reprezintă pseudogleizarea

(stagnogleizarea) a cărei intensitate depinde de durata de stagnare a apei în sol, determinată de condiţiile

climatice, textura materialului parental, adâncimea şi permeabilitatea orizontului cel mai argilos, forma de

relief.

79

În regiunea de stepă pseudogleizarea (stagnogleizarea) nu se manifestă nici măcar în

microdepresiuni.

În regiunea forestieră de câmpie, arealul solului brun roşcat, pseudogleizarea (stagnogleizarea)

apare numai la solurile formate pe depozite argiloase şi pe relief orizontal (C. Piteştiului).

Fig. Conditii pentru exces de umiditate stagnant

8.6. TIMPUL

Ca factor pedogenetic, timpul reprezintă durata de manifestare a pedogenezei, referindu-se practic

la vârsta solurilor, care se corelează cu vârsta teritoriului în care acestea s-au format.

În general, vârsta solurilor creşte de la câmpie spre munte, solurile cele mai tinere fiind cele din

lunci şi zone de divagare (fig.).

80

Fig. Aluviosol – lunca Dunarii

O corelare între vârsta reliefului şi cea a solurilor se poate realiza numai atunci când nu au avut

loc modificări climatice sau aporturi de noi materiale, cazuri foarte rare.

Distingem după vârstă trei grupe mari de soluri:

actuale

moştenite sau transmise

fosile

Solurile actuale reprezintă soluri a căror geneză este determinată de condiţiile climatice actuale şi

sunt ulterioare ultimei glaciaţiuni. Aici pot fi încadrate solurile neevoluate de luncă, litosolurile,

regosolurile şi cele mai multe dintre solurile zonale şi intrazonale din România. Ele au un ciclu scurt de

evoluţie şi sunt monofazice (fig.).

Fig. Podzol – Muntii Bucegi

Solurile actuale pot fi îngropate, atunci când sunt acoperite cu un material din care s-a format alt

sol.

Solurile moştenite reprezintă soluri vechi a căror geneză a fost determinată de condiţii

bioclimatice anterioare celor actuale şi care mai sunt utilizate de vegetaţie. Pot fi monofazice precum

solurile brun roşcate (fig.), sau polifazice precum solurile roşii din M. Bantului şi Apuseni.

81

Fig. Soluri mostenite

Acestea din urmă, îşi păstrează caracterele numai pe arealele cu calcare aproape de suprafaţă, în

celelalte cazuri, partea superioară a profilului a fost transformată conform condiţiilor actuale, caracterele

moştenite păstrându-se numai în partea inferioară.

De asemenea, unele soluri profunde din piemonturi şi platforme prezintă un suborizont B de

culoare închisă care indică evoluţia lor din vertisoluri.

În Dobrogea de sud, apar cernoziomuri (karasulukurile) care prezintă în partea inferioară culori

roşii moştenite de la solurile villafranchiene, partea superioară fiind închisă la culoare.

Solurile fosile reprezintă soluri vechi formate în condiţii climatice anterioare celor actuale şi care

nu mai sunt utilizate de către vegetaţie.

Acestea pot fi îngropate, exhumate sau conservate (mumificate), ultimele negăsindu-se pe

teritoriul României. Solurile îngropate pot fi compuse şi complexe (fig.).

82

Fig. Sol ingropat

În primul caz materialul acoperitor se află într-un nou ciclu evolutiv dar recent, motiv pentru care

nu a fost afectat şi vechiul sol.

În cel de-al doilea caz materialul acoperitor este vechi, motiv pentru care procesele pedogenetice

actuale afectează şi vechiul sol.

Solurile fosile apar în România în regiunile de câmpie şi de podiş acoperite cu loess şi depozite

loessoide (fig.).

Fig. Soluri fosile – valea Prahovei

În acest sens, au fost separate în estul Dobrogei de sud şi în faleza Mării Negre patru benzi de

soluri fosile alcătuite din cernoziomuri (corespunzătoare fazelor uscate) şi soluri brun roşcate

(corespunzătoare fazelor umede cu influenţe mediteraneene).

Secţiuni asemănătoare, dar fără cernoziomuri apar şi în Dobrogea de nord, C. Română şi C. Tisei.

8.7. INFLUENTA ANTROPICA

Influenţa omului asupra evoluţiei solului poate fi sintetizată astfel:

înlocuirea vegetaţiei naturale cu pajişti sau perdele de protecţie

înlocuirea vegetaţiei naturale cu culturi agricole şi executarea lucrărilor agrotehnice

introducerea în sol a îngrăşămintelor, amendamentelor şi pesticidelor

lucrări de desecare, drenaj şi irigare (fig.)

83

Fig. Canal de irigatie

Fig. Indiguire

lucrări de modelare-nivelare

excavarea şi acoperirea solului (fig.)

84

Fig. Excavare in cariera

Fig. Acoperirea solului cu pavele de andezit

În România, primele două categorii de activităţi realizează impactul cel mai mare.

Defrişarea pădurii şi instalarea pajiştii determină:

înţelenirea solului

intensificarea bioacumulării

dispariţia orizontului organic (soluri brune acide din M. Cibinului)

orizont A mai bune structurat, mai gros şi mai afânat

orizontul B devine mai afânat

umezire mai uniformă a profilului

scăderea conţinutului de humus dar creşterea calităţii lui

creşterea pH-ului şi V(gradul de saturatie in baze)

85

Realizarea perdelelor de protecţie în locul vegetaţiei erbacee (cernoziom Mărculeşti, 41 de ani de

la instalare) determină scăderea adâncimii carbonaţilor şi a efervescenţei 23-48 cm, concreţiunile apar mai

jos şi sunt mai mari, scade pH-ul, colorit general mai închis, structură în A mai bine formată, uşoară

migrare a argilei.

Luarea în cultură a solului produce modificări mai însemnate la solurile de sub pădure decât la

cele din stepă. Spre exemplu, solurile brun roşcate încep să evolueze spre cernoziomuri argiloiluviale.

Un alt efect al defrişării îl reprezintă intensificarea eroziunii, dar şi înmlăştinirea solurilor cu

exces de umiditate (Dep. Baia Mare).

Defrişarea pădurii de la Spătaru din lunca Călmăţuiului, ar determina salinizarea lăcoviştilor.

Prin desecare, solurile hidromorfe tind să evolueze către solul zonal (lăcoviştile din C. Banatului

s-au transformat în cernoziomuri). Pot apărea însă şi procese inverse de înmlăştinire şi salinizare (C.

Tisei, lunca şi delta Dunării).

Prin acoperire solurile sunt scoase din circuitul agricol (fig.), în timp ce prin excavare, învelişul

de sol este complet distrus (fig.).

Fig. Scoaterea solului din circuitul agricol prin acoperirea cu deseuri menajere

Fig. Distrugerea solului prin excavare

86

Omul intervine şi în mod pozitiv de obicei prin măsuri de combatere a degradării solurilor şi nu

de prevenire, măsuri prin care stopează procesul de degradare (fig.).

Fig. Culturi in benzi pentru prevenirea eroziunii

87

9.1. GENERALITATI

Pedogeneza, în sensul procesului de formare a solului, reprezintă totalitatea fenomenelor

fizice, chimice şi biologice care se manifestă în pătura superficială a litosferei şi care determină

transformări şi deplasări de substanţe şi importante schimburi de energie şi materie.

Astfel, în sol se produc în permanenţă transformări şi translocări ale constituenţilor, structurări şi

reorganizări ale acestora şi pierderi sau aporturi de constituenţi.

Toate aceste procese se desfăşoară sub influenţa puternică a factorilor de mediu.

Energia necesară manifestării acestor procese este solară, sintetizată în biomasa din sol,

gravitaţională ( deplasarea apei în sol ) şi chimică ( datorată reacţiilor de oxidare ).

Procesul de formare al solului este îndelungat şi are ca punct iniţial roca sau materialul parental şi

ca punct final stadiul de echilibru ( climax ) între condiţiile de mediu, procesele pedogenetice şi aspectul

profilului de sol.

În acest fel, diferitele tipuri de sol, se află în multiple stadii evolutive, între punctul iniţial şi cel

final al pedogenezei.

Procesele pedogenetice pot fi clasificate după cum urmează:

de transformare

de translocare

de uniformizare (haploidizare)

de aport şi transport

antropice

9.2. PROCESE PEDOGENETICE DE TRANSFORMARE

Acest tip de procese,determină modificări pe loc ( "in situ" ) care afectează atât componentul

mineral cât şi pe cel organic.

A L T E R A R E A

Procesul de alterare poate fi analizat sub două aspecte, primul aflat în strânsă legatură cu fazele

iniţiale ale formării solului şi anume apariţia scoarţei de alterare, iar cel de-al doilea, legat de manifestarea

directă în profilul de sol şi condiţionarea apariţiei unor orizonturi specifice.

În prima situaţie, alterarea se desfăşoară pe două direcţii, dezagregarea şi alterarea chimică.

CAPITOLUL 9

PROCESELE PEDOGENETICE

88

Dezagregarea determină fărâmiţarea rocilor sub acţiunea agenţilor externi, fără a fi schimbată

compoziţia chimică a acestora (fig.).

Fig. Dezagregarea

Alterarea chimică determină printr-o gamă largă de procese - hidratarea, hidroliza, dizolvarea,

carbonatarea, oxido-reducerea - transformarea chimică a produselor rezultate în urma dezagregării.

Fig. Alterarea chimica

Manifestarea celor două procese conduce la apariţia scoarţei de alterare.

În cea de-a doua situaţie este vorba despre procesele de alterare care impun apariţia unui orizont

specific, B cambic ( Bv ) căruia îi sunt caracteristice o uşoară îmbogăţire în argilă şi o culoare gălbuie.

Tot în acest context, trebuie adăugată şi alterarea care se desfăşoară în arealele cu roci vulcanice,

unde există minerale fără organizare cristalină ( allofane ) şi care impun caractere specifice orizontului B

cambic (fig.).

89

Fig. Alterarea pe roci vulcanice (andezite)

B I O A C U M U L A R E A

Reprezintă un proces esenţial al formării solurilor, având de asemenea, un caracter general, în

sensul că se manifestă la toate solurile.

Bioacumularea constă în acumularea în sol şi la suprafaţa acestuia, de substanţe organice,

îndeosebi sub formă de humus.

Acest proces depinde în primul rând de factorul biologic, prin care înţelegem cantitatea şi

calitatea resturilor vegetale lăsate anual de către plante şi activitatea animalelor şi microorganismelor din

sol.

În funcţie de regimul termic şi aerohidric al solului, procesul de bioacumulare poate evolua în trei

direcţii:

mineralizare

humificare

turbificare

În condiţiile unui climat cald şi umed, resturile organice sunt intens transformate având însă loc şi

o puternică mineralizare a acestora, fapt pentru care, în sol nu se acumulează humus, dar se produce o

circulaţie activă a substanţelor minerale, în sistemul sol-plantă (fig.).

90

Mineralizarea

Pe de alta parte, în conditii climatice cu umiditate redusa ( în special regiunea de stepa-silvostepa

) procesele de humificare sunt dominante, comparativ cu cele de mineralizare, ceea ce determina o intensa

acumulare a humusului în sol (fig.).

Fig. Humificarea

91

În regiunile reci, cu precadere în arealele cu exces de umiditate, transformarea resturilor organice

este foarte lenta, acestea acumulându-se în sol sub forma de turba ( resturi vegetale aflate în diferite

stadii de descompunere ) datorita procesului de turbificare (fig.).

Fig. Turbificarea

Ca urmare a manifestării acestor trei procese, caracterele morfologice ale orizonturilor de sol,

formate prin bioacumulare vor fi diferite.

În situaţia în care rezultă materie organică bine humificată şi intim amestecată cu partea minerală

a solului, se formează un orizont de tip A (molic, umbric, ocric).

Atunci când, materia organică este slab humificată, în sensul că resturile vegetale se găsesc în

diferite stadii de descompunere, se formează orizonturile organice O ( de litieră, de fermentaţie, de

humificare ) şi cel turbos, T ( fibric, hemic, sapric ), acesta din urmă, în prezenţa excesului de umiditate

care impune ca proces dominant turbificarea.

GLEIZAREA ŞI STAGNOGLEIZAREA

Reprezintă procese pedogenetice similare, care se manifestă numai în condiţiile existenţei în sol a

excesului de umiditate. Acesta poate fi de natură freatică, provenind dintr-o pânză freatică aflată aproape

de suprafaţă ( ad. < 2 m ) sau de natură pluvială.

Procesele care au loc sub influenţa excesului de umiditate provenit din pânza freatică, poartă

denumirea de procese de gleizare şi afectează în special, partea inferioară a profilului de sol (fig.).

92

Excesul de umiditate de natură pluvială afectează mai ales, partea superioară a profilului de sol şi

se datorează acumulării şi stagnării apei provenite din precipitaţii, în zonele cu relief plan sau

depresionare, cu precipitaţii ridicate şi în condiţiile existenţei unui orizont de sol impermeabil (fig.).

93

Excesul de umiditate de natură pluvială se mai poate manifesta la poalele şi în partea inferioară a

versanţilor din regiunea de deal-podiş.

Aceste procese sunt cunoscute sub denumirea de procese de stagnogleizare, termenul provenind

de la « stagnare » şi arată că excesul de umiditate nu îşi are originea în pânza freatică.

Cele două procese ale căror esenţă este dată de prezenţa unor active reacţii de oxido-reducere,

imprimă orizonturilor de sol caractere morfologice specifice. În general, elementele chimice care suferă

intense oxidări şi reduceri sunt fierul şi manganul.

În acest sens, se formează orizonturile gleice ( G ) si stagnogleice ( W ) caracterizate printr-un

aspect marmorat, distrugerea structurii şi implicit, creşterea masivităţii şi compactităţii (fig.).

94

Fig. Orizont gleic (G)

Fig. Orizont gleic (Go, Gr)

95

Fig. Orizont stagnogleic (W)

9.3. PROCESE PEDOGENETICE DE TRANSLOCARE

Acest tip de procese implică deplasarea unor compuşi pe verticală, în interiorul solului, fapt care

determină diferenţierea profilului de sol.

ELUVIEREA ŞI ILUVIEREA

Eluvierea reprezintă procesul de deplasare pe verticală, în profilul de sol, a constituenţilor prin

intermediul apei.

Constituenţii care pot fi deplasaţi sunt în general sărurile, argila, oxizii şi silicea.

În funcţie de modul specific în care se realizează această deplasare, eluvierea poate fi fizico-

chimică (levigare) şi mecanică (migrare).

Levigarea se referă la săruri şi presupune deplasarea acestora în soluţie, în timp ce migrarea

implică deplasarea în suspensie, fără schimbarea compoziţiei chimice şi se referă la substanţele coloidale

(argilă, oxizi, humus, silice).

Sărurile cu diferite grade de solubilitate, sunt levigate spre baza profilului de sol, cele greu

solubile (în special carbonatul de calciu) menţinându-se în profilul solurilor specifice stepei şi silvostepei

fig.).

96

Migrarea este un proces specific coloizilor solului, care sunt deplasati descendent, în suspensie,

sub forma de particule foarte fine, pâna la diferite adâncimi în profilul de sol.

Pentru a se produce migrarea, trebuie sa se îndeplineasca o conditie esentiala si anume,

îndepartarea sarurilor, deoarece, prezenta acestora, prin efectul lor coagulant, impiedica dispersarea

coloizilor si trecerea lor în suspensie.

Acest tip de eluviere este specific zonelor mai umede, cum ar fi cele subcarpatice si carpatice.

Efectul manifestarii proceselor de eluviere îl constituie aparitia unui orizont saracit în

constituenti, cu caractere morfologice proprii, denumit eluvial si notat cu E ( luvic, albic, spodic ).

În acelasi timp, constituentii eluviati din partea superioara a profilului de sol, se acumuleaza (

sunt iluviati ) în partea sa intermediara sau inferioara.

Practic, procesul de iluviere reprezinta acumularea constituentilor eluviati din partea superioara a

profilului de sol, în partea sa intermediara sau inferioara, într-un orizont B( argiloiluvial, spodic ) sau (

carbonatoiluvial ), pe care le îmbogatesc, dupa caz, în carbonat de calciu, argila (fig.), humus (fig.) sau

sescvioxizi (fig.).

97

98

Fig. Podzolire

99

Ferallitizare

SALINIZAREA ŞI ALCALIZAREA

Procesul de salinizare are ca efect îmbogăţirea profilului de sol în săruri solubile (în special

cloruri şi sulfaţi), iar cel de alcalizare, îmbogăţirea complexului coloidal al solului, în sodiu adsorbit.

Salinizarea se produce în condiţiile existenţei unei pânze freatice mineralizate, situată la

adâncime mică şi a unui drenaj defectuos al solului, sau în prezenţa unui material parental salifer. În

aceste situaţii, sărurile urcă prin capilaritate şi îmbogăţesc orizonturile superioare ale solului determinând

formarea orizonturilor salic (sa) şi salinizat (sc) în funcţie de intensitatea de manifestare a procesului

(fig.).

100

Fig. Salinizare

Alcalizarea se produce în condiţii asemănătoare salinizării, numai că de această dată, se constată

pătrunderea în cantitate mare a ionilor de sodiu în complexul coloidal al solului şi apariţia orizonturilor

natric (na) şi alcalizat (ac). Acest tip de procese se asociază frecvent celor de gleizare.

9.4. PROCESE PEDOGENETICE DE APORT SI TRANSPORT

Acest tip de procese implică încetinirea pedogenezei şi menţinerea solurilor în stadii incipiente de

evoluţie. Sunt considerate ca făcând parte din această categorie următoarele procese:

sedimentarea

denudaţia

solifluxiunea

101

Sedimentarea implică un aport de material depus la suprafaţa solului care este preluat în procesul

de solificare. Acest proces este specific luncilor (datorită aluvionării), zonei de la baza versanţilor

(datorită eroziunii), zonelor vulcanice (datorită depunerii cenuşii vulcanice) şi celor aride (datorită

depunerii prafului, fig.).

Fig. Depunerea aluviunilor in lunci Fig. Depunerea cenusii vulcanice

Fig. Depunerea prafului in desert

102

În urma aportului continuu de material, pedogeneza este întreruptă, solurile menţinându-se într-

un stadiu incipient de evoluţie, cazul solurilor aluviale, solurilor acoperite sau psamosolurilor.

Procesul natural de denudare, specific regiunilor montane şi deluroase are ca efect întinerirea

permanentă a solurilor prin echilibrarea raportului existent între rata denudării şi cea a solificării (fig.).

Fig. Denudarea

În această situaţie, solurile se află într-un stadiu incipient de evoluţie, cazul regosolurilor,

litosolurilor şi al unor cambisoluri.

Procesele de solifluxiune precum şi alte procese de alunecare, specifice solurilor formate în zone

de pantă, determină perturbări ale procesului de pedogeneză şi implicit încetinirea acestuia (fig.).

Fig. Solifluxiunea

9.5. PROCESE PEDOGENETICE DE UNIFORMIZARE

Acest tip de procese sunt contrare celor de diferenţiere, generând omogenizarea profilului de sol.

P R O C E S E L E V E R T I C E

103

Sunt specifice solurilor sau orizonturilor de sol cu conţinut ridicat de argilă ( > 3O % ) gonflantă

(smectit). Manifestarea acestui tip de procese imprimă solului caractere morfologice particulare, atât în

stare umedă, cât şi în stare uscată, determinate de proprietatea unor anumite varietăţi de argilă de a-şi mări

volumul în stare umedă şi de a se contracta în stare uscată.

Astfel, în timpul perioadelor uscate, argila se contractă, formându-se crăpături largi ( >1 cm

lăţime ) care fragmentează masa solului în agregate cu dimensiuni mari, având muchii şi colţuri ascuţite

(fig.).

Fig. Contractia argilei

Dimpotrivă, în perioadele mai umede, argila gonflează, ceea ce face ca agregatele de sol să

preseze unele asupra celorlalte, să alunece, să se întoarcă sau să se răstoarne, lustruindu-şi în acest mod

suprefeţele şi determinând apariţia feţelor de alunecare oblice ( 10-600 înclinare ). Datorită acestor

presiuni, existente în masa solului şi a deplasării agregatelor de sol, la suprafaţa acestuia apar mici

denivelări, care reprezintă microforme de relief specifice denumite "gâlgăi" sau "coşcove" (fig.).

Fig. Galgai

104

Din punct de vedere morfologic, se separă pe adâncimea de manifestare a acestor procese,

orizontul vertic notat cu y, asociat orizonturilor A,B sau C.

Efectele manifestarii proceselor vertice

P R O C E S E L E V E R M I C E

Denumirea provine din limba latină, de la vermus=vierme şi se datorează activităţii faunei din

sol. În acest sens, animalele din sol, prin galeriile pe care le sapă determină deplasarea materialelor în sol,

ceea ce implică amestecarea orizonturilor de sol şi atenuarea clarităţii limitelor dintre acestea.

În acest mod, diferenţierile între orizonturile de sol se estompează, profilul tinzând să se

uniformizeze. Acest tip de proces este frecvent în orizonturile superioare ale solurilor din regiunea de

stepă şi silvostepă.

Trăsăturile specifice pe care activitatea faunei le imprimă solului (neoformaţii biogene) determină

apariţia aşa numitului "caracter vermic", considerat ca fiind prezent în situaţia în care, cel puţin 50% din

volumul orizontului A şi cel puţin 25% din volumul orizontului subiacent, prezintă aceste trăsături

specific (fig).

105

Fig. Crotovine

P R O C E S E L E C R I O G E N I C E

Sunt specifice zonelor de tundră şi se manifestă prin îngheţ-dezgheţ repetat, în cazul solurilor

saturate cu apă şi care prezintă un orizont permanent îngheţat (permafrost).

Datorită forţelor mecanice care acţionează , în sol apar caractere specifice de genul movilelor,

cercurilor cu pietre, poligoanelor, a căror apariţie se datorează crăpării solului şi structurii lamelare,

datorată formării lentilelor de gheaţă fig.).

106

Soluri poligonale

Cercuri de pietre

107

9.6. PROCESE PEDOGENETICE ANTROPICE

Acţiunea omului asupra învelişului de sol a început odată cu apariţia agriculturii şi s-a intensificat

în timp, pe măsură ce aceasta s-a dezvoltat.

Pe anumite suprafeţe, intervenţia antropică este atât de puternică, încât conduce la apariţia unor

orizonturi pedogenetice sau chiar soluri care nu apar în condiţii naturale.

Aceste procese sunt încă insuficient studiate şi conform WRB-SR 1994 (World Reference Base

for Soil Resources) sunt reprezentate prin următoarele activităţi:

Lucrarea adâncă a solului

Se referă la la prelucrarea mecanică a solului pe o perioadă îndelungată şi afectează o grosime

mai mare a solului decât arătura normală, determinând amestecarea orizonturilor, distrugerea structurii,

compactarea, reducerea permeabilităţii.

În aceste condiţii se formează orizontul hortic (fig.).

Fig. Orizont hortic

Fertilizarea intensă

Se referă la aplicarea continuă pe sol de fertilizanţi fără material mineral (gunoi de grajd,

compost, deşeuri menajere). Se formează orizontul plaggen (fig.).

108

Fig. Orizont plaggen

Adaosuri de materiale străine

Se referă la aplicarea continuă pe sol a unor materiale silicatice cu conţinut ridicat de substanţe

minerale (nisip, material pământos,

îngrăşăminte). Se formează orizontul terric.

Adaosuri de sedimente prin apa de irigaţie

Se referă la suprafeţele irigate frecvent şi unde apa de irigaţie conţine cantităţi mari de suspensii

minerale, săruri solubile sau materie organică, care se depun deasupra orizontului de suprafaţă sau în

interiorul lui. Se formează orizontul iragric.

Cultivarea submersă

Se referă la orezării, unde datorită tehnologiei specifice de cultivare (apă în exces), orizontul de

suprafaţă se destructurează, devine greu permeabil în condiţiile predominării ferolizei. Se formează un

orizont specific denumit antracvic (fig.).

109

Fig. Orizont antracvic

110

10.1. SISTEME DE CLASIFICARE LA NIVEL MONDIAL

La nivel mondial sunt utilizate mai multe clasificări ale solurilor, dintre care vom prezenta pe cele

mai importante, în funcţie de aria lor de folosire. Practic, clasificarea solurilor are ca scop gruparea

acestora în clase, după criteriul similitudinii proprietăţilor.

Primele clasificări ale solurilor au fost alcătuite în secolul al XIX-lea, în Germania şi se bazau în

principal, pe o singură proprietate sau particularitate a solului, plecând de la concepţia eronată că acesta

reprezintă o rocă sau un simplu material rezultat prin alterarea rocii. În acest sens cităm clasificarea fizică

a lui Thaer A., clasificarea petrografică a lui Fallou F. A., cea chimică a lui Knop, sau cea geologică a lui

Richthofen.

La sfârşitul secolului al XIX-lea şi începutul secolului XX apare în Rusia clasificarea naturalistă

(Dokuceaev V.V.), care considera solul corp natural dinamic, aflat în strânsă interacţiune cu mediul.

În ultimele decenii ale secolului XX, s-a dezvoltat un nou sistem de clasificare a solurilor, bazat

pe proprietăţile acestora, pe cât posibil măsurabile, elaborat de americani şi preluat cu unele ajustări şi de

F.A.O. (Organizaţia Naţiunilor Unite pentru Agricultură şi Alimentaţie).

CLASIFICAREA RUSĂ

Clasificarea rusă, care la avut ca principal promotor pe Dokuceaev V.V., este o clasificare

naturalistă bazată pe triada, factori de mediu-procese pedogenetice-proprietăţile solurilor. Mai este

cunoscută şi sub denumirea de clasificarea genetico-geografică, deoarece ţine cont de caracterul

procesului de formare a solului şi prezintă ca principală unitate taxonomică, tipul genetic de sol.

Această clasificare, completată de Sibirţev, grupează tipurile genetice de sol, în număr de 13, în

trei clase principale, zonale, intrazonale şi azonale:

Soluri zonale: lateritice, loessice eoliene, castanii, cernoziomice, cenuşii de pădure, podzolice, de

tundră.

Soluri intrazonale: soloneţuri, de mlaştină, humicocarbonatice.

Soluri azonale: scheletice, aluviale, de luncă.

Conform acestei clasificări, solurile zonale s-au format sub influenţa condiţiilor generale de

solificare, în special a factorilor bioclimatici, ocupând spaţii foarte întinse în regiunile de şes.

Solurile intrazonale ocupă suprafeţe restrânse în interiorul spaţiilor specifice solurilor zonale şi

formarea lor este condiţionată de factori locali.

CAPITOLUL 10

CLASIFICAREA SOLURILOR

111

Solurile azonale erau considerate a fi acelea care nu prezentau diferenţieri ale orizonturilor de sol,

dar în prezent această clasificare nu se mai aplică, considerându-se că toate solurile sunt influenţate mai

mult sau mai puţin de condiţiile de formare specifice zonei în care se dezvoltă.

Clasificarea rusă reuşeşte să surprindă legăturile strânse între tipurile genetice de sol şi condiţiile

de formare, furnizând de asemenea nomenclatorului internaţional denumiri de soluri, precum cernoziom,

podzol, solonceac, soloneţ.

CLASIFICAREA AMERICANĂ

Clasificarea americană este o clasificare genetică bazată pe proprietăţile solului şi a fost elaborată

în anul 1975 sub denumirea de “Soil Taxonomy”. Această clasificare foloseşte 6 unităţi taxonomice

(ordin, subordin, grupă mare, subgrupă, familie, serie), încadrarea solurilor într-una din aceste unităţi

taxonomice realizându-se pe baza orizonturilor de diagnostic şi a caracterelor diagnostice.

La nivel superior au fost stabilite 11 ordine de sol, după cum urmează:

Entisol – soluri puţin evoluate fără orizonturi diagnostice

Vertisol – soluri cu argilă gonflantă, în care masa de sol a suferit procese de vertisolaj

Inceptisol – soluri tinere având orizont cambic

Aridisol – soluri din climat arid

Mollisol – soluri cu orizont molic

Spodosol – soluri cu orizont spodic

Gelisol – soluri cu permafrost

Ultisol – soluri cu orizont Bt (Bargilic) foarte alterat şi debazificat

Oxisol – soluri cu orizont oxic

Histosol – soluri organice sau turboase

Andisol – soluri dezvoltate pe roci vulcanice

Sistemul Român de Clasificare a Solurilor a preluat din clasificarea americană noţiunile de

orizont şi caracter diagnostic, precum şi o serie de denumiri ale solurilor (vertisol, molisol, spodosol,

histosol).

BAZA MONDIALA DE REFERINTA PENTRU RESURSELE DE SOL

112

Sub coordonarea F.A.O. (Food and Alimentation Organisation) şi U.N.E.S.C.O., în perioada

1961-1981 a fost elaborată Harta solurilor lumii, scara 1 : 5 000 000, folosindu-se pentru prima dată o

legendă unică pentru toate continentele.

În anul 1988 s-a publicat sub aceeaşi coordonare Legenda revizuită a Hărţii solurilor lumii, iar în

anul 1993 a fost publicată Harta resurselor de sol ale lumii, scara 1 :25 000 000.

De asemenea, în anul 1998 Societatea Internaţională pentru Ştiinţa Solului a publicat Baza

Mondială de Referinţă pentru Resursele de Sol (World Reference Base of Soil Resources) în care au fost

separate la nivel de glob, 30 de grupe de sol de referinţă, pe care le prezentăm în continuare pe scurt.

Soluri minerale condiţionate de climate tropicale şi subtropicale umede

Feralsolurile – FR

Denumirea provine din limba latină de la ferrum şi aluminium. Reprezintă solurile cel mai intens

alterate de pe Glob şi pot atinge grosimi de zeci de metri. Prezintă orizont B feralic (oxic) alcătuit din

oxizi de fier şi aluminiu hidrataţi, argilă caolinitică şi cuarţ. Deţin o suprafaţă de 7,4% (fig. 1), în special

în nordul Americii de Sud şi centrul Africii. Profilul de sol este de tipul A-B-C, are între 8-10 m grosime,

potenţialul de fertilitate este redus şi sunt folosite silvic (pădure tropicală).

Plintosolurile – PT

Sunt soluri care conţin peste 25% din volum plintit (amestec de fier, argilă caolinitică şi cuarţ),

într-un strat de cel puţin 15 cm grosime în primii 50 cm ai solului. Denumirea provine din limba greacă,

de la plinthos=cărămidă. Plintitul are culoare cenuşie-albăstruie cu pete roşii, brune şi ocru şi este

puternic întărit. În stare umedă poate fi tăiat cu un instrument metalic, dar în stare uscată se întăreşte

ireversibil formând cuirase feruginoase. Ocupă o suprafaţă de 0,4% în regiunile cu relief vălurit din zona

tropicală, în zone joase sau platouri (Brazilia, Congo, India, Australia, Spania). Plintosolurile sunt soluri

feralitice afectate de hidromorfism (exces de umiditate) şi au o fertilitate foarte redusă datorită micşorării

volumului edafic, excesului de umiditate şi compactităţii.

Acrisolurile – AC

Sunt caracterizate prin prezenţa unui orizont Bt cu capacitate redusă de schimb cationic şi grad de

saturaţie în baze <50%. Denumirea provine din limba latină de la acris=foarte acid şi deţin 6% la nivel

mondial. Formula profilului de sol este A-E-Bt-C, orizontul E nu prezintă nici trecere bruscă nici glosică,

orizontul Bt este de culoare brun-roşcată sau roşie, iar argila nu este distribuită uniform pe profil ca la

nitisoluri. Apar în regiunea tropicală/subtropicală umedă sub vegetaţie arborescentă. Sunt sărace în

materie organică şi nutrienţi având o fertilitate slabă pentru culturi agricole, dar bună pentru vegetaţia

naturală. Deoarece dau două recolte pe an sunt totuşi folosite în sistemul de agricultură itinerantă.

Alisolurile – AL

Sunt soluri cu orizont Bt şi se deosebesc de luvisoluri, acrisoluri şi lixisoluri printr-o capacitate

mai mare de schimb cationic, grad de saturaţie în baze <50% şi un conţinut mai ridicat de aluminiu

schimbabil. Denumirea provine din latină de la aluminium şi deţin 0,7% în zona temperată dar şi în zona

tropicală umedă în asociaţie cu acrisolurile. Au o fertlitate bună pentru vegetaţia naturală şi redusă pentru

culturi.

Nitisolurile – NT

113

Denumirea provine din limba latină de la nitidus=strălucitor, deoarece prezintă un orizont Bt cu

agregate cu feţe lucioase, poliedrice. Nu prezintă orizont E, iar limita între A şi B este difuză, conţinutul

de argilă nu descreşte de la maximul înregistrat cu >20% în primii 150 cm. Deţin 1,9% în climatul

tropical cu două anotimpuri (umed/uscat), pe relieful mai înalt, pe roci bazice/intermediare. Profilul este

de tipul A-AB-Bt-C şi are o culoare roşie. Sunt solurile cele mai fertile din zona tropicală, fiind larg

utilizate în agricultură.

Lixisolurile – LX

Se deosebesc de acrisoluri printr-un grad de saturaţie în baze >50% în orizontul Bt. Ele realizează

tranziţia între acrisoluri şi solurile din regiuni mai aride, apărând în climatul tropical subumed (păduri

xerofile, savane, fig. 2). Au probleme de utilizare asemănătoare acrisolurilor cu excepţia amendării

calcaroase.

Soluri minerale condiţionate de climate aride/semiaride

Calcisolurile – CL

Sunt caracterizate prin prezenţa unui orizont Cca şi a unui orizont A sărac în humus. Denumirea

provine din latină de la calcium şi deţin 7,5% în regiunile aride şi semiaride (mai ales) din climatul

temperat şi subtropical (fig. 3). Au o fertilitate foarte redusă datorită deficitului de umiditate şi sunt

folosite ca păşuni.

Gipsisolurile – GY

Sunt caracterizate prin prezenţa unui orizont cu acumulare de gips situat la mică adâncime şi un

orizont A sărac în materie organică. Se aseamănă cu calcisolurile, deţin 1,1% în regiuni foarte aride din

Algeria, Tunisia, Siria, Irak, Spania, statul american Texas, Mexic, sudul Australiei, Namibia. Au

fertilitate foarte redusă datorită deficitului de umiditate şi nu pot fi irigate datorită dizolvării gipsului.

Solonceacurile – SC

Prezintă în partea superioară (primii 20-30 cm) o puternică acumulare de săruri uşor solubile. Au

o formulă de tip A-C şi deţin 2% în arealele joase, slab drenate din zona aridă/semiaridă, uneori şi

semiumedă. Denumirea provine din rusă de la sol=sare şi sunt practic inutilizabile datorită costurilor mari

ale măsurilor ameliorative.

Soloneţurile – SN

Prezintă un orizont B natric cu saturaţie ridicată în Na schimbabil şi o formulă de tipul A-Btna-C

sau A-E-Btna-C. Deţin 0,7% în aceleaşi areale cu solonceacurile. Au o fertilitate foarte redusă şi sunt

folosite ca pajişti.

Durisolurile – DR

Sunt caracterizate prin prezenţa la mică adâncime (primii 100 cm) a duripanului (strat întărit cu

silice secundară) sau a nodulelor întărite. Apar în climatul mediteraneean sau în cele aride/semiaride.

Formula profilului este A ocric-duripan (30cm-4m grosime) şi au culoare roşie. Au fertilitate redusă fiind

folosite ca păşuni, iar în regim irigat pot fi cultivate.

Soluri minerale condiţionate de climatul temperat de tip stepic

Kastanoziomurile – KS

114

Reprezintă soluri cu acumulare de humus relativ redusă formate în stepa mai uscată. Formula

profilului de sol este Am-AC-Cca şi deţin 3,2% la tranziţia dintre deşerturi şi stepă (fig. 4). Acumularea

de humus şi spălarea sărurilor sunt reduse datorită cantităţii mici de precipitaţii, fiind carbonatice de la

suprafaţă. Denumirea provine din latină de la castaneo=castană. Sunt folosite ca păşuni şi se cultivă

numai în regim irigat.

Cernoziomurile – CH

Reprezintă soluri cu acumulare mare de humus, formate în stepă şi silvostepă. Prezintă orizont A

molic şi un orizont Cca situat la mai puţin de 125 cm adâncime şi deţin 2,2% în stepele Europei, Asiei şi

Americii de Nord (fig. 5). Formula profilului Am-AC-Cca, Am-Bv-Cca, Am-Bt-Cca. Au potenţial de

fertilitate foarte bun şi sunt folosite pentru culturi, necesitând irigaţii.

Faeoziomurile – PH

Prezintă orizont Am-Bt-C (sau Cca la peste 125cm adâncime) iar denumirea provine din greacă

de la phaios=întunecat. Deţin 1% în preeria nord americană, Argentina, Uruguay, China de Nord-Est,

Europa Centrală (câmpiile dunărene, fig. 4). Au o fertilitate chiar mai bună ca a cernoziomurilor datorită

reacţiei uşor acide şi umidităţii mai mari, fiind folosite pentru culturi agricole.

Soluri minerale condiţionate de climate temperate umede şi subumede

Luvisolurile – LV

Prezintă orizont Bt cu grad de saturaţie în baze >50% şi o formulă a profilului de sol de tipul O-

Ao-Bt-C sau O-Ao-E-Bt-C. Deţin 4,5% în zona pădurilor de foioase din Europa, Asia şi America de Nord

(fig. 5). Fertilitatea este moderată sau redusă fiind folosite pentru cartof, porumb, viţă de vie sau plantaţii

de măslini.

Planosolurile – PL

Se caracterizează prin formarea unui exces temporar de umiditate în partea superioară a

profilului, datorită prezenţei unui orizont Bt. Trecerea între orizonturile E şi Bt se realizează brusc, iar

formula profilului de sol este O-A-Ew-Btw-C. Deţin 1,1% în climatul temperat continental şi cel tropical

cu două anotimpuri, pe suprafeţe plane sau depresionare, denumirea provine din latină de la planus=plat,

orizontal. Potenţial de fertilitate este slab, utilizarea principală fiind cea pastorală sau silvică.

Albeluvisolurile – AB

Realizează tranziţia între luvisoluri şi podzoluri şi deţin 1,9% în climatul temperat răcoros, în

special sub pădure. Prezintă orizont E albic care trece în orizontul Bt sub formă de limbi (caracter glosic),

formula profilului de sol fiind O-A-Ea-Bt-C. Prezintă exces de umiditate şi au fertilitate scăzută pentru

agricultură fiind folosite ca păduri şi pajişti.

Podzolurile – PZ

Sunt soluri care prezintă orizont spodic (Bs, Bhs) şi deţin o suprafaţă de 3,6%. Apar în special în

emisfera nordică, la sudul zonei de tundră din Europa, Asia şi America de Nord, sub păduri de conifere

(fig. 5). Pot apărea şi în climatul tropical umed şi temperat atlantic. Formula profilului de sol este de tip

O-A-E-Bhs-C(R) sau O-A-Bs-C(R). Denumirea provine din limba rusă de la pod=sub şi zola=cenuşă.

115

Grosimea solului este redusă în zona nordică şi montană (<1m) şi mare în cea tropicală (2-3m). Au un

potenţial redus de fertilitate şi sunt utilizate silvic sau pastoral.

Umbrisolurile – UB

Reprezintă soluri cu orizont B cambic şi orizont A umbric închis, bogat în materie organică,

V<50% şi reacţie acidă. Denumirea provine din latină de la umbra=închis. Apar în NV Europei, faţada

atlantică a Europei, Islanda, insulele Britanice şi zonele montane înalte din Europa, Asia, America de Sud,

Australia şi America de Nord. Profilul este de tip A-Bv-C. Sunt utilizate predominant ca pajişti şi silvic.

Soluri minerale condiţionate de climatul arctic

Criosolurile – CR

Reprezintă soluri care prezintă un strat permanent îngheţat în primii 100 de cm. Ocupă suprafeţe

întinse în Alaska, nordul Canadei, al Europei şi Rusiei, Groenlanda, Antarctica şi zonele montane cele

mai înalte. Predomină procesele criogenice : îngheţ-dezgheţ, crioturbaţii, sortarea criogenică, crăpături

termale şi segregarea de gheaţă. Sunt utilizate ca pajişti dar şi silvic şi mai rar agricol.

Soluri minerale condiţionate de vârsta limitată

Cambisolurile – CM

Sunt soluri moderat dezvoltate brune sau roşii, care au faţă de materialul parental modificări de

culoare, structură şi textură, prezentând orizont B cambic. Ocupă 6,2% cele mai răspândite din lume, în

climatul temperat şi subpolar, dar şi în cel tropical/subtropical în teritorii fragmentate şi accidentate, pe

pante. Evolutiv reprezintă tranziţia între leptosoluri/regosoluri şi luvisoluri/podzoluri (clima temperată)

sau lixisoluri/feralsoluri (climă caldă şi umedă). Profil de tip A-Bv-C, iar denumirea provine din italiană

de la cambiare=schimbare. Cele acide au fertilitate scăzută fiind folosite silvic, iar cele saturate în baze

sunt mai bune fiind folosite ca pajişti sau livezi.

Soluri minerale condiţionate de roca parentală

Arenosolurile – AR

Denumirea provine din latină de la arena=nisip şi reprezintă soluri nisipoase pe cel puţin 100 cm

adâncime, care de obicei prezintă doar un orizont A ocric. Ocupă o suprafaţă de 2% în regiunile aride şi

chiar semiaride. Au fertilitate extrem de scăzută fiind folosite ca pajişti sau silvic şi putând fi cultivate

numai în regim irigat.

Vertisolurile – VR

Denumirea provine din latină de la vertere=a se învârti, a se întoarce şi apar pe depozite argiloase

gonflante. Nu sunt diferenţiate datorită omogenizăriilor prin procese vertice, prezentând orizont vertic

între 25-100 cm adâncime. Ocupă o suprafaţă de 2,5% în Australia, India, Sudan, Maroc. Poartă

denumirea de regur (India), tirs (N Africii), smolniţă (Iugoslavia), slitoziom (Rusia). Apar pe terenuri

plane în climat tropical/subtropical şi mai rar în cel temperat cu un sezon umed şi unul uscat. Profilul este

de tip Ay-ACy-C sau Ay-By-C. Au proprietăţi fizice nefavorabile, dar cu toate acestea sunt cele mai

fertile din zona caldă. Sunt cultivate pe scară largă, mai ales în condiţii de irigaţie (bumbac, grâu, trestie

de zahăr, sorg, porumb), dar se lucrează greu şi cu consumuri mari.

116

Andosolurile – AN

Denumirea provine din japoneză de la an=închis şi do=sol şi sunt formate pe cenuşi sau roci

vulcanice. Ocupă 1,2% în regiunile cu activitate vulcanică şi au profil de tipul A-Bv-C (R). Sunt în

general fertile pentru pădure şi pajişti, iar în zona caldă sunt cultivate cu bune rezultate (cafea, cauciuc,

banane, citrice, viţă de vie).

Soluri minerale condiţionate de relief

Leptosolurile – LP

Denumirea provine din greacă de la leptos=subţire şi sunt caracterizate prin apariţia rocii dure,

compacte în primii 30 cm (A-R). Ocupă 16,9% în regiunile montane, pe versanţi cu pantă accentuată sau

culmi înguste, cu eroziune activă, cât şi în pustiuri. Au un potenţial de fertilitate redus datorită volumului

edafic scăzut. Sunt folosite predominant ca pajişti şi evoluează spre alte soluri în funcţie de pantă, natura

rocii şi condiţiile climatice.

Regosolurile – RS

Denumirea provine din greacă de la rhegos=înveliş şi reprezintă soluri neevoluate dezvoltate pe

sedimente neconsolidate (cu excepţia aluviunilor), având profil de tip A-C. Ocupă 6,7% din suprafasţa

globului mai ales în regiunile arctice (tundră) şi tropicale/subtropicale aride. Pedogeneza este lentă

datorită temperaturii scăzute, aridităţii şi eroziunii pe pante. Au fertilitate redusă fiind folosite ca pajişti.

Fluvisolurile – FL

Reprezintă soluri în curs de formare caracteristice zonelor de luncă, teraselor joase, deltelor şi

ariilor de divagare şi sunt dezvoltate pe sedimente aluviale recente. Denumirea provine din latină de la

fluvius=fluviu şi prezintă un orizont A urmat de aluviuni. Ocupă 2,4%, sunt frecvent gleizate şi sunt

relativ fertile fiind folosite complex, atât ca păşuni şi pajişti, dar şi pentru culturi sau zăvoaie.

Gleisolurile – GL

Denumirea provine din rusă de la gley=masă de sol (sunt masive) şi se formează în condiţiile

excesului de apă freatică. Prezintă orizont gleic în primii 50 cm şi au profil de tipul A-AG-G, A-BG-G,

A-AG-CcaG. Ocupă 4,6% în regiunile mlăştinoase din zona tropicală şi temperată nordică. Sunt folosite

îndeosebi ca pajişti şi silvic. Pot fi cultivate numai în condiţiile executării unor lucrări de drenaj.

Soluri minerale condiţionate de activitatea umană

Antrosolurile – AT

Denumirea provine din franceză de la anthropo=referitor la om şi ocupă circa 2 milioane de

hectare. Se referă la soluri care prezintă modificări importante ale orizonturilor sau stării originare. Pe o

grosime de cel puţin 50 cm solurile sunt fie desfundate, fie îmbogăţite în fosfor datorită fertilizării, fie se

acumulează sedimente în urma irigaţiei, fie sunt acoperite cu gunoaie orăşeneşti, deşeuri de mine, diferite

umpluturi.

Soluri organice

Histosolurile – HS

117

Denumirea provine din greacă de la histos=ţesut şi reprezintă soluri organice saturate cu apă

perioade lungi ale anului. Prezintă la suprafaţă un orizont gros (>40-60 cm)de materie organică aflată în

diferite stadii de descompunere. Ocupă 1,8% în zonele cu turbării din zona subpolară şi tropicală umedă

(Câmpia Siberiei de Vest, Câmpia Amazonului). Pot fi cultivate numai în condiţii foarte stricte deoarece

sunt afectate de subsidenţă, pot lua foc, iar dacă sunt drenate prea mult, materia organică se usucă şi poate

fi spulberată.

10.2. CLASIFICAREA SOLURILOR ROMÂNIEI

Clasificarea solurilor utilizată în România este o clasificare combinată, morfo-genetică, care se

bazează atât pe proprietăţile solurilor (caracterele morfologice definite prin orizonturi de diagnostic), cât

şi pe procesele pedogenetice caracteristice şi factorii de formare. Sistemul român de clasificare a fost

elaborat de “Institutul de Cercetări pentru Pedologie şi Agrochimie” şi publicat în anul 1980, gruparea

solurilor realizându-se în funcţie de procesul pedogenetic caracteristic şi orizontul de diagnostic (tabel).

Această clasificare se bazează pe 7 unităţi taxonomice, 3 de nivel superior şi 4 de nivel inferior.

Unităţi taxonomice de nivel superior:

Clasa de sol

Tipul de sol

Subtipul de sol

Unităţi taxonomice de nivel inferior:

Varietatea de sol

Familia de sol

Specia de sol

Varianta de sol

CLASA DE SOL ORIZONT DIAGNOSTIC TIPURI DE SOL

Molisoluri Orizont A molic şi orizont subiacent

cu culori de orizont molic, cel puţin

în partea superioară

- sol bălan

- cernoziom

- cernoziom cambic

- cernoziom argiloiluvial

- sol cernoziomoid

- sol cenuşiu

- rendzină

- pseudorendzină

118

Argiluvisoluri Orizont B argiloiluvial (fără a se

îndeplini condiţia de la clasa

anterioară)

- sol brun-roşcat

- sol brun argiloiluvial

- sol brun-roşcat luvic

- sol brun luvic

- luvisol albic

- planosol

Cambisoluri Orizont B cambic (fără a se

îndeplini condiţia de la clasele

1,5,6,7)

- sol brun eu-mezobazic

- sol roşu (terra rossa)

- sol brun acid

Spodosoluri Orizont B spodic - sol brun feriiluvial

- podzol

Umbrisoluri Orizont A umbric şi orizont

subiacent cu culori de orizont

umbric, cel puţin în partea

superioară

- sol negru acid

- andosol

- sol humicosilicatic

Soluri hidromorfe Orizont gleic (G) sau pseudogleic

(W)

- lăcovişte

- sol gleic

- sol negru clinohidromorf

(sol negru de fâneaţă)

- sol pseudogleic

Soluri halomorfe Orizont salic (sa) sau natric (na) - solonceac

- soloneţ

Vertisoluri Orizont vertic (y) de la suprafaţă - vertisol

Soluri neevoluate,

trunchiate sau

desfundate

Orizont A (în general slab format)

urmat de materielul parental, sau

profil intens trunchiat ori deranjat

prin desfundare

- litosol

- regosol

- psamosol

- protosol aluvial

- sol aluvial

- erodisol

- coluvisol

- sol desfundat

- protosol antropic

119

Soluri organice

(histosoluri)

Orizont T având cel puţin 50 cm

grosime

- sol turbos

Nivel superior

Clasa de soluri

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, în taxonomia românească existând 12 clase de sol.

Tipul de sol

Reprezintă o grupă de soluri asemănătoare separate în cadrul unei clase de soluri, caracterizate

printr-un anumit mod specific de manifestare a uneia sau mai multor dintre următoarele elemente

diagnostice : orizontul diagnostic specific clasei şi asocierea lui cu alte orizonturi, trecerea de la sau la

orizontul diagnostic specific, proprietăţile acvice, salsodice. În Sistemul Român de Taxonomie a solurilor

există 32 de tipuri de sol, care sunt prezentate mai jos (tabel).

CLASA DE SOL

Simbol Denumire

ORIZONTUL SAU PROPRIETĂŢILE

DIAGNOSTICE

TIPURI GENETICE

DE SOL

Simbol Denumire

PRO PROTISOLURI Orizont A sau orizont O (<20cm), urmate

de rocă (Rn sau Rp). Nu prezintă orizont

Cca.

LS Litosol

RS Regosol

PS Psamosol

AS Aluviosol

ET Entiantrosol

CER CERNISOLURI Orizont Amolic (Am), urmat de orizont

intermediar (AC, AR, Bv, Bt) având în

partea superioară culori cu valori şi crome

<3,5 la umed, sau orizont Amolic forestalic

(Amf) urmat de orizont AC, Bv (indiferent

de culori) şi de orizont Cca aflat în primii

60-80cm.

KS Kastanoziom

CZ Cernoziom

FZ Feoziom

RZ Rendzină

120

UMB UMBRISOLURI Orizont Aumbric (Au) urmat de orizont

intermediar (AC, AR, Bv) având în partea

superioară culori cu valori şi crome <3,5 la

umed.

NS Nigrosol

HS Humosiosol

CAM CAMBISOLURI Orizont B cambic (Bv) având culori cu

valori şi crome >3,5 la umed începând din

partea superioară. Nu prezintă orizont Cca

în primii 80cm.

EC Eutricambosol

DC Districambosol

LUV LUVISOLURI Orizont Bargic (Bt) având culori cu valori

şi crome >3,5 la umed începând din partea

superioară. Nu se include solurile cu

orizont Bargic nitric (Btna).

EL Preluvosol

LV Luvosol

PL Planosol

AL Alosol

SPO SPODISOLURI Orizont spodic (Bhs, Bs) sau orizont

criptospodic (Bcp).

EP Prepodzol

PD Podzol

CP Criptopodzol

PEL PELISOLURI Orizont pelic sau orizont vertic începând

din primii 20cm, sau imediat sub Ap.

PE Pelosol

VS Vertosol

AND ANDISOLURI Orizont andic în profil, în lipsa orizontului

spodic

AN Andosol

HID HIDRISOLURI Proprietăţi gleice (Gr) sau stagnice intense

(W) care în cep în primii 50cm, sau orizont

Alimnic (Al) sau orizont histic (T) submers

SG Stagnosol

GS Gleiosol

LM Limnosol

121

SAL

SALSODISOLURI

Orizont salic (sa) sau natric (na) situat în

partea superioară a solului (în primii 50cm)

sau orizont Btna.

SC Solonceac

SN Soloneţ

HIS HISTISOLURI Orizont folic (O) sau turbos (T) situat în

partea superioară a unui sol de peste 50cm

grosime, sau numai de 20cm dacă este

situat pe orizontul R.

TB Histosol

FB Foliosol

ANT ANTRISOLURI Orizont antropedogenetic sau lipsa

orizontului A şi E îndepărtate prin eroziune

accelerată sau decopertare antropică

ER Erodosol

AT Antrosol

Subtipul de sol

Diferenţiază solurile din cadrul aceluiaşi tip, în funcţie de prezenţa sau absenţa unor orizonturi de

tranziţie între două tipuri :

albic (ab) - sol având orizont eluvial albic (Ea) de minimum 10cm. Se aplică la Luvosoluri

alic (ai) – sol având proprietăţi alice în orizontul Bargic (Bt) pe grosime mai mică decât cea

diagnosticată pentru alosol. Se aplică la Luvisoluri.

aluvic (al) – sol format pe materiale parentale fluvice (în lunci, terase, zone de divagare, delte).

Nu se aplică la Aluviosoluri.

andic (an)– sol cu material amorf (provenit din rocă sau material parental), prezent cel puţin într-

unul dintre orizonturi, fără a îndeplini condiţiile pentru a fi încadrat la Andosol.

antracvic (aq) – sol având proprietăţi antracvice. Se aplică la Antrosoluri.

amfigleic (ag) – sol stagnic (în partea superioară) şi gleic (în partea inferioară) în acelaşi timp.

argic (ar)– sol având orizont Bargic (Bt). Nu se aplică la Luvisoluri.

brunic (br) – Pelosol sau Vertosol având în orizontul superior culori relativ deschise, cu crome>2.

calcaric (ka) – sol având carbonaţi de la suprafaţă sau din primii 50cm (proxicalcaric dacă apar

între 0-20cm şi epicalcaric între 20-50cm).

calcic (ca) – sol având orizont Ccalcic (Cca) în primii 125cm (primii 200cm în cazul texturilor

grosiere).

cambic (cb)– sol având orizont Bcambic (Bv).Nu se aplică la Cambisoluri.

cambiargic (cr) – sol având orizont B cu caractere cambica în prima parte şi argice în a doua

parte. Se aplică la Alosoluri.

carbonato-sodic (so) – Solonceac sau Soloneţ care conţin >10 mg (0,33me) sodă (carbonat şi

bicarbonat de sodiu) la 100g sol.

cernic (ce) – sol având orizont molic care se continuă cu culori de orizont molic în prima parte a

orizontului intermediar. Se aplică la Gleiosol.

clinogleic (cl) – sol cu stagnogleizare (w) din primii 50cm şi gleizare (Go) în primii 200cm.

cloruro-sulfatic – Solonceac tipic cu acumulare intensă de cloruri, sulfaţi.

122

coluvic (co) – sol dezvoltat pe material parental fluvic coluvial nehumifer >50cm grosime, pe

versanţi sau la baza acestora. Se aplică la Aluviosoluri.

copertic (ct) – sol (de obicei Entiantrosol) acoperit cu material de sol humifer (de obicei Amolic)

de peste 10-15cm grosime.

criostagnic (cs) – sol cu proprietâţi criostagnice. Se aplică la soluri din zona montană înaltă

(rece).

district (di) – sol având proprietăţi districe cel puţin în orizontul superior. Nu se aplică la

Cambisoluri, Umbrisoluri, Spodisoluri, Alosoluri.

entic (en) – sol având dezvoltare extrem de slabă sau care nu îndeplineşte integral caracterele

tipului.

eutric (eu) – sol având proprietăţi eutrice cel puţin în orizontul de suprafaţă, fără carbonaţi. Nu se

aplică la Cernisoluri, Luvisoluri, Salsodisoluri, Vertisoluri.

feriluvic (fe) – sol având orizont spodic feriiluvial (Bs) în care raportul Fe/C organic este >6. Se

aplică la Podzol.

garbic (ga) – Entiantrosol dezvoltat pe materiale parentale antropogene garbice (deşeuri

predominant organice).

gleic (gc) – sol având proprietăţi gleice (orizont Gr) între 50-100cm.

glosic (gl)– sol având orizont eluvial care pătrunde sub formă de limbi în orizontul B (E+B).

greic (gr) – sol având suborizont Ame. Se aplică la Feoziomuri şi Cernoziomuri.

histic sau turbos (tb) – sol având orizopnt folic (O) de 20-50cm grosime sau orizont turbos (T) de

20-50cm grosime la suprafaţă sau în primii 50cm.

hortic (ho) – sol având orizont Ahortic >50cm. Se aplică la antrosoluri.

kastanic (kz) – cernoziomuri calcarice avănd crome de 2 la umed

litic (ls)– sol cu rocă compactă consolidată (orizont R) continuă în profilul de sol (epilitic între

20-50cm, mezolitic între 50-100cm, batilitic între 100-150cm).

litoplacic (lp) – sol cu strat compact artificial deasupra (pavat, betonat, pietruit, asfaltat) continuu.

Subdiviziuni ca la litic.

luvic (lv) – sol cu orizont eluvial luvic (El) şi orizont Bargic (Bt) sau argic-natric (Btna). Se

aplică la Stagnosol şi Soloneţ.

mixic (mi) – Entiantrosol care se dezvoltă pe materiale parentale mixice.

maronic (mr) – sol cu orizont Amolic forestalic (Amf). Se aplică la Kastanoziomuri şi

Cernoziomuri.

molic (mo)– sol având orizont Amolic. Nu se aplică la Cernisoluri.

nodulo-calcaric (nc) – Vertisol care prezintă noduli calcaroşi diseminaţi în masa solului în primii

100cm.

pelic (pe) – sol având textură foarte fină cel puţin în primii 50cm. Nu se aplică la Pelisoluri.

planic (pl) – sol cu schimbare texturală bruscă între orizontul eluvial (El, Ea) şi orizontul Bargic

(Bt) pe 7,5-15cm.

preluvic (el) – sol cu orizont Bargic (Bt) slab conturat şi fără orizont eluvial. Se aplică la

Alosoluri.

prespodic (ep) – sol acid (Districambosol, Nigrosol) cu orizont Bcambic (Bv) prezentând

acumulare de sescvioxizi fără a îndeplini integral condiţiile de orizont spodic.

prundic (pr) – sol format pe pietriş fluviatil (proxiprundic pietriş între 0-20cm, epiprundic între

20-50cm, mezoprundic între50-100cm, batiprundic între 100-200cm).

psamic (ps) – sol având textură grosieră cel puţin în primii 50cm. Nu se aplică la Psamosol.

reductic (re) – Entiantrosol care se dezvoltă pe materiale parentale antropogene reductice.

rendzinic (rz) – sol având saturaţia în baze >53% şi material parental reprezentat prin depozit

scheletic calcaros , caracterul scheletic începând din primii 20cm. Se aplică la litosol.

rezicalcaric (rk) – sol care prezintă orizont C cu carbonaţi reziduali începând din primii 125cm.

Se aplică la Preluvosol, Luvosol şi unele Cernisoluri.

123

rodic (ro) – sol cu orizont B având în partea inferioară şi cel puţin în pete (în proporţie >50%) în

partea superioară culori în nuanţe de 5YR sau mai roşii.

roşcat (rs) – sol cu orizont Bargic (Bt) având în partea inferioară şi cel puţin în pete (în proporţie

>50%) în partea superioară culori în nuanţe de 7,5YR.

rudic (ru) – Entiantrosol având material parental antropogen scheletic de cel puţin 30cm grosime

începând de la suprafaţă sau imediat sub suprafaţă.

salinic (sc)– sol având orizont salinizat sau hiposalic (sc) în primii 100cm sau orizont salic (sa)

situat între 50-100cm.

salsodic (ss) – sol salinic şi sodic în acelaşi timp.

scheletic (qq) – sol cu caracter scheletic (>75% schelet) având orizonturi A, E sau B excesiv

scheletice (proxischeletic, schelet între 0-20cm, epischeletic între 20-50cm, mezoscheletic între

50-100cm, batischeletic între 100-200cm).

sodic (ac) – sol având orizont alcalizat sau hiposodic (ac) în primii 100cm sau orizont natric (na)

situat între 50-100cm.

solodic (sd) – Soloneţ cu orizont eluvial (El, Ea) cu grosime >15cm sau Planosoluri cu orizont

Bargic-hiponatric.

spodic (sp) – Erodosol cu orizont spodic sau rest de orizont spodic la suprafaţă.

spolic (sl) – Entiantrosol care se dezvoltă pe materiale parentale antropogene spolice.

stagnic (st) – sol având proprietăţi hipostagnice (w) în primii 100cm sau proprietăţi stagnice

intense (orizont stagnic W) între 50-200cm. Poate fi mezostagnic dacă W apare între 50-100cm

sau proxihipostagnic, w între 0-20cm, epihipostagnic, w între 20-50cm, mezohipostagnic, w între

50-100cm.

teric (te) – Histosol având orizont mineral >30cm grosime, situat în primii 100cm.

tionic (to) – sol având orizont sulfuratic în primii 125cm.

tipic (ti) – sol care reprezintă conceptul central al tipului de sol şi care nu are caractere specifice

unui alt subtip.

umbric (um) – sol având orizont Aumbric (Au). Nu se aplică la Umbrisoluri.

urbic (ur) – Entiantrosol dezvoltat pe materiale parentale antropogene urbice.

vertic (vs) - sol având orizont vertic situat între baza orizontului A sau E şi 100cm.

Nivel inferior

Varietatea de sol

Diferenţiază subtipul de sol în funcţie de caracteristicile particulare ale solului, gradul de gleizare,

stagnogleizare, salinizare, alcalizare, adâncimea de la care apar carbonaţii (tabel 8) şi grosimea solului

până la roca compactă.

Familia de sol

Diferenţiază subtipul de sol în funcţie de natura şi granulometria materialului parental.

Specia de sol

Este o subdiviziune a familiei de sol şi diferenţiază solurile în funcţie de textură, conţinutul de

schelet şi gradul de transformare a materiei organice în cazul solurilor organice.

Varianta de sol

124

Diferenţiază solurile în funcţie de influenţa antropică asupra lor determinată de modul de

folosinţă, modificări determinate de utilizarea în agricultură, gradul de eroziune în suprafaţă, decopertare,

colmatare sau acoperire, degradarea prin excavare sau poluare.

Exemplu de încadrare:

Clasa Tipul Subtipul Varietatea Familia Specia Varianta

Cernisoluri Cernoziom gleizat gleizat slab pe loess lutos tasat

125

11.1. LEGEA ZONALITATII

Termenul de zonalitate, cât şi concepţia generală privind zonalitatea solurilor, privită ca o lege

importantă a răspândirii acestora, au fost introduse în terminologia pedologică de către fondatorul Ştiinţei

solului, V.V. Dokuceaev, în anul 1898.

În acest sens, Dokuceaev a separat pentru emisfera nordică cinci zone:

arctică

de pădure

a cernoziomurilor

aerală

a solurilor lateritice.

De asemenea, un alt reprezentant important al şcolii ruse de pedologie, I.P. Gherasimov a

separate pe Harta solurilor lumii editată în anul 1956, cinci zone mondiale de soluri.

La nivelul României, primul care face referire la zonalitatea solurilor legat de influenţa climatului

este fondatorul şcolii româneşti de pedologie, Gheorghe Munteanu-Murgoci, în anul 1911.

Nu în ultimul rand, în anul 1934, N.C. Cernescu publică o lucrare având ca temă raportul între

factorii climatici şi zonele de sol din România.

În general este acceptat ideea că zona de sol reprezintă un teritoriu extins caracterizat prin

predominarea unui tip de sol. Din acest punct de vedere, solurile pot fi clasificate în zonale, a căror

formare este influenată predominant bioclimatic şi intrazonale, care apar în interiorul unei zone de sol, pe

suprafeţe restrânse, datorită unor condiţii locale de pantă, rocă sau drenaj.

Trebuie remarcat însă faptul că în interiorul unei zone de sol pot apărea mai multe tipuri de sol,

din cel puţin două motive. În primul rând, pot apărea soluri intrazonale, fără însă ca acestea să fie

dominante, dar şi în cazul lor s-a demonstrat că suferă o anumită influenţă bioclimatică, în sensul că

pentru o anumită zonă de sol sunt specifice anumite soluri intrazonale.

Spre exemplu, zonei cernoziomului îi sunt specifice ca soluri intrazonale solonceacul şi soloneţul.

În al doilea rând, pot apărea aşa numitele “serii genetice de soluri” care reprezintă stadii diferite de

evoluţie ale solului zonal. Exemplificăm cu situaţia în care un sector de vale segmentează zona de

silvostepă. În acest caz, în sectorul de luncă datorită vârstei tinere apar soluri neevoluate de tipul celor

aluviale, iar pe terasele inferioare cernoziomuri, care însă vor evolua în timp spre solurile zonale

reprezentate prin cernoziomurile cambice şi argiloiluviale.

Totuşi, regula de bază este aceea că în cadrul unei zone de sol există un sol dominant condiţionat

bioclimatic.

CAPITOLUL 11

LEGILE RASPANDIRII

SOLURILOR

126

Zonalitatea solurilor se referă practice la dispunerea succesivă şi corelată a zonelor de climă,

vegetaţie şi sol. Această modalitate de răspândire a solurilor pe Terra poate fi orizontală sau verticală.

Zonalitatea orizontală este de cele mai multe ori latitudinală (fâşii dispuse succesiv de la nord la

sud), ca în cazul Europei şi Africii.

Regiunile de litoral aflate sub influenţa curenţilor marini, dar şi cele din apropierea lanţurilor

muntoase orientate de la nord la sud, prezintă o zonalitate orizontală longitudinală, zonele de sol fiind

dispuse succesiv în sensul meridianelor, ca în cazul vestului Americii de Nord şi de Sud, sau estului

Chinei. Chiar şi în regiunile în care se manifestă zonalitatea orizontală latitudinală, în apropierea

oceanelor se poate observa o arcuire spre sud a zonelor de sol (vestul Europei, fig.).

Zonalitatea orizontala combinata

Zonalitatea orizontală combinată (latitudinală şi longitudinală) poate fi observată cel mai bine în

America de Nord, unde la est de fluvial Mississippi este latitudinală, iar la vest de acesta, până la Munşii

Stâncoşi este longitudinală (fig.).

Kastanoziomuri

Cernoziomuri

Luvisoluri

Albeluvisoluri

Podzoluri

Gleisoluri, criosoluri

Soluri intrazonale (cambisoluri, histosoluri, leptosoluri, fluvisoluri, andosoluri, solonceacuri)

LEGENDA

MA

RE

A C

ASP

ICĂ

MAREA NEAGRĂ

M A R E A M E D I T E R A N Ă

OC

EA

NU

L

AT

LA

NT

IC

MU

NŢ

II

UR

AL

Scara 1:34.000.000

Calcisoluri

Acrisoluri

Albeluvisoluri

Podzoluri

Leptosoluri

Criosoluri, regosoluri

Soluri intrazonale (cambisoluri, histosoluri, fluvisoluri, gleisoluri, vertisoluri)

LEGENDA

Kastanoziomuri

Cernoziomuri

Luvisoluri

Scara 1:25.000.000

127

Zonalitatea orizontala combinata

Zonalitatea orizontală implică în general, succedarea de la Poli la Ecuator a următoarelor zone de

sol:

Criosoluri, gleisoluri şi regosoluri în tundră (climat rece)

Podzoluri sub pădurile de conifere (climat temperat rece)

Albeluvisoluri, luvisoluri şi griziomuri sub pădurile de foioase (climat temperat)

Cernoziomuri, feoziomuri sub stepă/silvostepă (climat temperat)

Kastanoziomuri sub stepa aridă (climat temperat)

Calcisoluri, gipsisoluri în zona de deşert/semideşert

Nitisoluri, alisoluri, acrisoluri, lixisoluri în zona subtropicală

Ferralsoluri, plintosoluri în zona tropicală umedă

Pentru exemplificare prezentăm situaţia din zona tropicală umedă, unde solurile zonale,

ferralsolurile (FR) şi acrisolurile (AC) deţin 57%, în timp ce cele intrazonale printer care gleisolurile (GL)

şi arenosolurile (AR) 43% (fig.).

De asemenea, în zona temperată, solurile zonale, luvisolurile (LV), podzolurile (PD),

kastanoziomurile (KS), cernoziomurile (CH), albeluvisolurile (AB) şi feoziomurile (PH) deţin 63% (fig.).

0

5

10

15

20

25

30

3531

26

97

27

PONDEREA TIPURILOR ZONALE DE SOL IN ZONA TROPICALA UMEDA

%

AC FR GL AR

0

5

10

15

20

25

30

35

40

14 1311 10 9

6

37

PONDEREA TIPURILOR ZONALE DE SOL IN ZONA TEMPERATA

%

LV PD KS CH AB PH ALTELE

128

În ceea ce priveşte România, exprimarea zonalităţii orizontale este complicată de prezenţa Mării

Negre şi a lanţului muntos carpatic.

În acest sens, se observă că în partea sudică se manifestă zonalitatea orizontală latitudinală, de la

Dunăre până la Carpaţi succedându-se:

zona cernoziomurilor (cernoziomuri în clasificarea F.A.O./U.N.E.S.C.O.)

zona cernoziomurilor cambice şi argiloiluviale (feoziomuri)

zona solurilor brun roşcate (luvisoluri)

zona solurilor brune argiloiluviale, brune luvice (luvisoluri) şi luvisolurilor albice (albeluvisoluri)

zona solurilor brune eu-mezobazice, brune acide (cambisoluri) şi brune luvice (luvisoluri

F.A.O./U.N.E.S.C.O.), la contactul cu muntele

Dimpotrivă, în vestul, estul şi sud-estul ţării se manifestă zonalitatea orizontală longitudinală,

pentru ca în Podişul Transilvaniei zonele de sol să fie aproximativ concentrice.

Această situaţie se datorează în partea de sud-est influenţei Mării Negre, iar în celelalte regiuni direcţiei

lanţului carpatic. Vecinătatea mărilor sau oceanelor sau a lanţurilor muntoase influenţează distribuţia

învelişului de sol în principal prin modificarea regimului umidităţii (fig.).

Soluri bălane

Cernoziomuri

Cernoziomuri cambice şi argiloiluviale

Soluri cenuşii

Soluri brun-roşcate

Soluri brune luvice şi luvisoluri albice

Soluri brune eu-mezobazice, brune acide şi brune luvice

Soluri brune acide

Soluri brune feriiluviale, podzoluri şi soluri humicosilicatice

Soluri aluviale

LEGENDA

Scara 1:5.425.000

129

Zonalitatea verticală (etajarea) reprezintă legea generală a răspândirii solurilor în regiunile

muntoase. În acest sens, solurile sunt dispuse în zone sau etaje care se succed de la poale spre vârf (fig.).

Zonalitatea verticală, cunoscută şi sub numele de etajarea solurilor, este asemănătoare celei

orizontale, dar nu identice, cum s-ar pute crede la prima vedere.

În general, etajele de sol sunt mai bine individualizate, iar unele dintre ele, cum ar fi cel al

solurilor brune acide de sub pădurile de fag sau al solurilor humico-silicatice de sub pajiştile alpine nu se

regăsesc în cadrul zonalităţii orizontale.

Etajarea solurilor depinde în primul rând de situarea latitudinală a masivului muntos şi altitudinea

acestuia. Astfel, cu cât masivul muntos este mai înalt şi este poziţionat mai aproape de Ecuator, cu atât

vor exista mai multe etaje de sol. Altfel spus, masivele muntoase situate în apropierea Ecuatorului şi cu

altitudini care ating limita zăpezilor permanente vor avea o etajare foarte diversificată (Kilimandjaro,

Anzii).

VEGETAŢIEETAJ SOLURI(pe granit)

Alpin

Subalpin

Montan superior

Montan inferior

Pajişti alpine

Pădure de conifere

Pădure de amestec

Pădure de amestec cu floră de mull

Pădure de foioase

Soluri humicosilicatice

Podzoluri şi soluri brune feriiluviale

Soluri brune feriiluviale

Soluri brune acide

130

Practic, masivele muntoase, prin intermediul altitudinii, nu fac altceva decât să permită

constituirea unor zone de sol care, în cadrul zonalităţii orizontale sunt situate mai la nord. Spre exemplu,

în cazul unora dintre masivele muntoase din zona caldă apare etajul podzolurilor, care este specific zonei

temperate reci (păduri de conifere).

Şi în cazul zonalităţii verticale, în cuprinsul unui etaj de sol pot apărea soluri intrazonale

condiţionate în special de pantă, litosoluri (leptosoluri în clasificarea F.A.O./U.N.E.S.C.O.) şi rocă,

rendzine (leptosoluri) sau andosoluri (andosoluri) fără ca acestea să fie însă dominante.

Influenţa climei, principalul factor care determină zonalitatea solurilor pe Terra, nu poate fi

observată decât pe teritorii întinse, în timp ce pe teritorii mai restrânse, modelele spaţiale în care se

combină solurile zonale şi cele intrazonale sunt destul de diverse fiind condiţionate de modul specific în

care se desfăşoară acţiunea conjugată a tuturor factorilor pedogenetici. În aceste condiţii ar fi eronat să

considerăm că răspândirea solurilor pe Terra s-ar supune numai legii zonalităţii şi de aceea a fost

elaborate conceptual regionalităţii pedologice

11.2. LEGEA REGIONALITATII PEDOLOGICE

Legea regionalităţii pedologice nu exclude zonalitatea solurilor dar o nuanţează, evidenţiind

variaţiile învelişului de sol în cuprinsul unei zone de sol. Cu alte cuvinte, această lege susţine analizarea

învelişului de sol în mod unitar, ţinându-se cont atât de aspectele de zonalitate cât şi de cele de

intrazonalitate.

Spre exemplu, în zona de stepă legea zonalităţii orizontale ne arată că solul dominant este

cernoziomul, în timp ce legea regionalităţii evidenţiază mai multe sectoare în cuprinsul acestei zone cum

ar putea fi:

un sector traversat de un râu, în care cernoziomurile sunt asociate cu soluri intrazonale

condiţionate de vârsta tânără a luncii (soluri aluviale) sau de prezenşa excesului de umiditate

(soluri hidromorfe de tipul lăcovişte)

un alt sector în care există săruri în exces, unde cernoziomurile sunt asociate cu soluri intrazonale

halomorfe de tipul solonceacului şi soloneţului

un alt sector în care există depozite nisipoase, în care cernoziomurile sunt asociate cu soluri

neevoluate de tipul psamosolului (etc.)

După cum se poate observa din exemplul de mai sus, solul zonal dominant este cernoziomul, dar

în funcţie de unele particularităţi locale ale factorilor de formare, modelele spaţiale în care se combină

tipurile de sol sunt diferite, apărân în cuprinsul aceleiaşi zone de sol sectoare distincte.