1

POLITECHNIKA BIAŁOSTOCKAWYDZIAŁ BUDOWNICTWA I INŻYNIERII ŚRODOWISKA

KATEDRA OCHRONY I KSZTAŁTOWANIA ŚRODOWISKA

ĆWICZENIA LABORATORYJNE

„GLEBOZNAWSTWO”

KIERUNEK ARCHITEKTURA KRAJOBRAZU

CZEŚĆ TEORETYCZNA

Opracowanie: dr Zofia Tyszkiewicz

dr inż. Robert Czubaszek

dr inż. Sławomir Roj-Rojewski

BIAŁYSTOK 2014 ROK

2

SPIS TREŚCI

1. Wprowadzenie – czym zajmuje się gleboznawstwo, definicja gleby ……………………..32. Morfologia gleb. Cechy morfologiczne gleb: budowa profilu, miąższość, barwa,

struktura, układ, konkrecje glebowe...............................................................................53. Fizyczne właściwości gleb – skład granulometryczny i utwory glebowe. Właściwości

fizyczne podstawowe i funkcjonalne gleb………………………………………………..293.1. Skład granulometryczny ………………………………………………………………...30

3.2. Właściwości fizyczne podstawowe ……………………………………………………..393.3. Właściwości fizyczne funkcjonalne: woda w glebie ……………………………………48

4. Kompleks sorpcyjny gleby ………………………………………………………………554.1. Kompleks sorpcyjny i koloidy glebowe …………………………………………………56

4.2. Sorpcja glebowa i pojemność sorpcyjna ………………………………………………...575. Kwasowość gleb …………………………………………………………………………..61

5.1. Kwasowość czynna (pH gleby), kwasowość wymienna i kwasowość hydrolityczna …..615.2. Odczyn gleb ……………………………………………………………………………..62

6. Buforowość gleb ………………………………………………………………………….667. Substancja organiczna gleb ……………………………………………………………..69

7.1. Procesy prowadzące do zmian ilościowych i jakościowych substancji organicznej ……717.2. Próchnica glebowa. Powstawanie i znaczenie …………………………………………..73

8. Formy występowania pierwiastków w glebach ………………………………………...768.1.Charakterystyka wapnia i magnezu w środowisku glebowym ………………………78

8.2. Azot w środowisku glebowym ………………………………………………………….819. Kartografia gleb. Charakterystyka map glebowo-rolniczych ..........................................85

Literatura…………………………………………………………………………………...102

3

1. WPROWADZENIE – CZYM ZAJMUJE SIĘ GLEBOZNAWSTWO, DEFINICJAGLEBY

Gleboznawstwo (pedologia) jest nauką o glebach jako elemencie środowiska przyrodniczego.

W obrębie zainteresowania gleboznawstwa znajduje się powstawanie, rozwój, budowa,

właściwości i funkcje gleb, a także ich przestrzenne rozmieszczenie. Nauka ta zajmuje się

także sposobami użytkowania gleb i związanymi z tym zagrożeniami, oraz metodami

zapobiegania i usuwania skutków zagrożeń. Gleboznawstwo to nauka interdyscyplinarna,

ściśle powiązana z innymi naukami, jak np.: geologia, mineralogia, petrografia,

geomorfologia, geochemia, archeologia oraz szeregiem nauk przyrodniczych: leśnictwem,

rolnictwem, ekologią, mikrobiologią itp.

Przedmiotem badań gleboznawstwa jest gleba. W literaturze można znaleźć wiele

różnych jej definicji. Brak do tej pory powszechnie przyjętej wersji takiej definicji jest

tłumaczone petrograficzną, fizyczną, fizykochemiczną, chemiczną i biologiczną złożonością i

różnorodnością gleb, ich bardzo skomplikowaną i różnorodną genezą, znacznym

zróżnicowaniem wieku i stopnia rozwoju, trudnościami w precyzyjnym określeniu granic

indywiduum glebowego, bogactwem funkcji pełnionych przez gleby w kształtowaniu

warunków życia w różnych ekosystemach i krajobrazach Ziemi. W myśl nowoczesnego

ujęcia ekologicznego gleba to integralny składnik wszystkich ekosystemów lądowych i

niektórych płytkowodnych, utworzony z powierzchniowych warstw litosfery specyficznie

przekształconych (i nadal przekształcanych) pod wpływem roślinności i pozostałych

czynników glebotwórczych. Jest to trójfazowy produkt (materiał mineralny oraz żywa i

martwa substancja organiczna a także roztwory glebowe i powietrze znajdujące się w glebie)

wzajemnego oddziaływania lito-, hydro-, atmo- i biosfery, który charakteryzuje się

specyficznymi funkcjami, budową, organizacją i dynamiką wewnętrzną. Innymi słowy gleba

jest naturalnym tworem wierzchniej warstwy skorupy ziemskiej, powstałej ze zwietrzeliny

skalnej w wyniku oddziaływania na nią, zmieniających się w czasie, zespołów organizmów

żywych i czynników klimatycznych, w określonych warunkach rzeźby terenu. Jest to złożony,

ożywiony, dynamiczny twór przyrody, wykazujący zdolność produkcji i gromadzenia

biomasy, w którym zachodzą ciągle procesy rozkładu i syntezy związków mineralnych i

organicznych, ich przemieszczanie i akumulacja oraz przepływ energii, obieg pierwiastków i

wody. W ciągłym procesie rozwoju powstaje zróżnicowanie gleby na poziomy genetyczne i

diagnostyczne. Jednocześnie jest to środowisko działania edafonu (organizmów glebowych) i

podziemnych organów wszystkich roślin. Gleby w swej budowie mają zapisane cechy

4

dawnych (plejstoceńskich) i dzisiejszych (holoceńskich) procesów litologiczno-

pedologicznych. Dzięki swoim cechom są odbiciem historii krajobrazu, którego są istotną

częścią. Nie należy też zapominać, że gleba podlega ciągłej ewolucji.

Jak wyżej zauważono gleba jest układem trójfazowym. Składa się z fazy stałej, ciekłej

i gazowej. Fazę stałą stanowią związki mineralne i organiczne, faza ciekła to roztwór glebowy

a fazę gazową tworzy powietrze glebowe. Trzy fazy gleby działają wzajemnie na siebie i

zmierzają do osiągnięcia stanu równowagi, który jednak nie może trwać zbyt długo bo jest

ciągle przeobrażany przez żywe organizmy i zmiany warunków siedliskowych.

Gleby należą do niepomnażalnych zasobów kuli ziemskiej i spełniają szereg funkcji.

Przede wszystkim są siedliskiem wzrostu i rozwoju roślin. Jest to środowisko warunkujące

istnienie i funkcjonowanie drobnoustrojów, roślin i świata zwierząt oraz transformacji

składników mineralnych i organicznych. Jest ona istotnym ogniwem łączącym środowisko

abiotyczne ze światem organicznym i bierze udział w obiegu i przepływie materii w układzie:

atmosfera – żywe organizmy – gleba. Do nieodłącznych funkcji gleby należy udział w

produkowaniu biomasy, także jej uczestnictwo w mineralizacji i humifikacji substancji

organicznej, magazynowaniu próchnicy, przepływie energii oraz retencji i obiegu składników

mineralnych, azotu i wody, a także udział w procesach samoregulacyjnych zapewniających

ekosystemom względną trwałość i – mniejszą lub większą – odporność na działanie

zewnętrznych czynników destrukcyjnych. Jest środowiskiem, w którym zachodzą intensywne

reakcje chemiczne i biochemiczne. Odgrywa ważną funkcję w kształtowaniu bilansu

wodnego Ziemi, pełni też funkcję sanitarną. Należy również podkreślić filtracyjne zdolności

gleby.

Wszechstronna znajomość gleb jest niezbędna w planowaniu właściwego ich

wykorzystania dla potrzeb człowieka, oczywiście przy założeniu zrównoważonego rozwoju.

Jest ona również potrzebna dla racjonalnego użytkowania przestrzeni produkcyjnej,

rejonizacji roślin uprawnych, opracowania planów gospodarczych, układania płodozmianów i

ustalania sposobów uprawy roli. Dlatego dokładne poznanie „życia gleby”, zrozumienie

biologicznych, fizycznych i chemicznych procesów zachodzących w środowisku glebowym

jest konieczne do właściwego jej użytkowania, jest ona bowiem żywicielem szeregu

mikroorganizmów, roślin, a pośrednio zwierząt i ludzi.

5

2. MORFOLOGIA GLEB. CECHY MORFOLOGICZNE GLEB: BUDOWAPROFILU, MIĄŻSZOŚĆ, BARWA, STRUKTURA, UKŁAD, KONKRECJEGLEBOWE

Morfologią gleb nazywa się zespół cech profilu glebowego możliwych do wyróżnienia za

pomocą zmysłów (wzroku i dotyku). Jest to również dział gleboznawstwa zajmujący się

opisem zewnętrznych cech profilu glebowego.

Cechy, które są obiektem badań morfologii kształtują się w glebie w wyniku

fizycznych i chemicznych przeobrażeń jej mineralnego bądź organicznego tworzywa, a

przede wszystkim skały macierzystej. Wspomniane przeobrażenia zachodzą pod wpływem

czynników glebotwórczych (biotycznych – rośliny, zwierzęta, mikroorganizmy i

abiotycznych – klimat, rzeźba terenu, właściwości skały macierzystej, czas, zabiegi

agrotechniczne).

Do cech morfologicznych gleby zalicza się budowę profilu, miąższość, barwę,

strukturę, układ i konkrecje.

Zapoznanie się z morfologią stanowi zasadniczą część gleboznawczych badań

terenowych. Na jej podstawie można określić wiele fizycznych, chemicznych, biologicznych

właściwości gleb, ich stanowisko w systematyce, a także wartość lasotwórczą, czy też

rolniczą.

2.1. Profil glebowy

Profilem glebowym nazywa się pionowy przekrój przez wszystkie poziomy glebowe

(genetyczne) od powierzchni gleby do skały macierzystej.

Powstaje on pod wpływem przemian powierzchniowej warstwy litosfery przez

czynniki glebotwórcze (klimat, mikroorganizmy, właściwości skały macierzystej, rzeźbę

terenu, rośliny, zabiegi agrotechniczne, zwierzęta). Przemiany te powodują zróżnicowanie

profilu glebowego na szereg poziomów genetycznych. Rodzaj i układ tych poziomów w

profilu glebowym oraz sposób ich wzajemnego kontaktu są charakterystyczne dla

poszczególnych typów i podtypów gleb. Poziomy genetyczne wydzielone w klasyfikacjach

przyrodniczych (m.in. klasyfikacji Polskiego Towarzystwa Gleboznawczego) odpowiadają w

ujęciu międzynarodowym poziomom diagnostycznym, ponieważ stanowią podstawowe

kryterium w typologii gleb.

2.2. Poziomy genetyczne

Poziom genetyczny (glebowy) jest to mineralna, mineralno-organiczna lub organiczna część

profilu glebowego, w miarę równoległa do powierzchni gleby, odróżniająca się od poziomów

6

sąsiednich stosunkowo jednorodną barwą, strukturą, konsystencją, uziarnieniem, składem

chemicznym, ilością i jakością substancji organicznej i innymi właściwościami.

Poziomy genetyczne są wynikiem wypadkowej przebiegu różnych procesów

glebowych. Są charakterystyczne dla typu gleby, zarówno pod względem właściwości, jak i

rozmieszczenia w profilu glebowym. Poziomy glebowe nie są więc wywołane przez zjawiska

geologiczne jak warstwy glebowe, lecz przez procesy glebowe i glebotwórcze. Należy jednak

stwierdzić, że na cechy niektórych poziomów genetycznych może mieć wpływ układ i

charakter warstw geologicznych. Zdarza się także, że pierwotne warstwowanie utworów

sedymentacyjnych ulega zatarciu w wyniku działania procesów glebotwórczych.

Do identyfikacji poziomów i warstw używa się trzech rodzajów symboli w różnych

kombinacjach. Do oznaczenia poziomów głównych i warstw stosuje się duże litery alfabetu

łacińskiego, małe litery alfabetu łacińskiego służą jako przyrostki do liter dużych. Oznaczają

specyficzne charakterystyki poziomów głównych i warstw. Z kolei cyfr arabskich używa się

zarówno jako przyrostki wskazujące pionowe zróżnicowanie w obrębie poziomów głównych i

warstw, a także jako przyrostki oznaczające nieciągłości litologiczne materiałów

macierzystych.

W ramach pojęcia „poziom genetyczny” wyróżnia się: poziomy główne, podpoziomy,

poziomy przejściowe i mieszane.

2.2.1. Poziomy główne

Poziom główny wyróżnia się go na podstawie dominujących form i intensywności

przeobrażeń utworu macierzystego przez procesy glebotwórcze. Przeobrażenia te powodują

wyraźne różnice w morfologii i właściwościach fizycznych oraz chemicznych poziomów

głównych w porównaniu z materiałami macierzystymi.

Poziomy genetyczne i warstwy glebowe oznacza się dużymi literami alfabetu

łacińskiego – O, L, A, E, B, C, G, M i R. Są to podstawowe symbole poziomów głównych, do

których mogą być dodawane inne symbole pozwalające na pełniejszą charakterystykę

poziomu. Większość poziomów głównych i warstw jest oznaczona jedną dużą literą, której

może towarzyszyć symbol podpoziomu wyrażany małymi literami alfabetu łacińskiego lub

cyfrą arabską. Natomiast w przypadku symbolicznego oznaczania poziomów mieszanych i

przejściowych stosuje się dwie duże litery alfabetu łacińskiego, np. E/B, AB, BC itp . Przy

opisie sekwencji poziomów, symbole wzięte w nawias wskazują, że cecha może występować

w danej jednostce, ale nie jest to warunek konieczny.

O – poziomy i warstwy organiczne. Symbolem tym oznacza się utwory organiczne, które

przez dłuższy czas są nasycone wodą lub które były nasycone wodą przez pewien czas, a

7

obecnie są sztucznie odwodnione. Mogą to być też utwory organiczne, które nigdy nie

były nasycone wodą przez dłuższy czas. Symbol ten nie obejmuje osadów limnicznych.

Symbolem O oznacza się między innymi warstwy organiczne występujące w glebach

leśnych a tworzone przez nierozłożone lub jedynie częściowo rozłożone resztki roślinne,

w skład których wchodzą opadłe liście i szpilki drzew, gałązki, mchy i porosty. Mogą one

występować zarówno na powierzchni gleb mineralnych, jak i organicznych. Poziom ten

jest powszechnie obecny glebach wytworzonych w warunkach leśnych, które – przez

silnie kwaśny odczyn i zbytnie uwilgotnienie – nie sprzyjają procesowi humifikacji. W

omawianym przypadku miąższość warstwy O jest tym większa, im bardziej są

niekorzystne warunki humifikacji.

W innym przypadku warstwy O zbudowane są z materiałów organicznych, które

zostały zakumulowane w środowisku nasyconym wodą (podmokłym, podtopionym) i

wykazują różny stopień humifikacji.

Warstwy organiczne O występują zwykle na powierzchni materiałów mineralnych.

Mogą też występować głębiej, jeśli są pogrzebane w materiale mineralnym. Poziom

organiczny wytworzony w procesie iluwialnym w glebach mineralnych nie jest zaliczany

do warstwy organicznej, chociaż może zawierać odpowiednie ilości materiału

organicznego.

L – poziomy i warstwy osadów podmokłych (limnicznych). Obejmują zarówno organiczne,

jak i mineralne osady podwodne, które są osadzane pod wodą na skutek bądź wytrącania,

bądź działania organizmów podwodnych (glony, okrzemki) bądź też obumarłych i

pływających roślin hydrofilnych, zmodyfikowanych przez podwodne zwierzęta.

Poziomy lub warstwy L obejmują ziemie koprogeniczne (torf osadowy, gytie,

muły), ziemie okrzemkowe oraz kredę jeziorną i margle. Występują w glebach

organicznych oraz sporadycznie w mułowo-glejowych. Mają następujące oznakowania: c

– ziemie koprogeniczne (gytie, muły) lub m – kreda jeziorna, margle.

A – poziom próchniczny. Jest to poziom mineralny występujący w powierzchniowej części

gleby. Wykazuje zanik wszystkich lub przynajmniej większości cech struktury materiałów

macierzystych. W poziomie tym najczęściej dochodzi do akumulacji zhumifikowanej

materii organicznej, która jest silnie zmieszana i w różnym stopniu powiązana z frakcjami

mineralnymi. Nie jest zdominowana przez właściwości charakterystyczne dla niżej

leżących poziomów E lub B. Poziom ten może też cechować się właściwościami

wynikającymi z uprawy rolniczej, użytkowania pastwiskowego lub podobnych rodzajów

zaburzeń układu naturalnego gleby.

8

Zwykle zawartość substancji organicznej waha się od ułamków procenta do 10%,

a w większości gleb wykorzystywanych pod uprawy rolnicze od 1 do 2%. Na ogół

miąższość poziomu próchnicznego waha się od kilku do kilkunastu centymetrów, w

glebach użytkowanych rolniczo wynosi 25 cm. Poziom ten odznacza się ciemnym

zabarwieniem (od barwy jasnoszarej do czarnej). Barwa jego jest ciemniejsza od niżej

leżących poziomów i jest uzależniona od zawartości próchnicy – im próchnicy więcej tym

ciemniejsze zabarwienie poziomu A.

W warunkach zbiorowisk leśnych poziom A najczęściej wystękuje poniżej

organicznej warstwy O, natomiast jeśli jest poddany użytkowaniu rolniczemu znajduje się

przy powierzchni gleby. Warunkiem do wyznaczenia poziomu A jest wyraźna akumulacje

próchnicy, choć poziom ten może obok cech poziomu próchnicznego posiadać cechy

poziomów E lub B. Natomiast świeże aluwia na powierzchni gleby lub nawiewane piaski

wydmowe zachowujące strukturę materiałów macierzystych nie mogą być zaliczane do

tego poziomu.

E – poziom wymywania (eluwialny). Jest to poziom mineralny, którego główną cechą jest

utrata frakcji ilastej, próchnicy, związków żelaza, glinu lub kombinacji tych materiałów.

Poziom ten wykazuje całkowitą utratę lub większość pierwotnej struktury materiału

macierzystego.

Jeśli poziom E występuje w profilu glebowym to leży blisko powierzchni gleby

pod poziomem O lub A i zalega na poziomie B. Poziom ten obejmuje strefę wymywania,

powstającą przede wszystkim na skutek działania zakwaszonych roztworów glebowych

przesiąkających w głąb profilu. Zawiera mniej materii organicznej niż poziomy leżące

powyżej (A i/lub O) oraz mniej półtoratlenków (tj. tlenków i wodorotlenków Fe i Al) lub

frakcji ilastej niż poziom B zalegający bezpośrednio pod nim. Od poziomu B różni się

ponadto większą jasnością, mniejszym nasyceniem barwą lub obiema tymi

właściwościami, a ponadto grubszym uziarnieniem lub kombinacją tych cech. Poziomu E

ma zdecydowanie jaśniejsze zabarwienie niż poziomy sąsiednie. Zabarwienie jego jest

popielate (jasnoszare), czasami nawet białe. Barwa najczęściej pochodzi od krzemionki,

która powstaje w wyniku chemicznego wietrzenia glinokrzemianów lub od ziaren kwarcu

pozbawionych żelazistych lub próchnicznych otoczek koloidalnych. Najbardziej

charakterystyczne poziomy eluwialne występują w glebach bielicoziemnych. W

niektórych glebach barwa tego poziomu odpowiada zabarwieniu ziaren piasku i pyłu, ale

w wielu glebach zachowane powłoczki tlenków żelaza lub innych związków maskują

barwę pierwotnych cząstek.

9

Symbol E może być stosowany do poziomów eluwialnych w obrębie poziomu B

lub pomiędzy jego partiami, a także może występować na większych głębokościach niż

się zwykle obserwuje, jeśli poziom ten jest wytworzony w procesie glebotwórczym.

W polskiej klasyfikacji podkreśla się odmienny charakter tego poziomu w glebach

bielicoziemnych (wymywanie głównie półtoratlenków) oraz w glebach płowoziemnych

(wymywanie frakcji ilastej), co znajduje swe odzwierciedlenie w zróżnicowaniu nazw

poziomów diagnostycznych dla tych gleb oraz w ich symbolice (odpowiednio Es i Et).

B – poziom wzbogacenia. Jest to poziom mineralny. Występuje pod poziomem O, A i E

(jeśli poziomy O i E występują) a poziomem C, G lub R. Struktury materiałów

macierzystych nie zaznaczają się w nim lub zaznaczają słabo. Najczęściej barwa poziomu

B jest brunatna, ewentualnie rdzawoszara. W poziomie tym można zaobserwować jedną z

cech lub kombinację następujących cech:

- iluwialne nagromadzenie krzemianowej frakcji ilastej, żelaza, glinu, humusu lub

każdego z tych składników, ewentualnie w różnych kombinacjach;

- wyraźne wmycie węglanów;

- rezydualne nagromadzenie półtoratlenków;

- obecność powłoczek półtoratlenków powodujących mniejszą jasność barwy, wyższe

nasycenie barwą i czerwieńszy odcień barwy w porównaniu z sąsiednimi poziomami

bez ewidentnej iluwiacji żelaza;

- rozkład i tworzenie się krzemianowej frakcji ilastej, uwolnienie tlenków albo obu tych

składników i formowanie się struktury foremnowielościennej lub pryzmatycznej,

gdy zmienia się objętość gleby na skutek zmian jej uwilgotnienia;

- rozkruszenie materiałów.

Do poziomu B mogą być włączone pewne warstwy wykazujące iluwialne

koncentracje węglanów, które są wynikiem procesów pedogenicznych, a także warstwy

pokruszone, mające również inne cechy przekształcenia, na przykład strukturę

pryzmatyczną lub iluwialne nagromadzenie niewielkiej ilości frakcji ilastej.

C – poziom lub warstwa materiałów macierzystych gleb mineralnych lub mineralne

podłoże gleb organicznych. Są to poziomy lub warstwy, z wyjątkiem skał litych podłoża,

w niewielkim stopniu przekształcone przez procesy pedogeniczne. Poziom C niekiedy

może być częściowo modyfikowany, ale nie ma w nim znamion pedogenezy. Innymi

słowy nie jest zmieniony procesami glebotwórczymi, dlatego też jest pozbawiony

właściwości poziomów O, A, E lub B. Materiały warstwy C mogą być albo podobne,

albo niepodobne do materiałów, z których tworzyło się solum. Jest to poziom mineralny i

10

występuje w niższych częściach profilu glebowego. Ze poziomu C powstają wyżej leżące

poziomy genetyczne.

Do warstwy C włączone są osady, saprofity, nieskonsolidowane skały podłoża lub

inne materiały geologiczne (także silnie zwietrzałe skały lite), które zwykle są

niescementowane i wykazują małą lub średnią podatność na rozkruszanie. Pewne gleby

wytworzyły się z materiałów silnie zwietrzałych. Jeśli taki materiał nie spełnia kryteriów

charakterystycznych dla właściwości poziomów A, E lub B, to określa się go jako poziom

C. Symbolem C oznacza się również osady wykazujące niepedogeniczną akumulację

krzemionki lub gipsu, bądź soli łatwiej rozpuszczalnych w zimnej wodzie niż gips także

wtedy, gdy są stwardniałe. Jeśli jednak warstwy stwardniałe wykazują ewidentny wpływ

procesów pedogenicznych, określane są jako poziom B.

G – poziom glejowy. Jest to poziom mineralny wykazujący cechy silnej lub całkowitej

redukcji zachodzącej w warunkach anaerobowych (beztlenowych). Niedobór tlenu

wywołany jest nadmiernym uwilgotnieniem. Redukcji ulegają przede wszystkim związki

żelaza i manganu. Żelazo z plus trzeciego stopnia utlenienia (Fe+3) ulega redukcji na plus

drugi stopień utlenienia (Fe+2). Z kolei obecnością zredukowanych związków żelaza i

manganu wpływa na charakterystyczną barwę poziomu glejowego, która zwykle jest

stalowoszara z odcieniem zielonym lub niebieskim. Poziom G nie wykazuje cech

diagnostycznych poziomów A, E lub B.

M – poziom murszowy. Jest to poziom organiczny wytworzony w procesie tlenowego

przeobrażenia pierwotnego utworu organicznego (torfu, gytii, mułu) po odwodnieniu

złoża. Powstaje więc w glebach, w których po obniżeniu poziomu wód gruntowych

następuje specyficzne przetwarzanie i ubytek substancji organicznej w górnej części

profilu. Zbudowany jest ze zhumifikowanej i przetworzonej w procesie pedoturbacji masy

organicznej, w której trudno zidentyfikować materiał wyjściowy, bowiem nie przekracza

on 15% objętości poziomu. Ma barwę czarną lub czarnobrązową. Wykazuje strukturę

agregatową: ziarnistą, płytkową, foremnowielościenną lub najczęściej angularną lub

pryzmatyczną.

W początkowym stadium murszenia utworów organicznych (np. torfów)

wykształca się poziom M1, nie przekraczający zwykle miąższości 20cm. Zawarta jest w

nim główna część masy korzeniowej darni. Substancja organiczna występująca w

poziomie M1 posiada tendencję do zgruźlenia. W profilach gleb o zaawansowanym

procesie murszenia pod poziomem M1 wykształca się poziom M2, którego miąższość

11

może wahać się w granicach 10 - 20cm. Poziom M2 charakteryzuje się strukturą

ziarnistą, agregaty są luźno ułożone a ich średnicy wynosi 1-2mm. W profilach gleb o

jeszcze silniej zaawansowanym procesie murszenia może wykształcić się dodatkowo

poziom M3. Tworzące go agregaty mają stosunkowo duże wymiary

R – podłoże skalne (skała lita). Są to warstwy litego podłoża skalnego zbudowane z

masywnych, słabo spękanych skał magmowych, osadowych lub metamorficznych,

takich jak: granit, bazalt, kwarcyt, wapień, piaskowiec lub łupek. Są one

scementowane i na tyle spójne, że nawet gdy są w stanie wilgotnym, kopanie otworu

łopatą jest praktycznie niemożliwe. Skały lite mogą mieć szczeliny, ale są one na tyle

rzadkie i małe, że penetracja korzeni roślin przez nie jest minimalna. Spękania mogą

być powleczone iłem, próchnicą lub innymi materiałami glebowymi.

2.2.2. Podpoziomy

Jeśli istnieje potrzeba dokładniejszej charakterystyki i podziału poziomów głównych

wówczas wprowadza się oznaczenia odpowiadające podpoziomom. Podpoziomy

symbolicznie oznacza się cyframi arabskimi stawianymi w ciągłej sekwencji po literze

oznaczających poziom główny ( O, A, B, C, E, G, P i R), np. A1, A2, A3. Liczba wskazuje na

różnice cech i właściwości poziomów, które mogą być obserwowane w profilu w czasie prac

terenowych. Części poziomu głównego mogą różnic się np. odmienną barwą, strukturą,

zawartością CaCO3 lub innymi cechami.

Aby dokładniej określić cechy i właściwości związane z genezą danego podpoziomu

stosuje się symbole literowe. Podpoziomy oznacza się małymi literami alfabetu łacińskiego o

określonym znaczeniu, które również stawiamy po symboli poziomu głównego, np. Ap, Cca,

Es, Et, Cg, Bt, Oi. Są to cechy towarzyszące, o wskaźnikowym znaczeniu dla genezy i

klasyfikacji gleb. Poniżej podane są symbole podpoziomów, czyli przyrostki do precyzyjnego

oznaczania cech i właściwości poziomów.

2.2.1.a. Przyrostki – dodatkowe oznaczenia w obrębie poziomów głównych i warstw oraz

ich stosowanie

Do oznaczenia cech specyficznych o znaczeniu wskaźnikowym dla genezy i klasyfikacji gleb

stosuje się małe litery alfabetu łacińskiego jako przyrostki dodawane bezpośrednio po dużych

literach (tab. 1). Określają one cechy towarzyszące procesowi glebotwórczemu, który

przyczynił się do wyodrębnienia poziomu głównego.

12

Tabela 1Przyrostki – dodatkowe oznaczenia w obrębie poziomów głównych i warstw

SymbolSgP*2011

OkreślenieSgP 2011

WystępowanieSgP 2011

OdpowiednikSgP 1989

a mocno rozłożony (zhumifikowany) materiał organiczny(torf), odpowiadający R3

Oa –

a poziom lub warstwa wytworzona przez człowieka poziomy mineralne anb pogrzebany poziom genetyczny poziomy mineralne bc konkrecje, kukiełki, pieprze poziomy mineralne cnc ziemie koprogeniczne (gytie, muły) Lc mca skały węglanowe, nie stosuje się do akumulacji wtórnych

węglanówRca –

cs skały – materiały gipsowe – nie stosuje się do akumulacjiwtórnych siarczanów

Rcs –

d warstwa stwardniała, powodująca fizyczne ograniczenierozwoju korzeni

poziomy mineralnenie dotyczy m

x

e średnio rozłożony (zhumifikowany) materiał organiczny(torf), odpowiadający R2

Oe R2

f poziom butwinowy poziomu organicznego w glebachleśnych

Of f

g silne oglejenie poziomy mineralne g, ggfh poziom detrytusowi poziomu organicznego w glebach

leśnychOh f

h iluwialna akumulacji materii organicznej poziomy mineralne hh podwoziom epihumusowy poziomu organicznego w

glebach leśnychOh h

i powierzchnia ślizgu Bi –i słabo rozłożony (zhumifikowany) materiał organiczny

(torf), odpowiadający R1Oi R1

k pedogeniczna akumulacja węglanów (tzw. wtórnych) z wyjątkiem R cal podwoziom surowiznowy poziomu organicznego w

glebach leśnychOl l

m kreda jeziorna, margle Lm –m cementacja lub stwardnienie w glebach mineralnych poziomy mineralne xn pedogeniczna akumulacja wymiennego sodu bez ograniczeń nao nieiluwialna akumulacja półtoratlenków w warunkach

przepływu wód (gleby ochrowe)Bo –

p poziom orny rozluźniony, spulchniony przez orkę Ap i poziomy E, Cprzekształcone wAp

p

r orsztyn Br oxs iluwialna akumulacja półtoratlenków żelaza i glinu Be fes eluwialne wymycie półtoratlenków żelaza i glinu Es est iluwialna akumulacja minerałów ilastych Bt tt eluwialne wymycie frakcji ilastej Et etu poziom murszowaty lub murszasty Au e, iv powstawanie zabarwienia rdzawego w piaskach luźnych i

słabogliniastych (wzbogacenie w żelazo in situ) wpoziomie sideric

Bv v

w powstawanie zabarwienia brunatnego (nieiluwialnaakumulacja żelaza) i/lub struktury glebowej w poziomiecambic

Bw br

x charakter fragipanu bez ograniczeń xy akumulacja gipsu bez ograniczeń –z akumulacja soli łatwiej rozpuszczalnych w zimnej

wodzie niż gipsbez ograniczeń sa

SgP – Systematyka gleb Polski

13

Wiele poziomów głównych i podpoziomów oznakowanych dużymi literami

najczęściej zawiera więcej niż jeden przyrostek. Zasady ich stosowania są następujące:

- przyrostki powinny być umieszczone bezpośrednio po dużej literze, określającej poziom

główny;

- jeśli do opisu poziomu lub podpoziomu stosuje się więcej niż jeden przyrostek to powinny

występować w następującej kolejności (oczywiście jeśli są używane): a, d, e, f, h, i, r, s, t, v,

w itp.;

- przyrostki: c, g, m, x, jeśli występują w opisie, powinny być stosowane jako ostatnie;

- rzadko stosuje się więcej niż trzy przyrostki;

- do poziomów mieszanych i przejściowych nie stosuje się przyrostków z wyjątkiem gleb

organicznych.

2.2.3. Poziom mieszany i przejściowy

Poziomem mieszanym nazywa się część profilu glebowego, w którym morfologiczne zmiany

między sąsiednimi poziomami głównymi obejmują pas szerszy niż 5cm. Morfologiczne cechy

przyległych poziomów glebowych są wyraźne i istnieje ciągłość między wcinającymi się

językami i poziomami im odpowiadającymi. Poziom mieszany oznacza się dużymi literami,

charakteryzującymi poziom główny, oddzielonymi ukośna kreską, np. A/E, A/C, B/C.

Poziomem przejściowym określa się część profilu glebowego, w którym

jednocześnie widoczne są morfologiczne cechy sąsiednich poziomów głównych. Oznacza się

go dużymi literami charakteryzującymi pozom główny, np. AE, EB, BC. Pierwsza litera

oznacza poziom, do którego poziom przejściowy jest bardziej podobny, czyli symbolem

poziomu głównego, którego cech morfologicznych obserwuje się więcej.

2.3. Warstwy glebowe i nieciągłości litogeniczne

Warstwa glebowa to wyodrębniający się w profilu glebowym lub pod nim utwór mineralny

i/lub organiczny posiadający cechy i właściwości związane z procesami geologicznymi i

glebowymi lub z procesem biologicznej akumulacji. Nie jest on zmieniony przez procesy

rozwoju gleby.

Pojęcia warstwy sedymentacyjnej lub wietrzeniowej nie można utożsamiać z

poziomem genetycznym. Warstwy glebowe powstają w wyniku litogenezy, a nie pedogenezy,

jak to jest w przypadku poziomów genetycznych.

W celu uwzględnienia genetycznej heterogeniczności materiału występującego w

profilu glebowym, tj. w przypadku obecności w profilu utworów różnego pochodzenia

14

geologicznego o wyraźnych granicach nieciągłości litologicznych – np. poziomy A i E

wytworzone są z piasku zwałowego, a poziomy B i C z gliny zwałowej – w opisie poziomów

genetycznych, oprócz dużych liter alfabetu łacińskiego (i w przypadku podpoziomów także

cyfr arabskich), stosuje się numerację. Uwzględnia ona każdy utwór, który oznacza się cyfrą

arabską, stawianą przed symbolem poziomu głównego. Powierzchniowy utwór (poziomy A i

E), któremu odpowiada arabska jedynka nie jest numerowany, natomiast każdy następny

otrzymuje kolejny numer 2, 3 itd., np. Ap-E-2B-2Cca-3G.

Opisaną wyżej sytuację – kiedy to w profilu glebowym lub w utworze macierzystym,

występują materiały różnego pochodzenia geologicznego – określa się mianem nieciągłości

litogenicznych.

2.3.1. Gleby całkowite i niecałkowite

Z obecnością w profilu glebowym i/lub pod nim warstw glebowych i nieciągłości

litogenicznych związane są pojęcia „gleby całkowitej” i „gleby niecałkowitej”. Jeżeli

wszystkie poziomy genetyczne analizowanej gleby, łącznie ze skała macierzystą, zbudowane

są z tego samego materiału pod względem granulometrycznym i genetycznym, to określa się

ją mianem gleby całkowitej. W przypadku występowania w profilu glebowym materiału o

różnym pochodzeniu geologicznym i najczęściej zróżnicowanym uziarnieniu, glebę określa

się jako niecałkowitą.

Innymi słowy profil gleby całkowitej formuje się z jednej skały macierzystej (składa

się z jednej warstwy glebowej; w całym profilu glebowym wyróżnia się podobny skład

granulometryczny). Natomiast w obrębie profilu gleby niecałkowitej występują co najmniej

dwie warstwy glebowe, profil glebowy jest zbudowany z różnych utworów glebowych, które

następują po sobie.

2.4. Głębokość (miąższość) gleby

Określenie głębokości gleby może stwarzać pewne problemy, ponieważ pojęcie to może mieć

w gleboznawstwie kilka znaczeń. Wyróżnia się tzw. genetyczną głębokość gleby, która jest

równa sumie miąższości wszystkich poziomów genetycznych danej gleby (łącznie z górną

częścią utworu macierzystego). W warunkach Niżu Polskiego, w glebach dobrze

rozwiniętych, waha się ona od kilkudziesięciu centymetrów do około 2 metrów. Wyróżniana

bywa też głębokość solum – z pominięciem utworu macierzystego.

Poza genetyczną głębokością gleby wyróżnia się też głębokość biologiczną, czyli

miąższość strefy, którą wyznaczają ślady działalności organizmów. Najczęściej jest to strefa

15

dostępna korzeniom roślin. Głębokość biologiczna może być mniejsza lub większa od

głębokości genetycznej. Drugi przypadek jest u nas częstszy, bowiem zasięg palowych

systemów korzeniowych drzew przekracza głębokość strefy objętej wyraźnym wpływem

procesów glebowych. Przykładem odwrotnej sytuacji mogą być bielice o mocno

zorsztynizowanym poziomie wzbogacenia. Duża zawartość toksycznych składników

(niekrystalicznych związków glinu w tym poziomie) jest powodem, że większość korzeni nie

przenika poniżej jego górnej granicy. Specjalnego uzasadnienia nie wymaga fakt, że gleby

biologicznie głębsze są lepsze od biologicznie płytkich.

Silnie erodowane gleby górskie ukształtowane z masywnych skał macierzystych mogą

być płytkie zarówno genetycznie, jak i biologicznie.

2.5. Barwa gleby

Barwą gleby nazywa się wrażenie wzrokowe wywołane przez odbitą od gleby widzialną

część promieniowania słonecznego.

Barwa jest ważną i najbardziej rzucającą się w oczy cechą morfologiczną gleby.

Większość regionalnych nazw typów gleb wywodzi się od barwy charakterystycznych

poziomów glebowych, np. czarnoziemy, czarne ziemie, gleby brunatne itd. W większości

klasyfikacji gleb barwa jest zaliczana do kryteriów identyfikacyjnych, wyznaczających

poziomy diagnostyczne gleb. Ponadto barwa może być wskaźnikiem ekologicznej wartości

siedliska. Zabarwienie poziomów glebowych jest dość ściśle związane ze składem oraz

fizycznymi i chemicznymi właściwościami utworów glebowych. Pozwala ono już na

pierwszy rzut oka stwierdzić obecność lub brak pewnych związków w różnych częściach

profilu glebowego, informuje też o przebiegu różnych procesów glebowych. Na podstawie

barwy doświadczony gleboznawca, bez żmudnych pomiarów, może ocenić typ stosunków

powietrzno-wodnych, warunki areacji (napowietrzenia), aktywność biologiczną i wiele

innych ważnych ekologicznie cech.

Barwy, jakimi odznaczają się gleby i ich elementy, wywodzą się z trzech

podstawowych: białej, czarnej i czerwonej. Barwę nadają określone związki chemiczne i

organiczne występujące w glebie. Największy wpływ na zabarwienie gleby mają następujące

składniki: próchnica, związki żelaza, związki manganu, ziarna kwarcu, ziarna i konkrecje

kalcytu oraz krzemionka.

Próchnica nadaje glebie barwę czarną, szarą ewentualnie brązowoszarą. Im więcej

próchnicy w danej części profilu glebowego, tym ciemniejsze zabarwienie. Związki żelaza

(magnetyt, hematyt, getyt, limonit) nadają barwę czerwoną, pomarańczową, brunatną,

16

zielonkawą, niebieską. Barwa zależy od stopnia utlenienia, na którym występuje żelazo.

Żelazo na +3 stopniu utlenienia nadaję barwy o ciepłych odcieniach (czerwona,

pomarańczowa, żółta). Natomiast żelazo na +2 stopniu utlenienia nadaje barwy o odcieniach

zimnych (zielonkawa, niebieska, odcienie stalowoszare), świadczą one o niedotlenieniu gleby

związanym z nadmiernym uwilgotnieniem. Związki manganu nadają barwę czarną,

brązową, niekiedy fioletoworóżową. Ziarna kwarcu, ziarna i okruchy kalcytu,

krzemionka wpływają na występowanie barwy białej.

Barwy gleby mogą być jednolite i niejednolite. Wśród barw niejednolitych wyróżnia

się plamiste, językowate, smugowate, marmurkowe. W zabarwieniu plamistym na tle barwy

dominującej występują plamy o odmiennej barwie. Barwy językowe wyróżnia się wówczas,

gdy odmienne zabarwienie występuje w kształcie zacieków. Barwy smugowe, gdy na tle

zasadniczej barwy widoczne są mniej lub bardziej równoległe do powierzchni terenu smugi o

odmiennym zabarwieniu. Natomiast barwy marmurkowe wyróżnia się, gdy na tle mniej

więcej jednolitej barwy występują jasne smugi wzdłuż szczelin i obumarłych korzeni.

W celu wyeliminowania błędów w ocenie barwy, stosuje się tabele wzorcowe, które

przy opisywaniu gleb porównuje się, dobierając każdorazowo do danej próbki bezpośrednio

w terenie odpowiedni wzorzec. Najczęściej stosuje się tabele Munsella. Barwy w tych

tabelach ujęte są w trójwymiarowym układzie współrzędnych. Każda barwa określana jest

trzema elementami – odcieniem, czystością i nasyceniem.

2.6. Struktura gleby

Struktura gleby to rodzaj i sposób wzajemnego powiązania oraz przestrzenny układ

elementarnych cząstek stałej fazy gleby. Przy określaniu struktury glebowej uwzględnia się

kształt, wielkość, trwałość, sposób wzajemnego powiązania i przestrzenny układ elementów

strukturalnych.

Zgodnie z obowiązującym IV wydaniem Systematyki gleb Polski wyróżnia się trzy

zasadnicze typy struktur glebowych: proste (bezagregatowe), agregatowe i włókniste.

Dokładniejszy podział typów prezentowany jest poniżej.

1. Struktury proste (nieagregatowe) a. rozdzielnoziarnista – r b. spójne (zwarta, masywna) – m2. Struktury agregatowe a. sferoidalne - koprolitowa – ko - gruzełkowata – gr - ziarnista – zn

17

b. foremnowielościenne (poliedryczne) - foremnowielościenna ostrokrawędzista (angularna) – oa - foremnowielościenna zaokrąglona (subangularna) – os - bryłowa – br c. wrzecionowate - pryzmatyczna – pr - słupowa – ps d. dyskoidalne - płytkowa – dp - skorupkowa – ds3. Struktury włókniste - gąbczasta – hg - włóknista – hw

Do struktur prostych zalicza się strukturę rozdzielnoziarnistą i spójną. W pierwszej

z nich poszczególne elementarne cząstki stałej fazy gleby są ułożone luźno. Struktura ta

charakteryzuje gleby gruboziarniste (np. zbudowane ze żwirów lub z piasków luźnych), w

których brak spoiwa (koloidów mineralnych, próchnicy i innych substancji wiążących)

umożliwiającego łączenie się poszczególnych ziaren w większe jednostki strukturalne, tj. w

agregaty. Natomiast struktura spójna cechuje się tym, że w masie glebowej brak jest

naturalnej łupliwości lub jest ona niewidoczna. Występuje tu jednolita masa glebowa, która

zawiera małe ilości frakcji ilastej (pęczniejącej, kruszącej się) i materii organicznej. Dlatego

nie wykazuje żadnych pęknięć ani trwałych szczelin, które powodowałyby naruszenie

fizycznej jednolitości utworu. Strukturę spójną spotyka się w niektórych glebach ciężkich, np.

wytworzonych z iłów, które w stanie wilgotnym są plastyczne, a po wyschnięciu bardzo

zwięzłe i twarde, lecz nie tworzą agregatów określonej wielkości i kształtów.

W obrębie typu struktury masywnej istnieje czasami potrzeba wyróżnienia

następujących podtypów: plastycznej struktury spójnej – charakteryzującej utwory ilaste

będące stale silnie wilgotne; kruchej struktury spójnej – charakteryzującej utwory pyłowe

prawie nie zawierające frakcji ilastej; scementowaną strukturę spójną – powstającą na skutek

lokalnej koncentracji związków chemicznych, które nieodwracalnie cementują cząstki

glebowe; amorficzną strukturę spójną – zbudowaną w przeważającej części ze związków

próchnicznych.

Struktury agregatowe to takie, w których można wyróżnić naturalne płaszczyzny

łupliwości (odspojenia). Indywidualne elementy strukturalne nazywa się agregatami.

Struktury te opisuje się według następujących cech: kształtu elementów strukturalnych i

sposobu ich ułożenia w profilu glebowym (typ struktury), wymiaru agregatów strukturalnych

(klasa wielkości agregatów), stopnia rozróżnialności elementów strukturalnych w profilu

18

glebowym i ich trwałości (stopień wykształcenia struktury glebowej). Struktury agregatowe

dzieli się na struktury sferoidalne, które w dalszej kolejności dzielone są na koprolitową,

gruzełkowatą i ziarnistą; foremnowielościenne (ostrokrawędzista, zaokrąglona i bryłowa);

wrzecionowate (pryzmatyczna i słupowa) a także dyskoidalne, wśród których wyróżnia się

strukturę płytkową i skorupkową.

Agregaty tworzące struktury sferoidalnej mają kształt kulisty o powierzchniach

gładkich lub chropowatych, ale nie przylegających do powierzchni otaczających agregatów.

Jednym z typów struktury sferoidalnej jest struktura koprolitowa charakteryzującą się

agregatami o kształtach nieregularnych, niekiedy graniastych. Struktura ta składa się głównie

z odchodów dżdżownic, wazonkowców i innych bezkręgowców glebowych. Agregaty mniej

trwałe rozpadają się na mniejsze elementy, wskutek czego struktura upodabnia się do

struktury gruzełkowatej. Struktura gruzełkowata posiada agregaty kuliste, porowate i trwałe.

Spoiwem są przede wszystkim polimery próchniczne, śluzy bakteryjne i minerały ilaste.

Koloidy mineralno-organiczne są w znacznym stopniu wysycone kationami wapnia. Struktura

ta jest charakterystyczna dla poziomów próchnicznych gleb uprawnych. Natomiast struktura

ziarnista składa się z agregatów pozbawionych wewnętrznej porowatości. Powstały one

głównie na skutek dezintegracji fizycznej (naprzemienne wysuszanie – namakanie, czy też

zamarzanie – odmarzanie) macierzystego materiału glebowego: mineralnego (o budowie

drobnoziarnistej) oraz organicznego (z całkowicie zhumifikowanych torfów). Struktura ta jest

charakterystyczna dla poziomów poddarniowych użytków zielonych na glebach mineralnych.

W strukturze foremnowielościennej agregaty mają kształt wielościanów foremnych

o gładkich lub chropowatych powierzchniach, przylegających do powierzchni sąsiednich

agregatów. Struktura foremnowielościenna ostrokrawędzista cechuje się agregatami o

gładkiej powierzchni oraz ostrych narożach i krawędziach. Agregaty te powstają na skutek

dezintegracji utworów drobnoziarnistych, np. iłów zwykłych, iłów pylastych, czy też glin

zwykłych. Na swojej powierzchni mają czasem ilaste powłoczki. Z kolei struktura

foremnowielościenna zaokrąglona posiada agregaty o gładkich, wklęsłych lub wypukłych

powierzchniach oraz zaokrąglonych narożach i krawędziach. Tego typu struktury spotyka się

najczęściej w glebach brunatnych, rzadziej płowych, o uziarnieniu średnim, np. w glinach

lekkich i zwykłych. Gdy gleby zawierają mało frakcji ilastej, struktura tego typu jest o wiele

mniej trwała niż struktura ostrokrawędzista. Kolejną strukturą należącą do

foremnowielościennej jest struktura bryłowa Zawiera ona duże, nieregularne agregaty o

szorstkich powierzchniach. Powstają one w poziomie uprawnym wskutek orki zbyt suchych

19

lub zbyt mokrych ciężkich gleb ubogich w próchnicę. Struktura ta jest sztucznie wytworzona

w wyniku mechanicznej uprawy roli.

Struktury wrzecionowate charakteryzują się obecnością agregatów o kształcie

graniastosłupów wrzecionowatych (oś pionowa jest znacznie dłuższa od osi poziomej).

Agregaty w profilu glebowym są ułożone pionowo. Jeśli agregaty mają kształt

graniastosłupów wrzecionowatych ostrokrawędzistych z płaskimi powierzchniami – górną i

dolną – to zalicza się je do struktury pryzmatycznej. Tworzy się ona w glebach bardzo

drobnoziarnistych przy ich głębokim wysychaniu i namakaniu. Natomiast agregaty o

wyglądzie graniastosłupów wrzecionowatych o zaokrąglonych krawędziach i zaokrąglonej

powierzchni górnej są zaliczane do struktury słupowej. Jest ona charakterystyczne dla gleb,

których kompleks sorpcyjny jest w znacznym stopniu wysycony kationami sodu, a czasami

sodu i magnezu (sołońce, sołończaki, gleby sodowe).

W strukturze dyskoidalnej agregaty są rozbudowane w kierunku osi poziomych przy

znacznym zredukowaniu osi pionowej. Dominuje tu łupliwość w płaszczyźnie poziomej i

poziomy układ płytek. Struktura płytkowa posiada agregaty o kształcie prostych płytek i

najczęściej szorstkich powierzchniach. Płytki oddzielone są od siebie małymi szczelinami

powstającymi przy wysychaniu gleby lub wskutek tworzenia się wewnątrz gleby soczewek

lodu. Natomiast struktura skorupkowa cechuje się obecnością agregatów o kształcie płytek

miseczkowato wklęsłych i gładkiej powierzchni górnej i szorstkiej powierzchni dolnej.

Agregaty powstają podczas wysychania i nierównomiernego kurczenia się materiałów

rytmicznie warstwowanych (np. iłów warwowych).

Struktury włókniste występują w glebach organicznych zbudowanych z torfów słabo

lub średnio zhumifikowanych. W masie organicznego materiału macierzystego znajdują się

znaczne ilości korzeni, łodyg i liści roślin torfotwórczych o różnym stopniu rozłożenia i w

różnym stopniu przemieszane z kompleksowymi związkami próchnicznymi. W zależności od

genezy utworów organicznych wyróżnia się strukturę gąbczastą lub włóknistą właściwą.

Struktura gąbczasta jest charakterystyczna dla słabo rozłożonych (R<35%) torfów

mechowiskowych. Są one zbudowane z drobnych korzonków turzyc oraz listków i łodyg

mchów. Tworzą elastyczną, gąbczastą, bardzo porowatą masę przesiąkniętą wodą. Istotnym

elementem struktury są nierozłożone szczątki roślin torfotwórczych. Natomiast struktura

włóknista jest charakterystyczna dla słabo rozłożonych (R<35%) torfów turzycowiskowych i

szuwarowych. W masie torfu przeważają drobne korzonki turzyc, grube kłącza i korzonki

trzciny, czasami kłącza skrzypu, a niekiedy domieszki kory wierzb. Torfy turzycowiskowe

tworzą strukturę drobnowłóknistą, natomiast torfy szuwarowe – grubowłóknistą.

20

Podczas badań terenowych struktury opisuje się według kilku cech. Jedną z nich jest

kształt elementów strukturalnych i sposób ich ułożenia w glebie. Jest to typ struktury.

Kolejna cecha to wielkość elementów strukturalnych, czyli rodzaj struktury. Ważny jest

także stopień wykształcenia elementów strukturalnych w glebie oraz ich trwałość (np.

odporność na działanie wody) – odmiana struktury glebowej. Pod względem stabilności

agregatów wyodrębnia się strukturę trwałą i nietrwałą. Na podstawie stopnia wykształcenia i

trwałości agregatów wydziela się cztery odmiany struktur glebowych:

- struktura bezagregatowa – w masie glebowej nie można dostrzec ani agregatów, ani

wyraźnie zaznaczonych naturalnych linii odspojenia. Jeżeli materiał jest zwięzły, strukturę

określa się jako spójną, gdy materiał jest sypki, wówczas strukturę nazywa się

rozdzielnoziarnistą.

- struktura agregatowa słaba – agregaty są słabo wykształcone, prawie nie rozróżnialne w

profilu. Materiał glebowy wydobyty z profilu glebowego i rzucony z pewnej wysokości

(np. 1 m) na powierzchnię terenu rozpada się tworząc mieszaninę niewielu trwałych

agregatów, wielu agregatów rozkruszających się i przeważającej ilości materiału

bezagregatowego.

- struktura agregatowa średnio trwała – agregaty są dobrze ukształtowane, wyraźne, ale

średnio trwałe i nie dające się wyróżnić na wygładzonej ścianie profilu. Materiał glebowy

wydobyty z profilu i rzucony na powierzchnie rozpada się na mieszaninę wielu

wyraźnych agregatów, pewną ilość agregatów rozkruszających się i niewiele materiału

bezagregatowego. Struktura agregatowa średnio trwała charakteryzuje się więc dobrze

ukształtowanymi agregatami, które są średnio trwałe, ale wyraźne, jednak nie dające się

wyróżnić w glebach nierozkruszonych.

- struktura agregatowa trwała – ten stan strukturalności gleby charakteryzuje się

obecnością trwałych agregatów, które są wyraźnie widoczne nawet na ścianie profilu

glebowego. Agregaty słabo przylegają do siebie i są odporne na rozkruszanie. Materiał

glebowy wydobyty z profilu i rzucony na powierzchnię terenu składa się głównie z

agregatów naturalnych, niewielkiej ilości agregatów rozkruszonych i bardzo małej ilości

materiału bezagregatowego.

Typ struktury gleby ma duże znaczenie ekologiczne, jest także ważną cechą

diagnostyczną w systematyce gleb. Najkorzystniejsze warunki do rozwoju większości roślin

stwarza w glebach mineralnych trwała struktura gruzełkowata lub koprolitowa, zapewniająca

łatwość penetracji korzeni oraz dobre warunki aeracji nawet przy dużym nasyceniu gleby

wodą. Wolne przestrzenie międzygruzełkowe umożliwiają swobodną wymianę gazów także

21

wtedy, gdy woda wypełnia już wszystkie kapilary wewnątrz gruzełków. Zaletą tej struktury

jest jej znaczna wodoodporność.

2.6.1. Czynniki wpływające na powstawanie agregatów glebowych

Do czynników, które wpływają na powstawanie struktury agregatowej zalicza się koloidy

glebowe, minerały ilaste, dwuwartościowe kationy wapnia i magnezu, substancję organiczną,

florę i faunę glebową a także zabiegi agrotechniczne.

Jednym z najważniejszych składników gleby wpływającym m.in. na powstawanie

agregatów strukturalnych są koloidy glebowe, które w stanie skoagulowanym stanowię

lepiszcze wiążące poszczególne cząstki elementarne. Sam proces koagulacji nie jest jeszcze

wystarczający do powstania trwałych gruzełków, ale je warunkuje. Przyczyną koagulacji

koloidów glebowych jest odwodnienie zachodzące przede wszystkim podczas przemarzania

lub dodatku elektrolitów. Szczególne znaczenie ma oddziaływanie kationów

dwuwartościowych Ca2+ i Mg2+. Dużą zdolność do tworzenia większych agregatów wykazują

zwłaszcza koagulaty powstające pod wpływem jonów wapnia w przedziale odczynu gleby od

słabo kwaśnego do słabo alkalicznego. Minerały ilaste mają właściwości klejące i tworzą

agregaty sklejające się zarówno między sobą, jak i cząstkami piasku i pyłu. Tworzenie

agregatów pod wpływem działania cząstek ilastych jest możliwe jednak tylko w glebach o

dużej zawartości frakcji iłowej. Ważnym składnikiem gleby jest też substancja organiczna,

która wywiera bardzo duży wpływ na powstawanie i stabilizację agregatów glebowych.

Szczególne znaczenie mają kwasy huminowe i znajdujące się w śluzach bakteryjnych

polisacharydy i poliuronidy, które tworzą siatkę włókien pomiędzy nieorganicznymi

cząstkami gleby i sklejają je ze sobą. Próchnica z jednej strony zlepia większe cząsteczki

mineralne, z drugiej – powoduje rozluźnienie gleb ciężkich. Zaletą próchnicy jest ogromny

wpływ na zwiększenie porowatości gruzełków. Spośród fauny glebowej istotną rolę

odgrywają przede wszystkim dżdżownice, których wydaliny – koprolity, to doskonałej

jakości agregaty glebowe, odporne na działanie opadów i ugniatanie kołami maszyn

rolniczych. Powstają one dzięki sklejaniu cząstek gleby śluzową wydzieliną przewodu

pokarmowego dżdżownic. Szczególnie korzystnie na tworzenie się struktury agregatowej i

wodoodporność agregatów wpływają systemy korzeniowe traw i roślin motylkowych. Tworzą

one sieć kanałów ułatwiających rozpadanie masy glebowej na agregaty oraz wydzielają

substancje śluzowe zlepiające elementarne ziarna mineralne gleby. Wszystkie zabiegi

agrotechniczne winny pozytywnie wpływać na kształtowanie się trwałej struktury

agregatowej, szczególnie gruzełkowatej. Orka prowadzona w stanie optymalnej wilgotności

22

uprawowej (wynoszącej ok. 60-80% polowej pojemności wodnej) powoduje rozkruszenie

gleby, a jednocześnie stwarza korzystne warunki do działania innych czynników

strukturotwórczych. Z kolei efekt nawożenia ujawnia się jako skutek wprowadzania kationów

dwuwartościowych i substancji organicznej w postaci nawozów naturalnych oraz zwiększonej

ilości resztek pożniwnych.

2.6.2. Czynniki wpływające destrukcyjnie na strukturę glebową

Oprócz czynników kształtujących strukturę agregatową można też wyodrębnić czynniki

powodujące jej niszczenie. Jednym z nich jest uprawa mechaniczna przeprowadzona w

niewłaściwym stanie uwilgotnienia gleby. Obróbka gleby suchej wywołuje rozkruszanie

istniejących agregatów. Natomiast w przypadku gleby nadmiernie uwilgotnionej agregaty są

rozmazywane. Negatywnie też wpływa ugniatanie gleby kołami maszyn rolniczych, czy też

wprowadzanie do gleby wraz z nawozami kationów jednowartościowych – NH4+, Na+, K+,

które powodują peptyzację koloidów glebowych i są powodem rozpadu istniejących już

agregatów strukturalnych. Do czynników niesprzyjających należy też zaliczyć erozję wodną i

wietrzną a także niesprzyjające czynniki atmosferyczne, np. bardzo intensywne deszcze.

2.7. Układ gleby

Układ gleby należy rozumieć jako przestrzenne rozmieszczenie zarówno cząstek

pierwotnych, jak i agregatów. Tak jedne, jak i drugie mogą być rozmieszczone luźno (np. w

piaskach) i szczelnie (np. w iłach). Im układ jest luźniejszy tym większa jest porowatość

gleby, która to zależy nie tylko od przestrzeni między agregatami, ale także od wewnętrznej

porowatości samych agregatów.

W praktyce gleboznawczo-rolniczej wyróżnia się następujące układy glebowe:

1. luźny – gleby o budowie rozdzielnoziarnistej, np. pl

1a. słabo-pulchny – budowa gruzełkowa o małej trwałości agregatów, np. pg

2. pulchny – gleby strukturalne, agregaty gruzełkowe porowate, np. pg, gp

2a. pulchno-zwięzły – struktury foremnowielościenne, np. gl

3. zwięzły – agregaty wrzecionowate pryzmatyczne, np. gz

4. zbity – budowa zwartocząsteczkowa, np. gpyi

4a. silnie zbity – np. iż, ic

2.8. Konkrecje glebowe

Konkrecjami glebowymi (nowotworami) nazywa się skupienia substancji o różnym

składzie, formie, kształcie, wielkości i stopniu cementacji, różniące i odcinające się na tle

23

masy glebowej, widoczne gołym okiem. Są to obce pierwotnemu tworzywu gleby różnorodne

skupienia mineralne lub mineralno-organiczne, spojone substancjami wytraconymi z

roztworów glebowych. Nowotwory glebowe powstają w specyficznych warunkach

glebowych i tworzą się wskutek przebiegu różnych procesów chemicznych, biochemicznych

oraz biologicznych. Mogą mieć różne właściwości i wielkość – od ziarenek o średnicy

ułamka mm do kilkumetrowych brył.

Geneza ich jest ściśle związana z procesami glebotwórczymi. Stąd też charakter

nowotworów i sposób ich występowania w glebie wskazują na przebieg i natężenie różnych

procesów glebowych, jak bielicowanie, ługowanie, procesy glejowe. I tak na przykład,

występowanie licznych drobnych konkrecji żelazisto-manganowych w glebach opadowo-

glejowych wskazuje na zmienne warunki wodno-powietrzne, a występowanie konkrecji

węglanowych w dolnych poziomach gleb brunatnych może być tłumaczone procesami

ługowania.

Znajomość warunków powstawania konkrecji glebowych może być bardzo przydatna

przy różnego rodzaju pracach terenowych (np. kartografia gleb, bonitacja gleb i in.). Pozwala

ona na trafną ocenę właściwości gleby jedynie na podstawie badań morfologicznych lub

bardzo prostych oznaczeń chemicznych (np. oznaczanie zawartości CaCO3 na podstawie

reakcji z kwasem solnym).

2.8.1. Podział konkrecji glebowych

Podział konkrecji glebowych związany jest z ich genezą. Zasadniczo wyodrębnia się dwie

grupy. Do pierwszej z nich zalicza się konkrecje pochodzenia chemicznego i

biochemicznego tworzące się na drodze reakcji chemicznych, często stymulowanych przez

organizmy glebowe. Druga grupa to konkrecje pochodzenia zoogenicznego, które są

efektem procesów życiowych zwierząt glebowych.

Konkrecje pochodzenia chemicznego i biochemicznego to:

1. nagromadzenia łatwo rozpuszczalnych soli

Spotyka się je w krajach o klimacie suchym i półsuchym. Powstają na skutek wytrącania:

NaCl, Na2SO4, CaCl2, MgCl2. Mają postać wykwitów, nalotów, zacieków, plam, żyłek.

Często też tworzą białe, zbite skorupy na powierzchni gleb.

2. konkrecje gipsowe

Konkrecje te, podobnie jak nagromadzenia łatwo rozpuszczalnych soli, występują w krajach o

klimacie suchym i półsuchym. W tym przypadku wytrąca się CaSO4x 2H2O (gips). Konkrecje

24

mogą mieć postać nalotów, białych cętek, żyłek, kryształków gipsu, czy też cienkich włókien

zwanych pseudogrzybniami.

3. konkrecje żelaziste i manganowe

Wytrącenia związków żelaza oraz związków żelaza i manganu, często z domieszką

związków organicznych, glinu, fosforu, baru tworzą w glebach konkrecje różnego kształtu i

różnej wielkości. Są one powszechne w glebach naszej strefy klimatycznej.

Zasadniczo mechanizm powstawania tych konkrecji polega na działania na glebę

kwaśnych roztworów, które uruchamiają różne składniki, z przewagą związków żelaza.

Związki te – po przemieszczeniu – wytrącają się na pewnej głębokości w profilu glebowym,

tworząc nowotwory. Nowotwory żelaziste mogą powstawać nie tylko na drodze chemicznej,

ale także biochemicznej, na przykład wskutek wytrącania się z wody, która podsiąka w

profilu glebowym ku górze.

Obecność konkrecji żelazistych i manganowych świadczy o występowaniu w glebach,

obecnie lub w przeszłości, zmiennych warunków wodno-powietrznych.

Dalszy podział konkrecji żelazistych i manganowych związany jest z ich wyglądem,

czy też kształtem.

a. pieprze

drobne kuliste nowotwory, barwy od ciemnobrunatnej do czarnej. Ich wielkość dochodzi do 5

mm. Najczęściej występują w poziomach próchnicznych i podpróchnicznych gleb odgórnie

oglejonych, w których panują długotrwałe warunki beztlenowe. Przy kopaniu odkrywki

glebowej w stanie wilgotnym pieprze rozmazują się i tworzą ciemne smużki przebiegające

zgodnie z kierunkiem ruchu łopaty.

b. bobki, fasolki, groszki, orzeszki

są to konkrecje o kształcie kulistym i nerkowatym, oprócz związków żelaza zwykle posiadają

znaczną zawartością manganu. Często w ich składzie znajdują się też domieszki fosforu,

który został unieruchomiony przez związki żelaza i glinu w warunkach silnie kwaśnego

odczynu gleby. Występowanie tych nowotworów wskazuje, że gleby obecnie lub w

przeszłości, odznaczały się zmiennymi warunkami wodno-powietrznymi.

c. nieregularne bryły

powstają przeważnie w glebach piaszczystych. Ich powstawanie może wiązać się z procesami

„bielicowania przykorzeniowego”, przebiegającymi w wyniku oddziaływania kwaśnych

roztworów gromadzących się wokół obumarłych korzeni. Spotyka się je głównie w glebach

leśnych.

d. orsztyn i rudawce

25

orsztyn tworzony jest przez silnie zbite warstwy piaszczysto-próchniczno-żelaziste. Grubość

ich może dochodzić do kilkudziesięciu centymetrów. Orsztyn występuje przeważnie w

obniżeniach terenowych wśród podmokłych borów sosnowych i świerkowych, w glebach

bielicowych, bielicach i glejobielicach. Stanowi on twardą, ciemnobrunatną lub rdzawą część

poziomu iluwialnego zwykle mocno scementowaną substancjami humusowymi wmytymi z

poziomów nadległych oraz związkami glinu, żelaza, manganu, fosforu itd.

Występowanie orsztynu jest zjawiskiem niepożądanym. Korzenie sadzonek nie są w

stanie przebić się przez stwardniałe warstwy. Konsekwencją tego jest usychanie kultur

sosnowych i świerkowych. Ponadto nie w pełni utlenione związki organiczne zawarte w

orsztynie powodują duszenie się delikatnych włośników korzeniowych. Niekorzystne

działanie na korzenie drzew wykazują też toksyczne związki glinu znajdujące się w

omawianych konkrecjach.

Natomiast niezbyt grube warstewki rudawca żelazistego nie stanowią przeważnie

poważniejszej przeszkody dla korzeni roślin, zwłaszcza starszych, których korzenie z

łatwością je przerastają.

e. ruda darniowa

ruda darniowa występuje blisko powierzchni gleby i tworzy dużych rozmiarów bryły.

Powstaje w depresjach terenów piaszczystych pokrytych borami lub torfowiskami. Są to

wytrącenia uwodnionych tlenków żelaza, które wraz z domieszką koloidalnej krzemionki,

frakcji ilastej czy fosforanów spajają mineralne okruchy i szczątki organiczne tworząc różnej

wielkości czerwonobrunatne bryły lub trudne do przebicia warstwy.

Mechanizm powstawania rudy darniowej związany jest ze spływaniem z wyżej

położonych terenów do dolin roztworów o odczynie kwaśnym. Roztwory te zostają, między

innymi przez bakterie, utlenione i wytrącają się z nich związki żelaza, manganu, fosforu itd.

Żelazo w rudzie darniowej występuje zwykle w formie limonitowej.

Jeśli proces utleniania kwaśnych roztworów odbywa się w zbiornikach wodnych,

powstaje ruda jeziorowa.

f. faliste smugi – pseudofibry i warstewki żelaziste

konkrecje zwane pseudofibrami (ale także wstęgami iluwialnymi, lamellami) występują

głównie w glebach wytworzonych z utworów piaszczystych (gleby rdzawe, bielicowe) oraz w

niektórych glebach wytworzonych z glin (np. gleby płowe). Pseudofibry są tworzone przez

wytrącenia związków żelaza występujące w postaci kilku- lub kilkunastomilimetrowych

poziomych, lekko pofałdowanych warstewek. Wyróżniają się one od tła rdzawobrunatnym,

niekiedy czerwonobrunatnym zabarwieniem oraz drobniejszym składem granulometrycznym.

26

Obecność ich nie stanowi mechanicznej przeszkody dla korzeni roślin, które przerastają je, a

nawet wewnątrz nich się rozwijają i rozrastają, czerpiąc z pseudofibrów składniki pokarmowe

i wodę.

W profilach gleb o wysokim poziomie wody gruntowej występują często cienkie,

równolegle ułożone poziome warstewki żelaziste o barwie rdzawej, nieco podobne do

psudofibrów, lecz ich geneza jest związana z wahaniami poziomu wody gruntowej i

wytraceniem związków żelaza w strefie areacji. W zetknięciu z powietrzem, przenikającym

do profilu glebowego, żelazo zawarte w wodzie ulega utlenieniu i wytrąceniu (przechodzi z

+2 na +3 stopień utlenienia). Od pseudofibrów odróżnia je również kształt, nie są

pofałdowane. Ponadto znajdują się przeważnie poza zasięgiem korzeni roślin.

g. rurki przykorzeniowe

spotyka się je często wokół korzeni w glebach zbudowanych z różnych utworów, zarówno

piaszczystych, jak i gliniastych. Przybierają one kształt rurek zbieżnych z kształtem korzeni.

Powstawanie tego typu konkrecji może być między innymi tłumaczone warunkami lepszej

areacji w kanałach przykorzeniowych. Pozostają one w glebie nawet po obumarciu korzeni,

wokół których się wytworzyły.

h. powłoki pokrywające ścianki szczelin

powstają w szczelinach gleby, pokrywając ścianki tych szczelin powłokami. Posiadają barwę

czarną lub czarnobrunatną. Powstają szczególnie często w glebach, w których intensywnie

zachodzą procesy glejowe, a dokładniej opadowo-glejowe.

4. konkrecje węglanowe

Są zbudowane głównie z węglanu wapnia, w związku z czym posiadają jasną (białą, szarawą)

barwę. Występują w glebach Polski wytworzonych z materiału zasobnego w CaCO3 (głównie

gliny, lessy, iły). Bywają wykształcone w postaci skupień różnych wielkości.

a. wykwity kalcytowe

często są spotykane w terenach półsuchych i suchych. W glebach klimatu umiarkowanego ta

forma konkrecji występuje rzadko.

b. mikrokonkrecje

często występują glebach powstałych z glin i lessów. Mają postać drobnych rureczek, często

rozgałęzionych. Osiągają rozmiary od ułamka do 2-5 mm. Konkrecje te powstają często

wokół obumarłych korzeni roślin. Na przekroju glebowym są widoczne pod postacią jasnych

powyginanych kreseczek.

c. rurki wokół korzeni

27

konkrecje te występują często nawet na znacznych głębokościach, tworząc rurkowate otoczki

wokół korzeni roślin. Powstawanie ich można tłumaczyć wytrącaniem CaCO3 z roztworów

zawierających kwaśny węglan wapnia. Rurki węglanowe wokół korzeni niektórych roślin

motylkowych mogą mieć długość od kilkunastu do kilkudziesięciu cm, a grubość do 2 cm.

d. oczka

są to konkrecje o kształcie nieregularnie kulistym i średnicy do 2 cm. Powstają w glebach

wytworzonych z glin zwałowych i lessów.

e. laleczki

tworzą się w tych samych glebach co oczka. Ich długość dochodzi najczęściej do 5 cm, choć

spotyka się również większe. Pochodzenie ich może być przykorzeniowe, o czym świadczą

kształty odpowiadające rozgałęzieniom korzeni. Powstawanie ich można też wiązać z

procesami ługowania gleby z CaCO3.

f. warstewki lub warstwy

spotyka się je w różnych glebach warstwowanych o niejednakowym składzie

granulometrycznym. Występują w warstwowanych materiałach moreny czołowej. Są to

pokaźnej grubości warstwy CaCO3, na których często wytrącają się dodatkowo konkrecje

żelaziste.

g. smugi

tak jak wszystkie konkrecje węglanowe mają jasną, prawie białą barwę. W profilu glebowym

przebiegają najczęściej pionowo, ale także i ukośnie. Smugi przebiegające pionowo – tworzą

się w szczelinach, którymi przecieka woda opadowa zawierająca Ca(HCO3)2. Smugi ukośne

tworzą się w dawnych kanałach korzeniowych. Konkrecje te występują najczęściej w glebach

ciężkich.

h. pseudogrzybnia (pseudomycelium)

CaCO3 tworzy faliste nitki w niższych częściach profili glebowych. Istnieje pogląd, że

konkrecje te związane są z istnieniem sezonowych zmian klimatycznych.

5. Wytrącenia krzemionkowe

Konkrecje te mają postać białego nalotu wokół jednostek strukturalnych (na agregatach) i

wewnątrz porów glebowych. Nalot ten może być nazywany „osypką krzemiankową”. W

skład nalotu oprócz krzemionki wchodzą drobne ziarna kwarcu i skaleni, pozbawione otoczek

próchnicznych i związków żelaza. Wytrącenia te spotyka się w glebach stosunkowo bogatych

we frakcję ilastą, np. w glebach opadowo-glejowych, czy też wyługowanych czarnoziemach.

Powstawanie nagromadzeń krzemionki najprawdopodobniej jest związane z występowaniem

okresowych warunków beztlenowych.

28

Obecność cech związanych z działalnością żywej fauny glebowej w profilach gleb jest

dobrym wskaźnikiem ich żyzności i aktywności biologicznej. W efekcie procesów życiowych

edafonu powstają m.in. konkrecji pochodzenia zoogenicznego. Zalicza się do nich:

1. korytarze dżdżownic i kretowiny

a. korytarze dżdżownic

sięgają niekiedy znacznych głębokości w profilu glebowym. Szczególnie dobrze widoczne są

poniżej poziomu próchnicznego, gdzie tworzą pionowe kanaliki o barwie ciemnobrązowej do

czarnej na tle jaśniejszego materiału mineralnego. Znaczenie tych kanalików, zwłaszcza w

materiale ciężkim, jest bardzo duże – jest to podstawowy sposób przewietrzania i pionowego

drenowania gleby. Korytarze dżdżownic są wyścielone śluzem tych organizmów, który z

jednej strony wzbogaca glebę w związki organiczne, z drugiej działa strukturotwórczo.

b. kretowiny

są to opuszczone chodniki kręgowców (np. kretów, chomików, susłów) bytujących niegdyś w

danym poziomie gleby. Wypełnia je materiał z innych poziomów lub z tego samego poziomu,

lecz o zmienionej strukturze. Kretowiny występujące w poziomie próchnicznym są zwykle

zabarwione jaśniej niż tło. Natomiast znajdujące się głębiej – w postaci gniazd próchnicznych

– wyróżniają się zabarwieniem ciemniejszym od barwy danego poziomu.

2. koprolity

są to konkrecje powstające w czasie procesów fizjologicznych mezo- i mikrofauny glebowej.

Innymi słowy są to stałe odchody różnych zwierząt glebowych, szczególnie dżdżownic. Są

one jednocześnie elementem struktury glebowej.

a. makrokoprolity

konkrecje złożone z zaokrąglonych bryłek gleby, wydalanych jako odchody przez

dżdżownice i inne organizmy. Spotyka się je najczęściej na powierzchni gleby, gdzie

przykrywają pionowe korytarze dżdżownic. Znajdują się także w obrębie poziomu

próchnicznego, tworząc specyficzną strukturę koprolitową.

b. mikrokoprolity

nie są widoczne gołym okiem. Można je dostrzec dopiero pod mikroskopem. Są to głównie

odchody wazonkowców, skoczogonków i roztoczy. Jest ich wiele w poziomach

próchnicznych różnych gleb, szczególnie leśnych. Posiadają duże znaczenie

próchnicotwórcze.

29

3. FIZYCZNE WŁAŚCIWOŚCI GLEB – SKŁAD GRANULOMETRYCZNY IUTWORY GLEBOWE. WŁAŚCIWOŚCI FIZYCZNE PODSTAWOWE IFUNKCJONALNE GLEB.

Gleba jest dynamicznym układem trójfazowym, złożonym z fazy stałej, ciekłej i gazowej.

Fazę stałą stanowią cząstki mineralne, organiczne i organiczno-mineralne w różnym stopniu

rozdrobnione. Składnikami mineralnymi gleb są przede wszystkim minerały pierwotne takie

jak: kwarc, skalenie, miki, pirokseny i amfibole, apatyt, hematyt oraz minerały wtórne, np.

minerały ilaste (montmorylonit, illit, kaolinit, tlenki żelaza i inne). Do składników

organicznych są zaliczane przede wszystkim próchnica, resztki roślinne i zwierzęce

znajdujące się w różnym stopniu rozkładu oraz organizmy żyjące w glebie (edafon). Składniki

mineralne i martwe składniki organiczne mają zdolność do tworzenia kompleksowych

połączeń mineralno-organicznych o dużym stopniu dyspersji. Stosunek ilościowy

składników mineralnych do organicznych wywiera duży wpływ na właściwości gleb i stanowi

jedno z kryteriów ich podziału. Ponadto właściwości gleb oraz zachodzące w nich procesy

fizyczne, fizykochemiczne i biologiczne są zależne w dużym stopniu od rozdrobnienia fazy

stałej.

Fazę ciekłą gleby tworzą wodne roztwory rzeczywiste i koloidalne o bardzo

zmiennym składzie ilościowym i jakościowym. Natomiast faza gazowa reprezentowana jest

przez powietrze glebowe.

Na całkowitą objętość gleby składa się objętość fazy stałej i objętość wolnych

przestrzeni zajętych przez wodę, bądź powietrze glebowe. Należy też podkreślić, że pomiędzy

powietrzem glebowym i wodą – które występują w przestworach znajdującymi się między

cząstkami stałej fazy gleby – istnieje ścisły związek. Im więcej porów wypełnionych jest

wodą, tym gleba jest słabiej napowietrzona (w mniejszej ilości wolnych przestrzeni występuje

powietrze). I oczywiście odwrotnie, im więcej powietrza jest w glebie, tym mniejsze jest jej

uwilgotnienie (mniej porów glebowych wypełnionych jest wodą).

Wzajemny układ trzech faz może ulegać znacznym zmianom pod wpływem procesów

glebotwórczych i działalności człowieka. We wszystkich fazach zachodzą stałe, lub okresowe

przemiany decydujące o dynamizmie gleby. Na szczególną uwagę zasługują procesy

powodujące przemianę związków organicznych w mineralne i odwrotnie – mineralnych w

organiczne. Właściwości fizyczne gleby kształtują się zależnie od składu ilościowego i

jakościowego jej trzech faz, a także wzajemnych relacji pomiędzy fazami. Wśród fizycznych

właściwości gleby wyróżnia się właściwości fizyczne podstawowe i wtórne. Za podstawowe

uważa się te, które wynikają z jakości materiału glebowego i jego stosunku do zajmowanej

30

przestrzeni. Zalicza się do nich: skład granulometryczny, gęstość (właściwą i objętościową),

porowatość, zwięzłość i pulchność, plastyczność, konsystencję, lepkość, pęcznienie i

kurczliwość, strukturę i barwę.

Natomiast właściwości fizyczne wtórne zwane też funkcjonalnymi uzależnione są

od pierwotnych i są wynikiem funkcjonowania gleby jako środowiska bytowania świata

organicznego. Decydują o klimacie glebowym, a zalicza się do nich: właściwości wodne,

powietrzne i cieplne gleby.

Właściwości fizyczne w znacznym stopniu wpływają na przebieg i tempo różnych

procesów fizykochemicznych i biologicznych w glebie, a także na warunki bioekologiczne

siedliska i zaopatrywanie roślin w wodę i powietrze.

3.1. Skład granulometryczny

Skład granulometryczny gleby (do niedawna zwany mechanicznym) to procentowa

zawartość poszczególnych frakcji granulometrycznych (mechanicznych) w stałej fazie gleby.

Charakteryzuje on stan rozdrobnienia mineralnej części fazy stałej gleby. Natomiast frakcją

granulometryczną nazywa się umownie przyjęty zbiór ziaren glebowych (objętych wspólną

nazwą), mieszczących się w przedziale liczb granicznych, które wyznaczają najmniejszą i

największą średnicę zastępczą określonej frakcji. Wielkość średnic jest wyrażona w

milimetrach.

Skład granulometryczny jest jedną z najważniejszych właściwości gleby. Wynika to

stąd, że faza stała gleby składa się z cząstek różnej wielkości a ponadto cząstki te różnią się

pod względem chemiczno-mineralogicznym. Skład granulometryczny jest, w porównaniu z

innymi właściwościami gleby, cechą bardzo mało zmienną, a zależy od niego w mniejszym

lub w większym stopniu wiele różnych właściwości gleby. Na jego podstawie możemy ocenić

(w pewnym przybliżeniu) np. stosunki wodno-powietrzne gleby, jej właściwości plastyczne,

pojemność sorpcyjną, czy też zasobność w składniki pokarmowe.

3.1.1. Podział utworów mineralnych na frakcje i podfrakcje granulometryczne orazpodział gleb i utworów mineralnych na grupy i podgrupy granulometryczne.Podziały obowiązujące do 2008 roku

Zdecydowano się tu zaprezentować Klasyfikację uziarnienia gleb według Polskiego

Towarzystwa Gleboznawczego (PTG), obowiązującą razem z Systematyka gleb Polski (1989)

oraz normy BN-78/9180-11, ponieważ dotychczasowy olbrzymi dorobek polskiego

gleboznawstwa (w tym klasyfikacji bonitacyjnej gruntów rolnych, mapy glebowo-rolnicze)

31

został oparty na dotychczas (do 2008 roku) obowiązujących klasyfikacjach. Zawarte w

licznych pozycjach literatury, jak również na powszechnie wykorzystywanych mapach

glebowo-rolniczych, wyniki analizy składu granulometrycznego zostały oparte są na niżej

podanych podziałach.

Nazwy i wymiary frakcji granulometrycznych wg podziału Polskiego Towarzystwa

Gleboznawczego i Normy Branżowej BN-78/9180-11 obowiązujące do 2008 roku

przedstawiono w tabeli 2. Podstawą podziału utworów na frakcje granulometryczne jest

wielkość ziaren glebowych wyrażona w milimetrach.

Poszczególne frakcje granulometryczne różnią się między sobą nie tylko wymiarami

cząstek, ale również składem mineralogicznym i chemicznym oraz właściwościami

fizycznymi.

Części szkieletowe to mało aktywna część gleby, niemniej spełnia rolę materiału

zapasowego, z którego pod wpływem wietrzenia powstają frakcje o mniejszych średnicach.

Najpospolitszymi minerałami tworzącymi szkielet glebowy są: kwarc, skalenie, miki i

amfibole. Kamienie i żwir to przede wszystkim w niewielkim stopniu zmienione okruchy

skalne. Stąd też ich skład mineralogiczny i chemiczny jest zbliżony do skał, z których

powstały. Duża ich zawartość części szkieletowych, szczególnie jeśli znajdują się blisko

powierzchni gleby, jest zjawiskiem niepożądanym. Obecność ich utrudnia wykonanie

zabiegów uprawowych, a w skrajnych przypadkach może je wręcz uniemożliwić. Części

szkieletowe, zwłaszcza w glebach lekkich, wpływają ujemnie na właściwości tych gleb,

powodując zbytnią przepuszczalność i przewiewność. W związku z tym gleby nie są w stanie

utrzymać wilgoci i głęboko przesychają. Natomiast domieszka części szkieletowych w

glebach ciężkich wzmaga przewiewność, zdolność gleby do ogrzewania się oraz

przepuszczalność dla powietrza i wody.

Tabela 2

Podział frakcji granulometrycznych wg podziału Polskiego Towarzystwa Gleboznawczegoi Normy Branżowej BN-78/9180-11; obowiązujący do 2008 roku

Wymiary w mmGrupa frakcji Frakcje wg Polskiego

TowarzystwaGleboznawczego

wg BN-78/9180-11

Części szkieletowe kamienie grube średnie drobneżwir gruby drobny

>20---20-1-

>20>200200-100100-2020-120-10

32

- 10-1

Części ziemiste piasek grube średnie drobnepył gruby drobnyczęści spławialne ił pyłowy gruby ił pyłowy drobny ił koloidalny

1,0-0,11,0-0,50,5-0,250,25-0,10,1-0,020,1-0,050,05-0,02<0,020,02-0,0050,005-0,002<0,002

1,0-0,11,0-0,50,5-0,250,25-0,10,1-0,020,1-0,050,05-0,02<0,020,02-0,0060,006-0,002<0,002

Frakcje piasku składają się przede wszystkim z kwarcu i krzemionki. W piasku

grubym obok kwarcu może występować pewna domieszka skaleni i mik. We frakcjach tych

mogą też występować – jako powłoki – takie minerały, jak: gibsyt, hematyt i limonit,

nadające im różne zabarwienie: od czerwonego do żółtego. Udział w glebie poszczególnych

podfrakcji piasku oraz stopień obtoczenia ziaren zależy od ich genezy. Piaski lodowcowe są

zazwyczaj grubsze, słabiej obtoczone, o bardziej urozmaiconym składzie mineralnym niż

piaski rzeczne. Najdrobniejsze, najlepiej obtoczone, budowane głównie przez kwarc są piaski

eoliczne (wydmowe). Frakcje piasku wpływają rozluźniająco na glebę. Przy dużych ilościach

tych frakcji zwiększa się nadmiernie przepuszczalność i przewiewność gleb, zmniejsza

retencja wodna i wysokość podsiąku kapilarnego. Obecność piasku drobnego wpływa na

polepszenie właściwości wodnych gleb piaszczystych.

Frakcje pyłu są bardzo ubogie w krzemiany i glinokrzemiany. Składają się prawie

wyłącznie z drobnych ziaren kwarcu, którego ilość może dochodzić do 90%. W ich składzie

można również spotkać amorficzną krzemionkę, skalenie i minerały ciężkie. Frakcje pyłu

wywierają istotny wpływ na właściwości fizyczne gleb. Dzięki nim poprawiają się

właściwości gleb piaszczystych poprzez zwiększenie pojemności wodnej i wysokość

podsiąku kapilarnego. Ponadto zawartość frakcji pyłu drobnego wpływa korzystnie na

tworzenie się agregatów glebowych. W glinach frakcje pyłu zmniejszają pęcznienie,

przylepność i plastyczność.

Mała spoistość i wymiary frakcji pyłu powodują, że gleby pyłowe są szczególnie

podatne na erozję wodną. Cechy te przyczyniają się również do pionowego przemieszczania

się cząstek pyłu w profilu glebowym i uszczelniania niektórych poziomów. Może to

utrudniać, a w skrajnych przypadkach uniemożliwiać, przenikanie korzeni roślin.

33

Frakcje spławiane, a głównie podfrakcja ilu pyłowego grubego składa się z

krzemionki i nieznacznej ilości kwarcu. Wpływ tej podfrakcji na cechy fizyczne gleb jest

podobny jak frakcji pyłu. Małe lub średnie ilości działają pozytywnie, natomiast znaczna jej

ilość zmniejsza porowatość ogólną, a także trwałość struktury gleb, a więc wpływa

negatywnie na właściwości powietrzno-wodne. Ił pyłowy drobny budowany jest przede

wszystkim przez krzemionkę i niewielką ilość minerałów ilastych, będących produktami

wietrzenia chemicznego pierwotnych minerałów skałotwórczych. Im więcej minerałów

ilastych tym wpływ tej podfrakcji upodabnia się do właściwości iłu koloidalnego. Podfrakcja

iłu koloidalnego składa się przede wszystkim z minerałów ilastych (do najważniejszych

należą minerały grupy kaolinitowej, illitowej i smektytowej), krzemionki, tlenków oraz

wodorotlenki żelaza i glinu, cząstek organicznych i połączeń mineralno-organicznych.

Frakcje spławialne, a w szczególności ił koloidalny, mają istotny wpływ na

właściwości fizyczne utworów glebowych. Obniżają porowatość i przepuszczalność

powietrzno-wodna gleby. Podnoszą natomiast plastyczność, spoistość, zwięzłość, pojemność

wodną gleby oraz zwiększają opór mechaniczny stawiany korzeniom roślin. W glebach

zawierających dużo cząstek najdrobniejszych wolne przestwory mają bardzo małe średnice,

co powoduje niekorzystny układ stosunków powietrzno-wodnych. Teoretyczny podsiąk

kapilarny w takich glebach jest wysoki, lecz jego efektywność niewielka, gdyż ruch wody w

bardzo wąskich kapilarach jest powolny. Przy dużej zawartości iłu koloidalnego przeważająca

część wody jest związana siłami molekularnymi. Obecność iłu zwiększa pojemność sorpcyjną

gleb w stosunku do kationów.

Występujące w przyrodzie utwory glebowe są mieszaniną różnych frakcji

granulometrycznych. Frakcje te występują w różnych stosunkach ilościowych, tworząc albo

utwory monofrakcyjne, w których przeważa jedna frakcja, albo polifrakcyjne

(różnoziarniste), w których procentowa zawartość różnych frakcji jest podobna. Grupy

granulometryczne gleby zostały określone na podstawie procentowego udziału frakcji (tab. 3).

Tabela 3Podział gleb i utworów mineralnych na grupy i podgrupy granulometryczne wg podziału

Polskiego Towarzystwa Gleboznawczego; obowiązujące do 2008 rokuZawartość frakcji mechanicznych w %Nazwa utworu

Kamienie Żwir Piasek Pył Częścispławialne

1. Utwory kamienistea. utwory silnie kamienisteb. utwory średnio kamienistec. utwory słabo kamieniste

>25>75

75-5050-25

1. Utwory żwirowe >50

34

a. żwiry piaszczysteb. żwiry gliniaste

>50>50

<1010-20

1. Utwory piaszczystea. piasek luźnyb. piasek słabo gliniastyc. piasek gliniasty lekkid. piasek gliniasty mocny

dominujedominujedominujedominujedominuje

0-200-5

5-1010-1515-20

4. Utwory pyłowea. pył zwykłyb. pył ilasty

>40>40>40

<3535-50

5. Utwory gliniastea. glina lekkab. glina średniac. glina ciężka

różnoziarnisteróżnoziarnisteróżnoziarnisteróżnoziarniste

>2020-3535-50>50

6. Utwory ilastea. ił właściwyb. ił pylasty

0-90-90-9

<2525-40

>50>50>50

W utworach żwirowych, piaszczystych i gliniastych przy zawartości frakcji pyłu od 25 do 40% dodajesię określenie „pylasty”, np. piasek gliniasty lekki pylasty, glina średnia pylasta itp.

Poszczególne grupy granulometryczne utworów glebowych charakteryzują się

odmiennymi właściwościami fizycznymi, chemicznymi i technologicznymi, związanymi

przede wszystkim z cechami frakcji dominującej oraz ilością i jakością koloidów glebowych.

Utwory glebowe o przewadze frakcji piasku posiadają cechy zdeterminowane jego

obecnością. Odznaczają się lekkością w uprawie mechanicznej, dużą zawartością powietrza,

wysoką przepuszczalnością powietrzno-wodną, niewielkim podsiąkiem kapilarnym, brakiem

zdolności magazynowania substancji pokarmowych, kompleksem sorpcyjnym o niewielkiej

pojemności, niskimi właściwościami buforowymi oraz szybkim tempem rozkładu substancji

organicznej. Nie mają więc zdolności do gromadzenia próchnicy. Tworzą się z nich gleby

zbyt suche, mało żyzne, ale szybko nagrzewające się i biologicznie czynne. Ich jakość

poprawia się w miarę zwiększania ilości części spławialnych. Tak więc najsłabsze są gleby

wytworzone z piasków luźnych, a znacznie lepsze wytworzone z piasków gliniastych. Wraz

ze wzrostem w glebie frakcji pyłu i części spławialnych poprawia się znacznie jej zdolność

magazynowania wody i substancji pokarmowych. Utwory glebowe różnoziarniste – gliniaste,

szczególnie gliny średnie charakteryzują się korzystnym układem stosunków wodno-

powietrznych, są również dość zasobne w składniki pokarmowe. Gliny ciężkie i utwory ilaste

mają bardzo dużą zawartość części spławialnych i koloidalnych, co pogarsza ich właściwości

fizyczne (w porównaniu z glinami średnimi). Gleby te wprawdzie wykazują dużą zasobność

w składniki pokarmowe, ze względu na wysoką pojemność sorpcyjną, odznaczają się też

35

wysoką pojemnością wodną, nie zabezpieczają jednak roślinom dostatecznej ilości powietrza,

a znaczna część wody występuje w formie nieprzyswajalnej dla roślin. Przepuszczalność

powietrzna i wodna tych gleb jest zbyt niska, często więc przy nadmiarze wody dochodzi do

niedotlenienia korzeni roślin oraz powstawania niekorzystnych warunków dla życia

pożytecznych mikroorganizmów glebowych. W wielu przypadkach najkorzystniejszą formą

użytkowania tych gleb (zwanych „ciężkimi”) są trwałe użytki zielone.

Utwory pyłowe, z punktu przydatności do uprawy, charakteryzują się korzystnymi

cechami. Zapewniają roślinom dobre stosunki powietrzne i wodne. Zabezpieczają też

składniki pokarmowe i mają zdolność do akumulacji próchnicy. Tworzą się z nich gleby

strukturalne. Są jednak bardzo podatne na erozję wodną.

3.1.2. Klasyfikacja uziarnienia gleb i utworów mineralnych; Polskie TowarzystwoGleboznawcze 2008

Skład granulometryczny wpływa na większość właściwości gleb, a w konsekwencji ich

wartość użytkową. Jest więc naturalne, że istniejące klasyfikacje uziarnienia stale podlegają

krytycznej ocenie i nie słabnie poszukiwanie uniwersalnego systemu.

Do niedawna stosowana w Polsce klasyfikacja uziarnienia według Polskiego

Towarzystwa Gleboznawczego przez wiele lat dobrze spełniała swoje zadanie, choć niemal

od początku wnioskowano niezbędne zmiany. Wśród najważniejszych mankamentów

wymienionych podziałów (klasyfikacja PTG i norma branżowa BN-78/9180-11) wymienia

się zaliczanie frakcji piasku bardzo drobnego (0,1-0,005 mm) do pyłów oraz drobniejszej

frakcji pyłowej (0,02-0,005/0,006 mm) do tzw. części spławialnych utożsamianych z iłami.

Wskutek tego niektóre wyraźnie piaszczyste gleby musza być uznawane za pyły, a inne –

typowo pyłowe, np. lessy ilaste – muszą być zaliczane do iłów, choć kłóci się to z

oznaczeniami organoleptycznymi i ugruntowanym odbiorem takich pojęć jak „piasek” lub

„pył”.

Od wielu lat w środowisku polskich gleboznawców była podnoszona konieczność

dostosowania podziału na frakcje i grupy granulometryczne do klasyfikacji używanych na

świecie. Ciągle jeszcze stosowana w Polsce norma branżowa z 1978 roku jest coraz

trudniejsza do zaakceptowania w warunkach postępującej globalizacji wymiany myśli

naukowej. Podstawową przyczyną trudności jest stosowany w niej podział na frakcje

granulometryczne, który uniemożliwia bezpośrednie przetwarzanie danych oraz utrudnia

współpracę ze specjalistami i instytucjami z innych państw. Komplikuje także publikowanie

wyników polskich badań na forum międzynarodowym. Dlatego też zdecydowano się na

36

zasadnicze zmiany i od 2008 roku zaczęła obowiązywać nowa Klasyfikacja gleb i utworów

mineralnych. Podział ten, w największym możliwym stopniu, jest zgodny ze standardami

USDA i podziałem stosowanym w międzynarodowej klasyfikacji FAO-WRB, ale też łączy

niektóre rozwiązania ustanowione w polskiej normie PN-R-04033, podkreślając specyfikę

gleb dominujących na terenie naszego kraju.

Niestety w proponowanej klasyfikacji nie są zawarte wskazówki metodyczne

dotyczące laboratoryjnej analizy uziarnienia gleb, choć bardzo często było to postulowane.

Jest to jednak trudne zagadnienie, częściowo regulowane normą PN-R-04034, wymagające

odrębnej dyskusji specjalistów. Podobnie uszczegółowienia i ujednolicenia wymagają zasady

polowej charakterystyki gleb (w tym oceny uziarnienia i szkieletowości gleb) oraz opisu

profilu glebowego.

3.1.2.1. Podział mineralnych utworów glebowych na frakcje granulometryczne

Podstawowe założenia podziału mineralnych utworów glebowych na frakcje

granulometryczne (PTG, 2008) to:

- gleby i utwory mineralne dzieli się na frakcje i podfrakcje granulometryczne według

średnicy wyrażonej w milimetrach,

- utwory zawierające mineralne artefakty (np. odłamki betonu, cegieł, kruszyw, żużle itp.)

dzieli się na frakcje i podfrakcje analogicznie jak utwory naturalne.

Dla celów specjalnych (na przykład naukowych) w obrębie frakcji iłowej można wydzielić

podfrakcje: ił gruby (igr) o średnicy ziaren od 0,0002 do 0,002 mm, ił drobny (idr) o średnicy

ziaren poniżej 0,0002 mm.

Tabela 4Podział utworów mineralnych na frakcje i podfrakcje granulometryczne

Nazwa frakcji i podfrakcji granulometrycznych Symbol Średnica ziaren (d)w milimetrach

A. CZĘŚCI SZKIELETOWE d >2I. Frakcja blokowa b D >600II. Frakcja głazowa gł 200< d ≤600III. Frakcja kamienista k 75< d ≤200IV. Frakcja żwirowa: 1. żwir gruby 2. żwir średni 3. żwir drobny

żżgrżśrżdr

2< d ≤7520< d ≤755< d ≤20

2 d ≤5B. CZĘŚCI ZIEMISTE d ≤2V. Frakcja piaskowa: 1. piasek bardzo gruby 2. piasek gruby 3. piasek średni

ppbgrpgrpśr

0,05< d ≤2,01,0< d ≤2,00,5< d ≤1,00,25< d ≤0,5

37

4. piasek drobny 5. piasek bardzo drobny

pdrpbdr

0,10< d ≤0,250,05< d ≤0,10

VI. Frakcja pyłowa 1. pył gruby 2. pył drobny

pypygrpydr

0,002< d ≤0,050,02< d ≤0,050,002< d ≤0,02

VII. Frakcja iłowa i d ≤0,002

3.1.2.2. Podział mineralnych utworów glebowych na grupy granulometryczne

Podstawowe założenia podziału mineralnych utworów glebowych na grupy granulometryczne

(PTG, 2008) to:

- gleby i utwory mineralne dzieli się według wagowej procentowej zawartości frakcji

piaskowej, pyłowej i iłowej w częściach ziemistych.

Tabela 5Podział gleb i utworów mineralnych na grupy i podgrupy granulometryczne według wagowej

procentowej zawartości frakcji piaskowej, pyłowej i iłowej w częściach ziemistychProcentowa zawartość (c) frakcji

Grupagranulo-

metryczna

Podgrupagranulometryczna Symbol piasku

2,0–0,05mm

pyłu0,05-

0,002mm

iłuponiżej

0,002mmśrednicy

piasek luźny pl c ≥90 (%pł + 2 x %i) ≤10piasek słabogliniasty ps 85≤ c <95 (%pł + 2 x %i) >10

i(%pł + 1,5 x %i) ≤15

Piaski

piasek gliniasty pg 70≤ c <90 (%pł + 1,5 x %i) >15i

(%pł + 2 x %i) ≤30(%pł + 2 x %i) >3065≤ c <85

c ≤35 c ≤20lub

glina piaszczysta gp

43≤ c <65 28≤ c ≤50 c ≤7glina lekka gl 52≤ c <65 15< c ≤41 7< c ≤20glina piaszczysto-ilasta

gpi 45≤ c <80 c ≤28 20< c ≤35

glina zwykła gz 23≤ c <52 28< c ≤50 7< c ≤27glina ilasta gi 20≤ c <45 15<c <53 27< c≤40

Gliny

glina pylasto-ilasta gpyi c <20 40<c ≤73 27< c ≤40pył gliniasty pyg 8≤ c <50 50< c ≤80 c ≤12pył zwykły pyz c <20 c >80 c ≤12

Pyły

pył ilasty pyi c <38 50< c <88 12< c ≤27ił piaszczysty ip 45≤ c 65 c ≤20 35< c ≤55ił pylasty ipy c <20 40< c <60 40< c <60ił zwykły iż c <45 c ≤40 40< c ≤60

Iły

ił ciężki ic c <40 c <40 c >60

38

3.1.2.3. Klucz do organoleptycznego oznaczania grup granulometrycznych (w stanieuwilgotnienia świeżego)

Tabela 6

Klucz do organoleptycznego oznaczania grup granulometrycznych(w stanie uwilgotnienia świeżego)

Lp Klucz do organoleptycznego oznaczania grup granulometrycznych Nazwautworu

Nie można formować wałeczków lub tylko formują się wałeczki o średnicyołówka (ok. 7 mm) i grubsze; wyraźnie wyczuwalna szorstkość ziaren piasku

1

1.1.

1.2.

1.3.

1.4.

nie brudzi palców, mączysty

słabo brudzi palce, nie plastyczny, tworzy nietrwałe agregaty,łatwo rozpadający się, nie mączysty

dość wyraźnie brudzi palce, słabo plastyczny, tworzy nietrwałeagregaty, niekiedy mączysty, formują się grube wałeczki i kulki

brudzi palce, słabo plastyczny, tworzy dość trwałe agregaty,niekiedy mączysty, formują się wałeczki grubości ołówka icieńsze, ale łamliwe pod słabym naciskiem

Piasek luźny

Piaseksłabogliniasty

Piasekgliniasty

Glinapiaszczysta

Można formować wałeczki o średnicy 3-7 mm (pół grubości ołówka), łamliweprzy próbie skręcenia w pierścień o średnicy 2-3 cm, dość wyraźnie spoisty,przywiera do palców

2

2.1.

2.2.

2.3.

silnie mączysty i słabo spoisty - wyczuwalne ziarna piasku - nie wyczuwalne ziarna piasku

średnio spoisty, przywiera do palców, przy rozcieraniu w palcachdaje powierzchnię szorstką i matową, nie śliską

- bardzo wyraźne wyczuwalne szorstkie ziarna piasku, słaboprzywiera do palców

- nie wyczuwalne szorstkie ziarna piasku- nie wyczuwalne ziarna piasku, za to wyraźnie mączysty i dość

wyraźnie lepki

przy rozcieraniu w palcach utwór matowy lub nieco błyszczący,wyraźnie przywiera do palców, wyraźnie wyczuwalne ziarnapiasku

pył gliniastypyl zwykły

glina lekka

glina zwykłapył ilasty

glinapiaszczysto-ilasta

Można formować wałeczki o średnicy 3 mm (mniej niż połowa grubościołówka) i skręcać w pierścień o średnicy 2-3 mm; spoisty, silnie przywiera dopalców, przy rozcieraniu w palcach daje powierzchnię średnio lub silniebłyszczącą

3.

3.1.

3.2.

wyraźnie widoczne i wyczuwalne ziarna piasku

pojedyncze widoczne i w dotyku niekiedy wyczuwalne ziarnapiasku

- plastyczny, po roztarciu powierzchnia średnio błyszcząca- bardzo plastyczny, po roztarciu powierzchnia wyraźniebłyszcząca

ił piaszczysty

glina ilastaił zwykły

39

3.3. ziarna piasku nie widoczne i nie wyczuwalne- średnio plastyczny

- bardzo plastyczny, po roztarciu powierzchnia średniobłyszcząca

- bardzo plastyczny, po roztarciu powierzchnia wyraźniebłyszcząca

glina pylasto-ilastaił pylasty

ił ciężki

Uwaga. Organoleptyczne cechy utworów glebowych zależą m.in. od zawartości silnie rozłożonejsubstancji organicznej oraz składu mineralnej frakcji iłowej. Dominacja smektytów lub kaolinitu wefrakcji iłowej może wpłynąć na przeszacowanie lub niedoszacowanie zawartości frakcji iłowej

3.1.2.4. Kategoria ciężkości agrotechnicznej gleb

Utwory wyróżnia się na podstawie kategorii ciężkości agrotechnicznej gleb:

- gleby bardzo lekkie – piasku luźne i słabo gliniaste

- gleby lekkie – piaski gliniaste

- gleby średnie – gliny piaszczyste, gliny lekkie, gliny pylaste i pyły zwykłe

- gleby ciężkie – gliny piaszczysto-ilaste, gliny zwykłe, gliny ilaste, gliny pylasto-ilaste i

pyły

- gleby bardzo ciężkie – iły piaszczyste, iły pylaste, iły zwykłe i iły ciężkie

Gleby bardzo lekkie i lekkie mogą być ogólnie traktowane jako kategoria gleb lekkich,

natomiast gleby ciężkie i bardzo ciężkie – jako kategoria gleb ciężkich.

Dla celów bardziej szczegółowych charakterystyki gleb o dużej zawartości frakcji pyłowej

dopuszcza się wyróżnienie dodatkowych kategorii:

- gleby średnio pyłowe – pyły gliniaste i pyły zwykłe

- gleby ciężkie pyłowe – pyły ilaste

3.2. WŁAŚCIWOŚCI FIZYCZNE PODSTAWOWE

Do właściwości fizycznych podstawowych gleb zalicza się gęstość, w tym gęstość właściwą i

objętościową, porowatość (ogólną i dyferencjalną), zwięzłość, pulchność, lepkość, pęcznienie

i kurczliwość gleby. Właściwości fizyczne podstawowe przede wszystkim są uzależnione od

składu granulometrycznego. Wyjątkiem jest gęstość właściwa gleby, której wartość kształtuje

się przede wszystkim pod wpływem składu mineralogicznego utworu glebowego, a

rozdrobnienie fazy stałej nie ma na nią wpływu.

Właściwości fizyczne podstawowe gleb są ponadto uzależnione od zawartości w

glebie substancji organicznej.

40

3.2.1. Gęstość gleby

Każdy utwór glebowy, w zależności od składu granulometrycznego, struktury i działania

czynników zewnętrznych, tworzy układ o różnym stopniu zagęszczenia. Miarą tego

zagęszczenia jest gęstość gleby, której wielkość jest bezpośrednio związana z gęstością fazy

stałej oraz objętością wolnych przestworów glebowych.

Ze względu na to, że gleba jest układem trójfazowym, wyróżnia się gęstość właściwą i

gęstość objętościową.

3.2.1.1. Gęstość właściwa

Gęstość właściwa określa stosunek masy stałej fazy gleby do objętości zajmowanej przez tę

fazę. Innymi słowy jest to ciężar 1 cm3 tworzywa mineralnego i organicznego.

M ρ = (g/ cm3) Vs

Gdzie: M – masa gleby wysuszonej w 105oC (g)Vs – objętość fazy stałej gleby (cm3)

Gęstość właściwa charakteryzuje jedną – stałą fazę gleby, dlatego też jest dla danej

gleby wartością niezmienną (stałą). Zależy od składu mineralogicznego gleby oraz od

zawartości substancji organicznej.

Tabela 7

Gęstość właściwa niektórych minerałów

Nazwaminerału

Gęstość(g/cm3)

Nazwaminerału

Gęstość(g/cm3)

Kwarc

OrtoklazPlagioklaz

Kaolinit

2,65

2,54-2,572,65-2,75

2,60-2,63

Biotyt

LimonitGranat

2,70-3,10

3,50-3,953,15-4,30

Większość gleb mineralnych charakteryzuje się gęstością właściwą od 2,50 do 2,80

g/cm3, wynika to stąd że część mineralna stałej fazy gleby zbudowana jest głównie z

minerałów takich jak: kwarc, ortoklaz, plagioklaz, których gęstość nie odbiega od podanych

wyżej wartości (tab. 10). Niewielkie wahania gęstości są spowodowane tym, że gleby mogą

zawierać również pewne ilości minerałów ciężkich, takich jak: magnetyt, epidot, hornblenda,

obserwuje się wówczas wzrost gęstości fazy stałe nawet powyżej 2,9 g/cm3 (tab. 7).

41

Tabela 8

Gęstość właściwa, objętościowa i porowatość gleby w zależności od zawartościsubstancji organicznej

Zawartośćsubstancji

organicznej(%)

Gęstośćwłaściwa gleby

g/cm3

Gęstośćobjętościowa

glebyg/cm3

Porowatość(%)

do 55 – 10

10 – 2020 – 50

50 – 80powyżej 80

2,50-2,802,40-2,70

2,25-2,601,92-2,42

1,55-2,121,55-1,75

0,90-1,900,75-1,30

0,55-0,950,25-0,75

0,12-0,480,08-0,35

28-6050-75

55-8070-90

75-9278-94

Należy podkreślić, że stopień rozdrobnienia mineralnej części gleby nie ma żadnego

wpływu na gęstość fazy stałej. Wpływ taki wywiera substancja organiczna, która jest lżejsza

od mineralnych części gleby. Dlatego też im więcej substancji organicznej, tym mniejsza

wartość gęstości właściwej. Wierzchnie poziomy gleb mineralnych, zasobnych w substancję

organiczną, mogą wykazywać gęstość właściwą na poziomie około 2,40 g/cm3 lub nawet

mniejszą (tab. 8).

Gęstość właściwa gleb torfowych, zbudowanych w przeważającej części z masy

organicznej, jest uzależniona od stopnia zamulenia i najczęściej wynosi 1,5-1,8 g/cm3.

3.2.1.2. Gęstość objętościowa

Gęstość objętościowa jest to stosunek masy próbki gleby, pobranej z zachowaniem struktury,

do całkowitej jej objętości.

Gęstość objętościową można oznaczać w glebie zaraz po jej pobraniu, czyli z wodą

aktualnie się w niej znajdującą. Nosi ona wtedy nazwę gęstości objętościowej chwilowej.

Można ją też oznaczać w glebie wysuszonej w temperaturze 105oC, a więc pozbawionej

wody. Jest to gęstość objętościowa rzeczywista.

Mρo = ----- (g/cm3)

Vs

gdzie: M – masa próby glebowej wilgotnej lub suchej (g) Vs – całkowita objętość próbki glebowej (cm3) w stanie naturalnym

42

Ponieważ gęstość objętościowa charakteryzuje glebę jako układ trójfazowy (faza stała,

ciekła i gazowa), ewentualnie dwufazowy (faza stała i gazowa), jest dla danej gleby wartością

zmienną. Jest bardzo labilna, dlatego też wahania jej są znaczne, nawet sezonowo. Gęstość

objętościowa chwilowa jest jeszcze bardziej zmienna w porównaniu z gęstością objętościową

rzeczywistą. Wynika to stąd, że istotny wpływ na wartość gęstości objętościowej wywiera

stopień uwilgotnienia gleby.

Gęstość objętościowa zwiększa się w miarę zagęszczania fazy stałej i jednoczesnego

zmniejszania objętości porów oraz w miarę wypełnienia porów wodą. W związku z tym luźne

i porowate gleby wykazują małą gęstość objętościowa, a gleby bardziej zbite większą.

Gęstość objętościowa określa stosunki powietrzne gleby. Im jest ona niższa, tym gleba

jest bardziej przewiewna, co jest uzależnione od ilości przestworów wypełnionych

powietrzem. Na ilość i wielkość przestworów wpływa głównie budowa agregatowa i układ

gleby, a także zawartość w glebie części organicznych, korzeni, kanałów pokorzeniowych

wypełnionych luźną masą glebową oraz stopień spulchnienia gleby przez organizmy żywe,

czy też zabiegi agrotechniczne.

Gęstość objętościowa jest wyrazicielem stopnia spulchnienia gleby. Dlatego

najczęściej wzrasta wraz z głębokością, osiągając najwyższe wartości w skale macierzystej, a

także w poziomach glejowych. Zjawisko to jest wynikiem mniejszej zawartości substancji

organicznej, mniejszego zgruźlenia, słabszej penetracji korzeni, większej zwięzłości

wywołanej uciskiem warstw wyżej leżących oraz ograniczeniem wpływu czynników

atmosferycznych na niżej położone poziomy i warstwy gleby. Zazwyczaj pulchne i

strukturalne poziomy próchniczne wykazują znacznie niższą gęstość objętościową niż zbite i

pozbawione próchnicy poziomy niżej leżące. Duże zagęszczenie może wykazywać poziom

iluwialny gleb bielicowych lub „podeszwa płużna” w glebach uprawnych.

Podsumowując można stwierdzić, że gęstość objętościowa zależy od porowatości

utworu glebowego i od zawartości substancji organicznej. Im większa porowatość i im

więcej substancji organicznej, tym gęstość objętościowa niższa (tab.8).

Gęstość objętościowa wierzchnich poziomów gleb gliniastych, ilastych i pyłowych, w

zależności od struktury, może się wahać od 0,90 do 1,60 g/cm3. W glebach piaszczystych

wahania wynoszą od 1,20 do 1,90 g/cm3. Bardzo zbite gleby, bez względu na skład

granulometryczny, mogą mieć gęstość objętościową około 2 g/cm3 a nawet większą.

Ogólnie biorąc gęstość objętościowa gleb mineralnych wynosi 1,1-1,8 g/cm3, a

gęstość objętościowa torfu nasyconego wodą wynosi 0,5-1,1 g/cm3. W glebach bagiennych

43

gęstość objętościowa jest niska ze względu na znaczną zawartość części organicznych. Może

ona jednak wykazywać znaczne wahania w zależności od stopnia zamulenia masy torfowej.

3.2.2. Porowatość

Porowatość ogólna gleby (n) jest sumą wszystkich wolnych przestworów, wypełnionych

wodą lub powietrzem, w jednostce objętości gleby. Miarą porowatości jest stosunek objętości

przestworów do całkowitej objętości gleby i jest on wyrażany w procentach.

Vpn = ------- x 100 (%)

Vgdzie: n – porowatość Vp – objętość przestworów V – objętość gleby 100 – przeliczenie na procenty

Porowatość ogólną gleby można także obliczyć na podstawie gęstości fazy stałe oraz

gęstości objętościowej rzeczywistej według wzoru:

ρ – ρon = ---------- x 100 (%) ρ

gdzie: n – porowatość ogólna gleby (%)ρ - gęstość właściwa gleby (g/cm3)

ρo – gęstość objętościowa (g/cm3) 100 – przeliczenie na procenty

Porowatość warunkuje stosunki wodno-powietrzne gleb. Charakteryzuje się ją

zazwyczaj nie tylko ilością, ale i jakością porów. Wg Richarda (podział porów glebowych ze

względu na ich średnicę) w glebie wyróżnia się następujące rodzaje porów: mikropory,

mezopory i makropory. Mikropory to przestwory glebowe o średnicy mniejszej od 0,2

mikrometra. Są one wypełnione wodą, która nie może być z nich usunięta ani na skutek

działania siły ciężkości, ani siły ssącej korzeni, czyli zawierają wodę niedostępną dla roślin.

Mezopory, zwane też porami kapilarnymi, cechują się średnicą mieszącą się w przedziale od

0,2 do 8,5 mikrometra. Są wypełnione, w zależności od wilgotności gleby, wodą dostępną dla

roślin lub powietrzem. Natomiast makropory posiadają średnicę większej od 8,5

mikroporów. Zasadniczo są wypełnione powietrzem, wyjątkowo np. po obfitych deszczach

przez krotki okres zawierają wodę. Jak z tego wynika makropory są odpowiedzialne za

natlenienie gleby, a mezopory za obecność wody dostępnej roślinom.

44

Należy zaznaczyć, że ustalenie wyraźnych granic między makroporami a mezoporami

i mikrosporami jest trudne. Niektórzy autorzy przyjmują dolną granicę makroporów na ponad

30 mikrometrów. Ustalając jednocześnie średnicę mezoporów na 0,2-30 mikrometrów.

W makroporach powietrze i woda poruszają się swobodnie, w przeciwieństwie do

mezo- i mikroporów, w których ruch powietrza jest utrudniony, a ruch wody polega na jej

powolnym przemieszczaniu się pod wpływem sił kapilarnych. Właściwości wodno-

powietrzne gleby zależą więc w dużym stopniu od udziału poszczególnych rodzajów porów w

glebie. Gleby gruboziarniste (np. piaszczyste), o przewadze makroporów, charakteryzują się

wprawdzie dużą przewiewnością i przepuszczalnością, lecz są suche, ponieważ nie mogą

utrzymać dostatecznych ilości wody (niewielka ilość lub brak mezoporów i brak

mikroporów). Natomiast gleby drobnoziarniste (np. ilaste), o przewadze mikroporów,

zatrzymują stosunkowo dużą ilość wody, lecz charakteryzują się małą przepuszczalnością i

przewiewnością (brak makroporów). Dodatkowo woda nie jest dla roślin przyswajalna,

ponieważ mikropory wiążą ją zbyt dużymi siłami. Najbardziej korzystne warunki wodno-

powietrzne panują w glebach o przewadze mezoporów i umiarkowanym udziale mikro- i

makroporów (glina piaszczysto-ilasta, glina zwykła).

Tabela 9

Charakterystyka porowatości wybranych mineralnych utworów glebowychwg. Zawadzkiego

Zaw

arto

śćsu

bsta

ncji

orga

nicz

nej

Gęs

tość

obję

tośc

iow

agl

eby

Poro

wat

ość

ogól

na

Mik

ropo

ry

Mez

opor

y

Mak

ropo

ry

Utwór glebowy

% g/cm3 %piasek luźnypiasek słabo gliniastypiasek gliniasty lekkipiasek gliniasty mocnyglina lekkaglina średniapył zwykłypył ilastyglina ciężkaił

0,10,10,60,40,90,50,50,82,21,5

1,641,751,671,671,561,531,421,301,321,30

37,733,736,936,840,741,746,647,950,150,6

1,4 3,4 7,3 6,911,513,2 8,011,926,230,8

5,814,719,117,917,417,228,824,818,216,2

30,515,311,612,112,511,2 9,711,2 5,7 3,6

Porowatość gleby zależy od wielu czynników. Część z nich związana jest z

uziarnieniem oraz właściwościami tworzywa mineralnego i organicznego gleby. Innymi

słowy czynniki wpływające na porowatość gleby to skład granulometryczny, stopień

45

obtoczenia ziaren, rodzaj minerałów ilastych, ilość i rodzajem próchnicy, stopień wysycenia

kompleksu sorpcyjnego zasadami, skład kationów wymiennych w kompleksie sorpcyjnym,

rodzaj i trwałość struktury a także inne właściwości, od których zależy podatność gleby na

zmiany objętości. Kolejna grupa czynników wpływająca na wielkość porowatości ogólnej

związana jest z warunkami meteorologicznymi (zmianą wilgotności i temperatury), szatą

roślinną, zabiegami agrotechnicznymi i nawożeniem.

Znaczna ilość cech gleby kształtującej jej właściwości, jak i zespół czynników

zewnętrznych, które wpływają na wartość (wielkość) porowatości ogólnej są przyczyną nie

tylko znacznych różnic w porowatości nawet takich samych utworów glebowych, lecz także

dużej jej dynamiki. Zmiany porowatości, nawet sezonowe, są przede wszystkim widoczne w

warstwie ornej gleby. Zachodzą one pod wpływem zabiegów uprawowych, zmian wilgotności

i temperatury oraz innych czynników zewnętrznych oddziałujących korzystnie lub niszcząco

na strukturę gleby.

Porowatość ogólna gleb waha się od 28 do 94% (tab. 9). W mineralnych glebach

uprawnych porowatość mieści się w granicach od 28 do 75%, przy czym za optymalny uznaje

się zazwyczaj układ, w którym porowatość wynosi około 50%. W organicznych i mineralno-

organicznych glebach łąkowych porowatość jest znacznie większa i wynosi od 55 do 99%.

Zawartość porów glebowych można oznaczyć przyrządem Richardsa, określając tzw.

porowatość dyferencjalną, która wskazuje na objętość poszczególnych grup porów

glebowych. Wyraża się ją w % w stosunku do całkowitej objętości gleby. Jak z tego wynika

to właśnie dzięki porowatości dyferencjalnej, a nie porowatości ogólnej, można dość

precyzyjnie wnioskować na temat warunków powietrzno-wodnych gleby. To porowatość

dyferencjalna wskazuje na ilość makroporów (dostarczających powietrze), mezoporów

(zabezpieczających wodę dla roślin) i mikroporów (wiążących wodę znacznymi siłami).

Utwory glebowe o optymalnej porowatości ogólnej, często nie zabezpieczają roślinom

optymalnych ilości wody lub powietrza.

3.2.3. Zwięzłość

Zwięzłość gleby bywa różnie definiowana. Najczęściej przez zwięzłość rozumie się opór jaki

gleba stawia przy próbach jej rozcięcia lub rozklinowania. Od zwięzłości gleby w pewnym

stopniu zależy rozwój korzeni roślin, które w zależności od stopnia zwięzłości (a także

lepkości) napotykają przy swym wzroście na różny opór. Zwięzłość wpływa również w

istotny sposób na opory przy pracy narzędzi rolniczych. Niewątpliwie jest to cecha, która

wskazuje na stopień związania poszczególnych cząstek glebowych ze sobą.

46

Zwięzłość gleby zależy od składu granulometrycznego, struktury, ilości i jakości

koloidów glebowych, wilgotności, składu chemicznego roztworu glebowego a także od

zawartości próchnicy i węglanu wapnia. Należy zauważyć, że zależy od wszystkich

czynników, które wpływają na stopień zgruźlenia gleby, czyli struktury glebowej.

Gleby drobnoziarniste, o znacznej zawartości koloidów są znacznie bardziej zwięzłe

od gleb gruboziarnistych i ubogich w koloidy glebowe. Największą zwięzłością odznaczają

się gleby ciężkie, o zwartej konsystencji. Szczególnie dużą zwięzłością charakteryzują się

gleby polifrakcyjne. Jednak w miarę wzrostu wilgotności zwięzłość gleb, związana ze

spójnością, na ogół maleje. Wpływ próchnicy i węglanu wapnia na zwięzłość gleby, jest

uzależniona od jej składu granulometrycznego. W glebach lekkich (piaszczystych) zarówno

próchnica, jak i węglan wapnia zwiększają zwięzłość. Natomiast w glebach ciężkich

(gliniastych i ilastych) obniżają.

Zróżnicowanie zwięzłości w profilu glebowym może być znaczne. Może to wynikać z

pionowego zróżnicowania litologicznego, albo też może być efektem działania procesów

glebotwórczych, np. wzrost zwięzłości w poziomach iluwialnych gleb bielicowych.

Zwięzłość poziomów próchnicznych gleb lekkich jest wyższa, zaś tych samych poziomów

gleb ciężkich niższa, w porównaniu ze zwięzłością poziomów i warstw leżących głębiej.

Związane jest to z obecnością koloidów próchnicznych.

3.2.4. Pulchność

Pulchność jest odwrotnością zwięzłości. Zależy więc od tych samych czynników, które

warunkują zwięzłość (skład granulometryczny gleby, porowatość, zawartość próchnicy i

innych koloidów glebowych, wilgotność itp.). Pulchność gleby zwiększa się pod wpływem

tzw. próchnicy słodkiej tzn. wysycanej kationami wapnia i magnezu. Zmniejsza się natomiast

pod wpływem tzw. próchnicy słonej – wysycanej kationami sodu. Negatywnie na pulchność

gleby wpływają niektóre procesy glebowe, jak np. procesy przemywania i wymywania.

W sposób ogólny można stwierdzić, że gleby ilaste, pyłowe i gliniaste (wytworzone z

glin piaszczysto-ilastych, ilastych, zwykłych i pylasto-ilastych) są znacznie mniej pulchne niż

gleby wytworzone z innych skał macierzystych.

3.2.5. Plastyczność

Plastyczność jest to właściwość gleby polegająca na zdolności do przybierania różnych

kształtów i form pod wpływem działania siły zewnętrznej i utrzymywaniu tych form po

ustaniu działania siły. Plastyczność ujawnia się jedynie przy pewnym stopniu uwilgotnienia

47

gleby. Uzależniona jest przede wszystkim od składu granulometrycznego gleby, w

szczególności od zawartości frakcji iłowych. Im większa zawartość tych frakcji tym większa

też plastyczność. Stąd też gleby ilaste są zdecydowanie bardziej plastyczne od gleb

gliniastych, a te od piaszczystych.

3.2.6. Lepkość

Lepkość gleby to zdolność jej cząstek do przylegania do różnych przedmiotów. Na skutek

lepkości istotnie wzrastają opory przy uprawie gleby.

Przyjętą miarą lepkości gleby jest siła potrzebna do oderwania metalowego krążka lub

płytki od wygładzonej powierzchni gleby. Wyraża się ją w N/cm2 (dawniej G/cm2).

Lepkość uzależniona jest od składu granulometrycznego, struktury, zawartości i

rodzaju próchnicy, także od kwasowości gleby. Ujawnia się ona jedynie w stanie pewnego

uwilgotnienia. Gleby powietrznie suche nie wykazują lepkości, co nie znaczy, że nie są

potencjalnie lepkie. Lepkość zwiększa się w miarę wzrostu uwilgotnienia, ale tylko do

pełnego wysycenia kapilar wodą. Występowanie lepkości jest związane z siłami

elektrostatycznymi i molekularnymi działającymi pomiędzy różnymi fazami gleby. Wpływ

składu granulometrycznego na lepkość polega na tym, że jej stopień zwiększa się wraz ze

wzrostem procentowej zawartości frakcji iłowej, jednak tylko do pewnej granicy. Znaczny

wzrost w glebie wymienionej frakcji nie wpływa już na wzrost lepkości. Obecność próchnicy

w glebach lekkich zwiększa lepkość, w glebach ciężkich zmniejsza ją. Zmniejszeniu lepkości

sprzyja także obniżenie kwasowości gleby oraz, co się z tym wiąże, wysycenie kompleksu

sorpcyjnego gleby kationami wapnia. Lepkość gleb strukturalnych jest niższa w porównaniu z

glebami bez struktury agregatowej.

Nadmiar lepkości w znacznym stopniu utrudnia proces uprawy, ogranicza czas i

sposób wykonywania zabiegów agrotechnicznych, prowadzi do szybkiego wzrostu oporów

uciągu i pogarszania jakości uprawy.

3.2.7. Pęcznienie i kurczenie się gleb

Zmiany wilgotności gleby mogą powodować zmiany jej objętości. Wzrost wilgotności

prowadzi do zwiększenia objętości gleby, co nazywa się pęcznieniem. Natomiast obniżenie

wilgotności powoduje zmniejszenie objętości gleby, czyli kurczeniem się jej. Pęcznienie więc

polega na zwiększaniu się objętości gleby pod wpływem pochłaniania wody. Kurczenie gleby

jest cechą przeciwstawną pęcznieniu. Gleba na skutek straty wody zmniejsza swą objętość.

48

Pęcznienie i kurczenie się gleby związane są przede wszystkim z ilością i zawartością

niektórych minerałów ilastych oraz substancji organicznej. Wzrost pęcznienia następuje

między innymi pod wpływem tworzenia się powłok wodnych wokół cząstek iłowych.

Szczególnie silnie pęcznieją i kurczą się gleby zasobne w minerały z grupy montmorylonitu.

Woda może wnikać w przestrzenie międzypakietowe minerałów tej grupy, powodując

zwiększenie objętości.

Pęcznienie zależy od składu granulometrycznego gleby, głównie od procentowej

zawartości w niej frakcji iłowej. Im jest jej więcej, tym gleba wykazuje większe zdolności do

pęcznienia. Dlatego też utwory ilaste silnie pęcznieją, natomiast zmian objętości nie wykazują

na ogół gleby piaszczyste, z wyjątkiem silnie próchnicznych.

Pęcznienie zależy również od struktury gleby. Gleby strukturalne pęcznieją w

mniejszym stopniu niż niestrukturalne, najsłabiej pęcznieją gleby o budowie

rozdzielnocząstkowej.

Istotny związek istnieje pomiędzy składem roztworów glebowych a omawianymi

właściwościami. Obecność jonów jednowartościowych (Na+, K+) zwiększa pęcznienie i

kurczliwość. Natomiast zawartość jonów dwuwartościowych (Ca2+, Mg2+), a zwłaszcza

trójwartościowych (Al3+, Fe3+) – zmniejsza te właściwości gleby.

Pęcznienie uzależnione jest również od ilości i jakości kationów wymiennych.

Koloidy wysycane kationami sodu (Na+) wpływają na wzrost pęcznienia, a koloidy wysycane

kationami wapnia (Ca2+) na jego obniżenie.

Najwyższy stopień pęcznienia wykazują gleby organiczne (torfy).

3.3. WŁAŚCIWOŚCI FIZYCZNE FUNKCJONALNE – WODA W GLEBIE

Woda w glebie (a dokładniej roztwór glebowy) obok fazy stałej i gazowej (powietrza

glebowego) jest jednym ze składników tworzących trójfazowy układ gleby.

3.3.1. Roztwór glebowy, jego skład i zasolenie

Roztwór glebowy tworzący fazę ciekłą to woda z rozpuszczonymi związkami mineralnymi i

organicznymi występująca w porach gleby. Skład chemiczny roztworu glebowego jest bardzo

różny i zmienny w czasie. Do najważniejszych jonów spotykanych w roztworze glebowym

należą: H+, Na+, K+, NH4+, Ca2+, Mg2+, Fe2+, Fe3+, HCO3

-, Cl-, NO3-, CO3

2-, SO42-, oraz jony

niektórych pierwiastków śladowych. W roztworze glebowym znajdują się też rozpuszczone

związki organiczne i gazy, jak O2,CO2, N2, H2S i inne.

49

Woda glebowa – z rozpuszczonymi w niej substancjami mineralnymi, organicznymi i

gazowymi – jest jednym z najważniejszych czynników życia roślin, a więc wywiera wpływ

na uzyskiwane plony. Pomiędzy stałą fazą gleby, roztworem glebowym (fazą ciekłą), a

rośliną zachodzi ciągła wymiana składników pokarmowych. Ponadto jest niezbędna do życia

biologicznego gleby, bierze udział we wszystkich zachodzących w glebie procesach (np.

wietrzeniu minerałów, mineralizacji, humifikacji i innych).

Głównym źródłem wody w glebie są opady atmosferyczne, a w glebach

hydrogenicznych i semihydrogenicznych także wody gruntowe. Rozchód wody odbywa się

przez poprzez spływ powierzchniowy, odpływ wgłębny, parowanie i transpirację przez

rośliny. Gospodarka wodna gleby zależy więc od przychodu, przemieszczania (kierunku i

szybkości ruchu roztworów glebowych) i rozchodu wody glebowej.

Ilość i jakość roztworu glebowego jest silnie zróżnicowana i uzależniona przede

wszystkim od klimatu, rzeźby terenu, warunków hydrologicznych, budowy gleby i jej

właściwości, sposobu użytkowania, zastosowanych zabiegów melioracyjnych i

agrotechnicznych itp.

W polskich glebach uprawnych ogólna zawartość rozpuszczonych w wodzie

substancji mineralnych, czyli mineralizacja wody glebowej zatrzymanej przez pory (woda

kapilarna), waha się od 100-3 000 mg/l. Zależy ona od dawek nawozów i sposobu nawożenia

oraz od czynników związanych z charakterem środowiska przyrodniczego.

Tabela 10Podział wód gruntowo-glebowych

według ich zasobności w związki wapnia i wodorowęglany; wg Mückenhausena

Zasobność wody w Twardość węglanowa

związki wapnia przeliczeniu na CaOmg/l

wodorowęglany mol/l

niska <25 uboga <0,25średnia 25 - 75 średnio zasobna 0,25 - 1,0wysoka 75 - 125 bogata 1,0 - 2,5bardzo wysoka >125 bardzo bogata >2,5

Mineralizacja wody gruntowo-glebowej jest zazwyczaj znacznie niższa niż wody

kapilarnej, wykazuje też mniejszą zmienność w czasie. Skład chemiczny wody gruntowo-

glebowej wywiera istotny wpływ na żyzność gleby, niejednokrotnie decyduje o kierunku

rozwoju procesów glebotwórczych. Badania nad chemizmem wód gruntowo-glebowych nie

doprowadziły dotychczas do opracowania pełnej ich klasyfikacji. Najprostszy jest podział

50

wód oparty na zawartości wodorowęglanów (tab.13) Towarzyszy im zazwyczaj odpowiednia

ilość ważnych dla roślin składników pokarmowych, w tym również i związków wapnia.

Istnieje zależność między twardością węglanową wody a aktywnością biologiczną

gleb, szczególnie leśnych, co odzwierciedla się między innymi w jakości próchnicy. Przy

wysokiej twardości węglanowej wody gruntowo-glebowej powstaje zazwyczaj próchnica

typu mull, przy średniej – moder, przy małej tworzy się gruba warstwa nierozłożonej ściółki

leśnej.

W glebach agrocenoz naszego kraju najwyższe stężenie w roztworze glebowym wśród

kationów wykazuje wapń i jon chlorkowy wśród anionów. Całkowite stężenie roztworu

glebowego wzrasta w miarę wzrostu pH gleby. Nadmierne stężenie składników

rozpuszczalnych w glebie nazywa się zasoleniem. Do przyczyn zasolenia należy zaliczyć:

przewagę parowania nad opadami, stosowanie wysokich dawek niskoprocentowych nawozów

mineralnych, stosowanie w rolnictwie, lub przy rekultywacji obszarów zdegradowanych,

odpadów o wysokiej zawartości składników rozpuszczalnych, czy też nawadnianie wodami

zasolonymi. Zasolenie jest jeż wywoływane stosowaniem w czasie zimy na szlakach

komunikacyjnych NaCl w celu usunięcia gołoledzi.

Zasolenie powoduje pogorszenie właściwości gleby oraz zakłóca wzrost roślin, a w

konsekwencji obniża ich plonowanie. W glebie zasolonej występuje niekorzystna wymiana

jonowa między kompleksem sorpcyjnym a roztworem glebowym. Kationy dwuwartościowe

Ca2+, Mg2+ są wypierane z kompleksu sorpcyjnego, a ich miejsce zajmują kationy

jednowartościowe, głównie sód. Powoduje to peptyzację koloidów, co prowadzi do

zniszczenia struktury agregatowej gleby. Stosunki powietrzno-wodne są wówczas

niekorzystne dla mikroflory i korzeni roślin, bardzo łatwo może wystąpić anaerobioza. Gleby

zasolone, zwłaszcza ciężkie, w wyniku tych procesów są bardzo trudne do uprawy. Spośród

składników rozpuszczalnych szczególnie niebezpieczny jest sód. Jego szkodliwość wzrasta w

miarę jak jego zawartość przewyższa zawartość kationów wapnia i magnezu.

3.3.2. Postacie wody w glebie

Woda może znajdować się w glebie pod różnymi postaciami, które wykazują różny stopień

związania z koloidalnymi cząstkami glebowymi. Jedna z klasyfikacji postaci wody

występujących w glebie przedstawia się następująco:

1. woda w postaci pary wodnej

2. woda molekularna

a. woda higroskopowa

51

b. woda błonkowata

3. woda kapilarna

a. woda kapilarna właściwa

b. woda kapilarna przywierająca (zawieszona)

4. woda wolna (grawitacyjna)

a. woda infiltracyjna (przesiąkająca)

b. woda gruntowo-glebowa (gruntowa)

Istnieją też inne klasyfikacje, różniące się od zaprezentowanej, kryteriami podziału lub

jego szczegółowością. Często wyodrębnia się dodatkowo takie postacie wody jak: woda

chemiczna, woda krystaliczna, czy też woda w stanie stałym. W przedstawionym podziale

pominięto je, jako praktycznie nie mające wpływu na cechy agrotechniczne gleb.

Gleby mają zdolność retencyjną, co stwarza odmienne możliwości zaspokajania

potrzeb wodnych roślin. Rośliny korzystają przede wszystkim z takich postaci wody

glebowej, jak woda infiltracyjna (występująca głównie w makroporach) – w ograniczonym

zakresie – do trzech dni po obfitych opadach atmosferycznych, woda kapilarna

przywierająca – tej jej części, która jest zatrzymywana przez glebę z siłą mniejszą niż siła

ssąca korzeni roślin i woda kapilarna właściwa. Woda kapilarna znajduje się w mezoporach.

Woda w postaci pary wodnej wchodzi w skład powietrza glebowego zajmującego

duże przestwory glebowe (makropory) i pozostaje w równowadze z wodą znajdującą się w

glebie w stanie ciekłym. Dlatego też, w pewnych warunkach woda ze stanu ciekłego może

zamieniać się w parę, w innych – para wodna może uleć kondensacji i przejść w stan ciekły.

Charakterystyczną cechą wody w postaci pary wodnej jest ciągła jej wymiana pomiędzy

powietrzem glebowym i atmosferycznym. Jeżeli prężność pary wodnej jest większa w

powietrzu glebowym niż w warstwie powietrza nad glebą, to gleba traci wodę i wysycha.

Natomiast jeżeli prężność pary wodnej jest wyższa w powietrzu atmosferycznym, to gleba

pochłania parę wodną.

Para wodna może przemieszczać się w profilu glebowym. W glebie jednorodnej pod

względem granulometrycznym ruch ten odbywa się z obszarów wilgotniejszych do

suchszych. Przemieszczanie pary wodnej może odbywać się także pod wpływem różnic

temperatury – w kierunku od temperatury wyższej do niższej. W glebach wilgotnych ruch

pary wodnej ma niewielki zasięg. Natomiast podczas suszy zasięg ten jest zdecydowanie

większy i dochodzi do kilkudziesięciu centymetrów.

52

Przemieszczaniu się w glebie wody pod postacią pary wodnej nie towarzyszy

przemieszczanie substancji chemicznych, co ma miejsce w czasie ruchu wody pod postacią

roztworu glebowego.

W warunkach klimatu Polski woda pochodząca z kondensacji pary wodnej nie

wpływa w istotny sposób na kształtowanie się bilansu wodnego gleb użytkowanych rolniczo.

Woda, której cząsteczki silnie związane są przez siły molekularne występujące na

powierzchni cząstek koloidalnych oraz jonów nazywa się wodą molekularną. Wyróżnia się

dwie formy tej postaci wody: wodę higroskopową i wodę błonkowatą. Ilość wody

molekularnej zależy od składu granulometrycznego gleby oraz od zawartości próchnicy.

Przede wszystkim uzależniona jest od ilości i jakości koloidów glebowych i składu jonowego

kompleksu sorpcyjnego gleby. Woda molekularna wpływa na właściwości fizyczne i

fizykochemiczne gleby, np. na spójność (kohezję) i tzw. kąt tarcia wewnętrznego.

Wprowadzenie jonów jednowartościowych, zwłaszcza jonów Na+, zwiększa ilość wody

molekularnej i obniża spójność gleby. Następstwem tego jest pogorszenie struktury oraz

zmniejszenie przepuszczalności i natlenienia gleby, zwiększenia jej podatności na erozję itp.

Z kolei wysycenie kompleksu sorpcyjnego jonami dwuwartościowymi (Ca2+, Mg2+) i

trójwartościowymi zmniejsza ilość wody molekularnej, co oddziałuje korzystnie na

właściwości fizyczne i agrotechniczne gleby.

Woda higroskopowa to woda tworząca na powierzchni cząstek glebowych powłokę

bezpośrednio do nich przylegającą. Powstaje ona przez pochłanianie przez glebę pary wodnej

z powietrza w drodze tzw. kondensacji molekularnej. Zjawisko to nosi nazwę

higroskopowości. Proces sorbowania pary wodnej przez cząstki fazy stałej gleby jest

możliwy dzięki dipolowemu charakterowi cząsteczek wody. Pochłanianie wody jest tym

większe, im większa jest wilgotność powietrza.

Woda higroskopowa jest tak silnie związana przez cząsteczki gleby, iż zupełnie nie

może być wykorzystana przez włośniki korzeniowe. Jest niedostępna dla roślin. Nie porusza

się w glebie, jak również nie rozpuszcza soli. Całkowitemu wyparowaniu ulega dopiero w

temperaturze 105oC, zaś temperatura jej zamarzania jest niższa od zera.

Woda błonkowata to woda związana siłami molekularnymi przez zewnętrzne

warstwy wody higroskopowej. Dipole wody tworzące wodę błonkowatą pochodzą przede

wszystkim z wychwytywania cząstek pary wodnej znajdującej się w powietrzu glebowym lub

z zasobów wody wolnej, jak również kapilarnej. Ilość wody błonkowatej przekracza 2-4

krotnie maksymalną higroskopowość. Jest ona w niewielkim stopniu przyswajalna przez

rośliny. Wynika to stąd, że grubość warstewki wody błonkowatej jest niejednakowa i w

53

miejscach styku dwóch cząsteczek glebowych, otoczonych powłokami wody molekularnej,

powstaje tzw. woda kątowa. Siły wiążące tę wodę z cząstką glebową pozwalają na odrywanie

jej przez włośniki roślin.

Woda błonkowata, mimo że nie może poruszać się pod wpływem siły ciężkości,

może odgrywać pewną rolę w przebiegu procesów glebowych. Ma bowiem zdolność do

przesuwania się z miejsc wilgotniejszych do suchszych oraz z cieplejszych do chłodniejszych.

Woda kapilarna wypełnia kapilary glebowe (mezopory), w których siły wiązania

przewyższają siły grawitacyjne. Im średnica przestworów glebowych jest mniejsza, tym

wiązanie wody jest większe. Woda kapilarna może pochodzić z podsiąku wody gruntowej, z

opadów po odcieknięciu wody grawitacyjnej i z kondensacji pary wodnej. Ta postać wody

może poruszać się we wszystkich kierunkach. Przesuwa się z kapilar szerszych ku węższym,

z miejsc wilgotniejszych gleby ku suchszym. Ma to oczywiste znaczenie w zaopatrywaniu

roślin w wodę. Woda kapilarna jest dostępna dla roślin.

Występującą w glebie wodę kapilarną najogólniej można podzielić na kapilarną

właściwą i kapilarną przywierającą, czyli zawieszoną. Jednym z efektów działania sił

kapilarnych w glebie jest podsiąk kapilarny wody ponad zwierciadło wody gruntowej. Woda

kapilarna występująca w strefie tego podsiąku i mająca łączność z zasięgiem wody gruntowej

nosi nazwę wody kapilarnej właściwej. Natomiast woda kapilarna nie mająca kontaktu z

wodą gruntową nosi nazwę wody kapilarnej przywierającej. Źródłem jej jest woda

przenikająca do gleby, pochodząca bezpośrednio z opadów atmosferycznych, ze spływu

powierzchniowego lub nawadniania.

Woda wolna zwana też grawitacyjną to postać wody podlegająca siłom grawitacji i

poruszająca się w glebie od góry ku dołowi. Wypełnia ona w glebie pory większe od kapilar

tj. makropory. Woda grawitacyjna tylko częściowo jest pobierana przez rośliny. Mogą one

wykorzystywać tę część wody grawitacyjnej, która przesiąka wolno. Natomiast, szybko

poruszająca się woda grawitacyjna jest dla korzeni roślin niedostępna. Woda ta nie jest

związana z cząstkami gleby ani siłami kapilarnymi, ani tym bardziej molekularnymi.

Występuje w zasadzie w dwu postaciach, jako woda infiltracyjna (przesiąkająca) i woda

gruntowo-glebowa. Woda infiltracyjna pojawia się w glebie po obfitych opadach

atmosferycznych. Jej ilość znacznie się zwiększa w miejscach powierzchniowego napływu

wód, np. w obniżeniach terenowych, a także w miejscach spłaszczeń łagodnych stoków.

Cześć wody przenikającej w głąb gleby może zostać zatrzymana przez warstwę

nieprzepuszczalną. Najczęściej, powyżej warstwy nieprzepuszczalnej, tworzy się tzw. poziom

wodonośny wody podziemnej, stały lub okresowy. Płytko zalegającą wodę podziemną

54

nazywa się wodą gruntową. Jeśli zwierciadło wody gruntowej występuje na tyle płytko, że

podsiąk kapilarny wywiera istotny wpływ na procesy zachodzące w glebie, wówczas wodę

taką nazywa się gruntowo-glebową.

Ocena wpływu wody gruntowo-glebowej na warunki wzrostu roślin powinna

uwzględnić nie tylko głębokość jej zalegania, lecz również jej ruchliwość oraz skład

chemiczny. Wodę stagnującą cechuje niedobór tlenu, a zawarte w niej składniki pokarmowe

szybko się wyczerpują. Szkodliwy jest więc, nie tylko nadmiar wody, ale również jej

stagnacja. Zjawiskom tym przeciwdziała melioracja wodna. Głównym jej celem powinno być

nie pozbycie się z gleby wody gruntowo-glebowej, lecz zapewnienie właściwych warunków

dla przepływu tej wody oraz dla infiltracji wody opadowej.

3.3.3. Ruch wody w glebie

W środowisku glebowym dochodzi do przemieszczania się wody. Może następować

wchłanianie wody opadowej przez glebę, lub też może dochodzić do przesiąkania, czyli

filtracji wody gruntowej. Wchłanianie i przesiąkanie noszą nazwę przepuszczalności wodnej

gleb. Innymi słowy przepuszczalność wodna gleby to jej zdolność do pochłaniania wody i

przesączania w głąb profilu.

Wchłanianiu wody opadowej towarzyszy pionowy ruch wody, w którym wyróżnia

się dwie fazy. W początkowej następuje nasiąkanie gleby wodą, a więc przechodzenie części

wody wolnej w wodę związaną z glebą siłami molekularnymi (woda higroskopowa i woda

błonkowata) oraz kapilarnymi (woda kapilarna). Szybkość wchłaniania zależy od rodzaju

gleby, struktury, a w początkowej fazie także od jej wilgotności. Wchłanianie przebiega

najszybciej w glebach lekkich – piaszczystych. W dalszej fazie następuje infiltracja wody

wolnej, czyli ruch wody w glebie nie nasyconej, czyli wówczas gdy część przestworów

glebowych jest wypełnionych powietrzem i stopniowo są zwilżane coraz to nowe warstwy

gleby.

Przesiąkanie, czyli filtracja wody gruntowo-glebowej (a nie wody infiltracyjnej)

przebiega w przestworach glebowych w pełni nasyconych wodą, przy przeważającym

poziomym kierunku ruchu wody. Innymi słowy filtracją nazywa się zdolność gleby do

przewodzenia wody przy pełnym jej nasyceniu wodą.

Przepuszczalność wodna gleb zależy od wielu czynników, m.in. od składu

granulometrycznego gleby, z którym związane są porowatość i struktura. Ponadto od

temperatury gleby, zawartości soli i próchnicy w glebie, działalności organizmów żywych i

zabiegów agrotechnicznych.

55

Im gleba zbudowana jest z grubszych frakcji granulometrycznych, tym tworzą się

większe przestwory glebowe, jej porowatość jest większa (dominują makropory) w związku z

tym woda przesiąka szybciej. Gleby strukturalne przepuszczają wodę o wiele szybciej w głąb

profilu niż gleby niestrukturalne. Przy wzroście temperatury maleje lepkość gleby, dlatego też

przepuszczalność jest większa przy wyższej temperaturze. Sole zawarte w roztworze

glebowym mogą różnie oddziaływać na przepuszczalność. Dwuwartościowe jony wapnia i

magnezu (Ca2+ i Mg2+) wywołując koagulację koloidów glebowych przyczyniają się do

wzrostu struktury gleby, a tym samym zwiększają przepuszczalność. Sole będące źródłem

jednowartościowych jonów potasu (K+) i sodu (Na+) działają odwrotnie. Zawartość próchnicy

na przepuszczalność gleb wpływa w dwojaki sposób. Próchnica słodka (nasycona jonami

Ca2+ i Mg2+) wpływa strukturotwórczo, a więc sprzyja przepuszczalności. Próchnica kwaśna

(nasycona jonami H+), a także słona (nasycona jonami Na+) silnie pęcznieje i hamuje

przesiąkanie wody. Biosfera (korzenie, mezofauna, mikroorganizmy) wpływa dodatnio na

strukturę gleby, a tym samym zwiększa przepuszczalność. Pewien wpływ na

przepuszczalność gleby mają też zabiegi agrotechniczne. Te z nich, które działają

strukturotwórczo przyśpieszają przesiąkanie wody, te które niszczą strukturę – działają

odwrotnie.

Im gleby są mniej przepuszczalne, tym więcej wody spływa po ich powierzchni lub

dłużej na niej stagnuje (zależnie od położenia w rzeźbie terenu). Zwiększony spływ

powierzchniowy oznacza gorsze wykorzystanie wody opadowej, a ponadto powoduje

wzmożoną erozję gleb.

Dłuższe stagnowanie wody na powierzchni gleby może powodować wymakanie

roślin, zmniejszenie natlenienia gleby, nasilenie się procesów redukcyjnych prowadzących

między innymi do oglejenia itp.

Nie jest również pozytywną cechą zbyt duża przepuszczalność gleb – gleby takie są

równocześnie zbyt suche. Zachodzą w nich znaczne straty składników pokarmowych, w tym i

nawozowych, które są usuwane wraz z infiltrującą wodą opadową. W glebach zbyt

przepuszczalnych nasilają się procesy wymywania i ługowania.

4. KOMPLEKS SORPCYJNY GLEBY

Gleba, jako układ trójfazowy, cechuje się zdolnością zatrzymywania i pochłaniania różnych

składników, w tym jonów i cząstek. Wynika to stąd, że faza stała, ciekła i gazowa tworzą w

glebie skomplikowany układ o różnorodnych typach kontaktów międzyfazowych. Na granicy

faz stale zachodzą ważne dla funkcjonowania gleby procesy rządzące się prawami fizyki i

56

chemii. Istotną rolę odgrywają też czynniki biologiczne, które mają zdolność modyfikować te

procesy.

Najistotniejsze fizykochemiczne właściwości gleb związane są z procesami i

zjawiskami obserwowanymi na granicy fazy stałej (mineralnych i organicznych składników

gleby) i ciekłej (roztworu glebowego). Są one uwarunkowane wielkością powierzchni styku

tych faz. W utworach gruboziarnistych powierzchnia ta jest niewielka, zwiększa się natomiast

w miarę wzrastającego udziału frakcji drobnoziarnistych, szczególnie koloidalnych.

4.1. Kompleks sorpcyjny i koloidy glebowe

Za zjawiska związane z sorpcją odpowiada kompleks sorpcyjny, czyli koloidalna część stałej

fazy gleby, wraz z zasorbowanymi wymiennie jonami. Innymi słowy kompleks sorpcyjny jest

budowany przez cząstki stałej fazy gleby o koloidalnym rozdrobnieniu. Składa się on

zarówno z koloidów mineralnych, jak i koloidów organicznych oraz kompleksów mineralno-

organicznych.

Należy w tym miejscu zaznaczyć, że we współczesnej literaturze z zakresu

gleboznawstwa coraz częściej pojęcie „glebowy kompleks sorpcyjny” zastępuje się

określeniem sorbenty glebowe. Wynika to chęci doprecyzowania wypowiedzi, ponieważ

termin „kompleks” jest używany w gleboznawstwie w rozmaitych znaczeniach.

4.1.1. Koloidy glebowe

Do koloidów glebowych zalicza się mineralne i organiczne składniki gleby o średnicy

mniejszej od 1-2 mm zwykle posiadające ładunek elektryczny. Cząstki o takiej średnicy

odgrywają doniosłą rolę w procesach glebowych, a ich obecność może decydować o żyzności

gleby. Koloidy stanowią najbardziej czynną część gleby, co wynika z ich ogromnej

powierzchni zewnętrznej i wewnętrznej, a także ze związanymi z tym właściwościami

sorpcyjnymi. Najważniejszą cechą koloidowi glebowych jest ich duża powierzchnia właściwa

oraz ładunek elektryczny znajdujący się na powierzchni.

Do najważniejszych koloidów glebowych należą koloidy mineralne i organiczne oraz

kompleksy ilasto-próchniczne.

Mineralne koloidy glebowe stanowią bardzo zróżnicowaną grupę minerałów,

obejmującą: wtórne krzemiany (minerały ilaste), zarówno krystaliczne, jak i amorficzne (np.

alofan); tlenki żelaza, glinu i manganu o różnym stopniu krystalizacji; koloidalna

krzemionkę i inne, mniej powszechne minerały wysokodyspersyjne. Wśród koloidów

mineralnych największe znaczenie mają wtórne minerały ilaste z grupy montmorylonitu,

57

kaolinitu i illitu. Są to minerały glinokrzemianowe o strukturze warstwowej, gdzie średnica

pozioma zawsze przewyższa pionową. Wszystkie są produktami fizykochemicznego

wietrzenia minerałów pierwotnych. Cechą wyróżniającą wtórne minerały ilaste, decydującą o

ich znaczeniu, jest duża powierzchnię wewnętrzną tych minerałów występującą pomiędzy

poszczególnymi płytkami (pakietami). Minerały ilaste zaopatrzone są w ładunek ujemny,

tworzą jakby ogromne aniony, sorbujące na swej zewnętrznej powierzchni, a często i

wewnętrznej, kationy oraz cząstki wody.

Koloidy mineralne to także uwodniona krzemionka koloidalna (SiO2 x H2O), kwarc

SiO2, krzemiany o wysokim stopniu rozdrobnienia, oraz związki chemiczne: Fe(OH)3,

Al(OH)3, Ca3(PO4)2, CaCO3 i inne.

Krzemionka koloidalna tworzy się z glinokrzemianów i krzemianów pod wpływem

procesów wietrzeniowych. W glebie, jako koloidu, jest jej na ogół bardzo mało i odgrywa

niewielką rolę.

Główną składową koloidów są żele wtórnych minerałów ilastych z grupy kaolinitu

Al2O3 x 2SiO2 i montmorylonitu Al2O3 x 4SiO2 x aq x (MgO, CaO). W dużych ilościach

występują koloidalne wodorotlenki żelaza Fe(OH)3 i glinu Al(OH)3. Oba te wodorotlenki

różnią się zabarwieniem: wodorotlenek żelaza ma barwę brunatną, a wodorotlenek glinu

białawą. Należą one do grupy koloidów hydrofobnych i bardzo trudno peptyzujących, dlatego

też odgrywają w glebie rolę cementującego lepiszcza (rola strukturotwórcza).

Koloidy organiczne to próchnica koloidalna, białka glebowe, żywe bakterie,

celuloza i lignina. Oczywiście największe znaczenie ma próchnica glebowa. Koloidalna

część próchnicy tworzy cząsteczki o kształcie sferycznym lub liniowym, zbudowane przede

wszystkim z kwasów huminowych i fulwowych. Duży wpływ na aktywność powierzchniową

cząstek próchnicy wywierają liczne grupy karboksylowe i fenolowe, w których wodór może

być częściowo zastępowany przez inne kationy. Deficyt ładunków elektrostatycznych jest w

próchnicy równoważony przez jony Na+, K+, NH4+, Fe3+, Al3+, Ca2+, H+. Pod tym względem

próchnica upodabnia się do minerałów ilastych.

4.2. Sorpcja glebowa i pojemność sorpcyjna

Zdolność gleby do pochłaniani i zatrzymywania na zewnętrznej i wewnętrznej powierzchni

swych cząstek różnych składników – jonów, molekuł, mikroorganizmów, wody, gazów i

cząstek - nazywa się sorpcją, a zjawiska z nią związane zjawiskami sorpcyjnymi. O

zjawiskach sorpcyjnych decyduje kompleks sorpcyjny gleby.

58

Sorpcja obejmuje dwa zjawiska, tj. absorpcję i adsorpcję. Absorpcja polega na

pochłanianiu gazu przez ciecz (lub ciało stałe) i równomierne rozprowadzanie go przez

dyfuzję w całej objętości tej cieczy (ciała stałego). Przykładem absorpcji jest pochłanianie

przez roztwór glebowy gazów z atmosfery, a także gazów, które są produktami wewnętrznych

procesów biologicznych lub chemicznych. Adsorpcja jest natomiast zjawiskiem zachodzącym

na granicy dwóch faz i polega na tym, że w warstwie powierzchniowej danej fazy stężenie

substancji jest większe (adsorpcja dodatnia) lub mniejsze (adsorpcja ujemna) niż w głębi tej

fazy. Najczęściej na powierzchni ciał stałych występuje dodatnia adsorpcja gazów, par,

substancji rozpuszczonych w roztworze lub zawieszonych w fazie gazowej.

Wielkością charakteryzującą zdolności sorpcyjne gleby jest pojemność sorpcyjna,

czyli ilość wszystkich jonów jaką może zabsorbować dana gleba. Wyraża się ją w

centymolach na kg suchej gleby (cmol(+)/kg = me/100 g). Ze względu na dominującą rolę

ładunku ujemnego w glebie mamy do czynienia głównie z kationową pojemnością

sorpcyjną. Wielkość ta waha się od kilku do kilkudziesięsciu cmol(+)/kg.

W glebie spotyka się różne rodzaje sorpcji. Są to: sorpcja wymienna, biologiczna,

chemiczna, fizyczna i mechaniczna. Jednym z najważniejszych rodzajów sorpcji jest sorpcja

wymienne, na której opierają się procesy związane z odżywianiem roślin, kwasowością gleby,

a dokładniej regulacją kwasowości. Na sorpcji wymiennej oparte są też zjawiska buforowe.

Sorpcja wymienna jest zjawiskiem zachodzącym pomiędzy kompleksem sorpcyjnym

gleby (faza stała) a roztworem glebowym (faza ciekła) zarówno w warunkach naturalnych,

jak i po wprowadzeniu różnych nawozów mineralnych do gleby. Polega ona na zachowaniu

stanu równowagi pomiędzy układem fazy stałej a płynnej gleby. Podczas reakcji wymiany

ustala się, między ilością kationów wymiennych występujących w kompleksie sorpcyjnym a

ilością kationów zawartych w roztworze, stan dynamicznej równowagi. Jeżeli więc roztwór

glebowy zostanie wzbogacony w jakiś kation (np. na skutek nawożenia), to określona ilość

tego kationu wejdzie do kompleksu sorpcyjnego gleby. Odwrotnie, jeżeli korzenie roślin

pobiorą z roztworu glebowego określony kation, wówczas odpowiednia ilość tego kationu

przejdzie z fazy stałej do roztworu glebowego. W ten sposób zostanie wyrównane stężenie

jonów pomiędzy roztworem glebowym i kompleksem sorpcyjnym.

Sorpcja wymienna, z punktu widzenia odżywiania roślin, należy do najważniejszych

rodzajów sorpcji. Głównym jej zadaniem i celem jest zatrzymywanie w glebie składników

pokarmowych dla roślin, jak również udostępnianie tych składników roślinom. Mechanizm

sorpcji wymiennej wykorzystywany jest przez rolnictwo przy nawożeniu, w celu dostarczenia

roślinom składników pokarmowych. Ponadto na zjawisku sorpcji wymiennej opiera się szereg

59

ważnych procesów glebowych, jak zakwaszenie, podwyższenie pH, czy też właściwości

buforowe gleby.

Sorpcja wymienna jest uzależniona od budowy sorbenta, odczynu gleby, rodzaju

kationów i ich stężenie w roztworze glebowym, a także od stężenia roztworu i temperatury.

Rodzaj sorbenta, wielkość jego powierzchni sorpcyjnej i wielkość ładunku, decyduje o energii

wiązania i ilości wiązanych jonów. Największą zdolnością sorpcyjną odznacza się próchnica

a spośród minerałów ilastych: wermikulit i montmorylonit, najmniejszą wykazują uwodnione

tlenki żelaza i glinu, kaolinit oraz haloizyt (tab. 11).

Wpływ rodzaju kationów na sorpcję wymienną zależy od ich wartościowości, a także

od wielkości i stopnia uwodnienia tych kationów. W koloidalnych układach gleby jedne

kationy występują często w znacznie większych ilościach od innych. Dotyczy to np. kationów

H+, Al3+, Ca2+. Taki stan rzeczy ma związek z niejednakową siłą wiązania kationów z

kompleksem sorpcyjnym i niejednakową siłą (energia) wchodzenia tych kationów do

kompleksu sorpcyjnego. Energia wejścia kationów do kompleksu sorpcyjnego zależy od ich

wartościowości i masy atomowej. Kation wchodzi tym energiczniej do kompleksu

sorpcyjnego, im wyższa jest jego wartościowość i masa atomowa. Najtrudniej z kompleksu

sorpcyjnego wypierane są kationy decydujące o kwasowości gleby: H+, Al3+. Jako regułę

przyjmuje się, że im łatwiej jakiś kation jest sorbowany przez kompleks sorpcyjny, tym

trudniej daje się z niego usunąć. Dlatego też, takie jony jak wodoru, glinu i żelaza łatwo

wchodzące do kompleksu sorpcyjnego i są bardzo trudne do usunięcia. Należy podkreślić,

iż kationy świeżo zasorbowane mogą być łatwiej wyparte z kompleksu sorpcyjnego, niż

kationy zasorbowane dawniej. Ważną rolę w zjawiskach sorpcji odgrywa uwodnienie jonów.

Stopień uwodnienia jonów wiąże się z ich średnicą. Im większa jest średnica jonów, tym

słabsze jest pole elektryczne wytwarzane przez te jony w roztworze, a tym samym mniejszy

jest ich stopień uwodnienia. Wraz ze wzrostem średnicy jonów uwodnionych zmniejsza się

ich energia wejścia do kompleksu sorpcyjnego. Procesy sorpcji wymiennej w dużej mierze

uzależnione są od zmian stanu uwilgotnienia gleb, pociągając za sobą zmiany stężenia

roztworów glebowych. Wzrost stężenia jakiegoś kationu w roztworze glebowym wpływa na

wzrost wymiany kationowej powodowanej przez ten kation. Temperatura zwiększa szybkość

reakcji jonów wymiennych, ale prawdopodobnie obniża wielkość sorpcji.

W charakterystyce sorpcji wymiennej określa się: całkowitą kationową pojemność

sorpcyjną, sumę zasad i kationy wymienne.

Całkowita kationowa pojemność sorpcyjna (T) jest sumą wszystkich kationów

zasadowych (Ca2+, Mg2+, K+, Na+) i kwasowych (H+ i Al3+) zasorbowanych przez glebę.

60

Wyraża się ją w centymolach na kg suchej gleby (cmol(+)/kg). Pozostałe kationy nie są

uwzględniane, gdyż stanowią <1 % całkowitej pojemności sorpcyjnej. Natomiast suma zasad

(S) jest sumą kationów o charakterze zasadowym, tj. Ca2+, Mg2+, K+, Na+ zasorbowanych

przez glebę. Wyraża się ją również w centymolach na kg suchej gleby (cmol(+)/kg).

Do kationów wymiennych zalicza się: Ca2+, Mg2+, K+, Na+, H+ . Są to wymienne formy

poszczególnych kationów występujących w glebie. W praktyce gleboznawczej oznacza

Obecność kompleksu sorpcyjnego i związane z nim zdolności sorpcyjne gleby

warunkują spełnianie przez glebę jej podstawowych funkcji polegających na magazynowaniu

i dostarczaniu roślinom składników pokarmowych. Ponadto kompleks sorpcyjny zapobiega

wymywaniu składników pokarmowych w niższe partie profilu glebowego lub też poza jego

obręb. Obecność kompleksu sorpcyjnego umożliwia też regulację odczynu gleby

(kwasowości czynnej). Właściwości sorpcyjne wpływają również na kwasowość potencjalną,

dzięki nim istnieją właściwości buforowe gleby. Właściwości sorpcyjne przyczyniają się

również do neutralizacji szkodliwych dla organizmów żywych substancji, które dostają się do

gleby.

4. 2.1. Czynniki wpływające na pojemność sorpcyjna gleby

Pojemność sorpcyjna gleby zależy przede wszystkim ilości minerałów ilastych. W praktyce

oznacza to, że pojemność sorpcyjna uzależniona jest od składu granulometrycznego gleby, a

w szczególności od zawartości iłu koloidalnego (im więcej frakcji drobniejszych – iłu

koloidalnego – tym pojemność sorpcyjna wyższa).

Tabela 11Pojemność sorpcyjna niektórych składników gleb w cmol(+)/kgwg. Scheffer, Schachtschabel za Bednarek i in.; zmodyfikowana

Składnik Pojemność sorpcyjna Składnik Pojemność sorpcyjnawermikulitmontmorylonitillitchlorytkaolinithaolizyt

150-200 80-120

20-50 10-40 3-15 5-10

alofan

uwodnione tlenki Fe iAl

glebowa substancjaorganiczna

10-50

4

180-300

Na wielkość pojemności sorpcyjnej wpływa nie tylko ilość minerałów ilastych, ale też

ich rodzaj. Wynika to stąd, że minerały ilaste różnią się pomiędzy sobą w zależności od swej

budowy (tab. 11). Decydujący wpływ na wartość pojemności sorpcyjnej ma zawartość i

61

jakość próchnicy, która ma zdecydowanie największe zdolności sorpcyjne (tab. 11). Istnieje

również związek pomiędzy wartością pojemności sorpcyjnej a pH gleby. Ilość ładunków

ujemnych, a tym samym pojemność sorpcyjna do kationów jest tym większa, im wyższe jest

pH gleby.

Gleby piaszczyste o małej zawartości frakcji iłowej i ubogie w próchnicę określa się

jako gleby o ubogim kompleksie sorpcyjnym (niskiej pojemności sorpcyjnej), natomiast gleby

gliniaste lub ilaste (ciężkie i bardzo ciężkie) a także zasobne w próchnicę, jako gleby o

bogatym kompleksie sorpcyjnym (wysokiej pojemności sorpcyjnej).

5. KWASOWOŚĆ GLEBCałkowita kwasowość gleby jest sumą trzech rodzajów kwasowości. Są to: kwasowość

czynna, kwasowość wymienna i kwasowość hydrolityczna.

5.1. Kwasowość czynna (pH gleby), kwasowość wymienna i kwasowość hydrolityczna

Kwasowością czynną nazywa się stężenie jonów wodoru i glinu aktywnych w roztworze

glebowym. Miarą kwasowości czynnej jest odczyn gleby, do określenia którego używa się

symbolu pH. Natomiast kwasowość wymienna i kwasowość hydrolityczna uwzględniają

jony wodoru i glinu zaadsorbowane wymiennie przez sorbenty glebowe (kompleks

sorpcyjny).

Podział ten wynika stąd, że kwasowość gleby zależy od jonów wodoru obecnych w

roztworze glebowym (ciekła faza gleby), ale także od jonów wodoru i glinu zasorbowanych w

kompleksie sorpcyjnym (stała faza gleby).

Kwasowość wymienna ujawnia się w czasie traktowania gleby roztworami soli

obojętnych: np. KCl. W czasie reakcji gleb z KCl uwalniają się z kompleksu sorpcyjnego

jony H+ i Al3+, które przechodzą do roztworu glebowego zwiększając kwasowość czynną. Na

miejsce tych jonów do kompleksu sorpcyjnego wchodzą jony K+. Wyparte kationy wodoru

łączą się z zawartymi w roztworze anionami Cl-, NO3- lub SO4

2- tworząc kwasy. Podobnie i

kationy Al3+ łączą się np. z Cl- tworząc AlCl3, który hydrolizując w środowisku wodnym

dodatkowo je zakwasza.

Z kolei kwasowość hydrolityczna ujawnia się w czasie traktowania gleby solami

hydrolizującymi zasadowo: np. (CH3COO)2Ca lub CH3COONa. Określając kwasowość

hydrolityczną obejmuje się również wartość kwasowości wymiennej i czynnej.

Działając roztworami soli obojętnych nie wszystkie jony wodoru są wypierane do

roztworu glebowego. Można je wyprzeć z kompleksu sorpcyjnego traktując gleby roztworami

62

soli hydrolizujących zasadowo (sole słabych kwasów i mocnych zasad). Uzyskuje się w tej

sposób kwasowość hydrolityczną. Przebieg reakcji jest podobny jak w przypadku ujawniania

kwasowości wymiennej. Z kompleksu sorpcyjnego zostają wyparte jony wodoru i glinu, a

miejsce ich zajmują kationy wapnia, czy sodu – w zależności od użytej soli. Wielkość tej

kwasowości zależy zarówno od wymiennych jonów H+ i Al3+, jak też od jonów H+ łatwo

dysocjujących grup karboksylowych kwasów próchnicznych. Kwasowość hydrolityczna

prawie w całości pokrywa ilość jonów wodorowych wysycających kompleks sorpcyjny gleb,

a przewaga jej nad kwasowością wymienną tym bardziej wzrasta, im gleba jest zasobniejsza

w próchnicę (przy jednakowym pH).

Kwasowość czynna stanowi niewielki ułamek kwasowości potencjalnej. Zmienia się ona

wraz z porami roku. Zwykle bywa największa latem. Na wiosnę i w jesieni jest ona mniejsza,

w zimnie zaś osiąga minimum.

5.2. Odczyn gleb

Odczyn jest istotną właściwością gleb. Obiektywną miara odczynu jest stężenie jonów

wodorowych w roztworze glebowym (lub w roztworach równoważonych z glebą według

ustalonych metod) wyrażone w molach H+ na dm3. W roztworze obojętnym stężenie H+

wynosi 10-7 w roztworach gleb o wzrastającej kwasowości stężenie tych jonów rośnie

stopniowo aż do 10-3 (a w skrajnych przypadkach 10-2) mol.dm3 , natomiast w roztworach

gleb zasadowych (alkalicznych) stężenie H+ spada poniżej 10-7, osiągając w warunkach

ekstremalnych wartość 10-12 mol.dm3.

W ocenie odczynu gleb stosuje się wygodniejszą, logarytmiczną skalę pH, przy czym

pH jest ujemnym ze stężenia (aktywności) jonów H+ w molach na dm3.

pH = -log [H+]

W praktyce gleboznawczej odczyn gleb oznacza się w mieszaninie (zawiesinie) gleby

z H2O lub z elektrolitem, np. KCl, CaCl2. w Polsce stosuje się w tym celu 1-molowy KCl.

Podział gleb według pH w KCl i pH w H2O przedstawiono w tabeli 12.

Tabela 12Podział gleb w zależności od Ph

Odczyn gleby pH w 1-molowym KCl pH w H2O bardzo kwaśny kwaśny lekko kwaśny obojętny zasadowy

< 4,54,6 – 5,55,6 – 6,56,6 – 7,2

>7,2

< 5,05,1 – 6,06,1 – 6,76,8 – 7,4

> 7,4

63

Do gleb o odczynie bardzo kwaśnym zalicza się bielice, gleby glejowo-murszowe i

gleby torfowisk wysokich. Gleby o odczynie kwaśnym to bielicowe, rdzawe i brunatne

kwaśne, torfowe torfowisk niskich, glejowe, pseudoglejowe a o odczynie lekko kwaśnym to

brunatne wyługowane, płowe i deluwialne. Do gleb o odczynie obojętnym zalicza się

czarnoziemy, gleby brunatne właściwe, mady i mułowo-gytiowe a o odczynie zasadowym to

rędziny i gleby słone.

W Polsce przeważają gleby o odczynie kwaśnym; gleby kwaśne i bardzo kwaśne

zajmują 50% powierzchni kraju, gleby słabo kwaśne ok. 30%. Na gleby obojętne lub

zasadowe przypada zaledwie kilkanaście procent powierzchni. Przyczyną tego stanu rzeczy są

zarówno czynniki naturalne, jak i nakładające się na nie wpływy działalności człowieka.

5.2.1. Czynniki decydujące o kwaśnym odczynie gleb

Do czynników wpływających na kwaśny odczynie gleb należy zaliczyć: charakter skały

macierzystej, klimat, działalność człowieka.

Utworami macierzystymi gleb Polski są głównie polodowcowe skały osadowe,

stosunkowo łatwo przepuszczalne, w których przeważa przemywany lub okresowo

przemywany typ gospodarki wodnej. Gleby wytworzone ze skał osadowych ubogich w

składniki zasadowe (Ca, Mg, K, Na) już z tego powodu charakteryzują się odczynem

kwaśnym. Jednak nawet gleby wytworzone ze skał „zasadowych” tzn. zasobnych w składniki

zasadowe, w warunkach klimatu umiarkowanego wilgotnego, ulegają zakwaszeniu.

Pierwotnie wiele z tych utworów zawierało węglan wapnia (głównie w postaci kalcytu –

CaCO3), lecz długotrwałe przesiąkanie wód opadowych przyczyniło się do ich odparowania

(dekalcytacji). Procesowi dekalcytacji sprzyja zakwaszenie opadów kwasem węglowym,

powstającym w efekcie rozpuszczania CO2 zawartego w atmosferze. Pod wpływem działania

kwasu węglowego trudno rozpuszczalny węglan wapnia przechodzi w znacznie łatwiej

rozpuszczalny wodorowęglan. Ponadto - w miarę rozwoju gleb i akumulacji substancji

organicznej - w procesie zakwaszenia gleb znaczny udział mogą też brać kwasy próchniczne,

silniejsze od kwasu węglowego. Przesiąkanie, razem z wodą opadową, roztworów o odczynie

kwaśnym, przyczyniło się (i nadal się przyczynia) do rozpuszczenie i wymycie związków o

charakterze zasadowym. W konsekwencji tego zjawiska również kompleks sorpcyjny zostaje

stopniowo wysycany jonami wodoru i glinu, czyli wzrasta kwasowość potencjalna. Kationy

zasadowe, wyparte z kompleksu sorpcyjnego (o ile nie zostaną włączone do obiegu

biologicznego) ulegają powolnemu wymywaniu z gleby. Gdy pH gleby spadnie poniżej 5,0

64

rozpoczyna się proces uruchamiania jonów glinu, które odgrywają istotna rolę w tworzeniu

kwasowości gleb.

Zakwaszający wpływ czynnika antropogenicznego przejawia się zarówno w

gospodarce leśnej, działalności rolniczej, jak i przemysłowej.

W lasach gospodarczych istotnym czynnikiem przyśpieszającym zakwaszenie jest

preferowanie nasadzeń sosnowych na siedliskach zasobniejszych niż wymagania tego

gatunku. Skład opadu roślinnego gatunków iglastych wpływa na szybki wzrost zakwaszenia i

pojawienia się oznak bielicowani gleb potencjalnie żyźniejszych. Dodatkowym czynnikiem

jest prowadzenie, na większości powierzchni leśnych, działań zmierzających do intensyfikacji

produkcji biomasy i pozyskiwanie maksymalnej ilości drewna. Dominujące w Polsce

fitocenozy leśne na produkcje biomasy z reguły pobierają z gleby więcej składników

mineralnych w formie kationowej niż anionowej. W celu zrównoważenia ładunków korzenie

wydzielają do gleby proporcjonalnie więcej kationów H+ niż ładunków HCO3-. Wywóz

wyprodukowanej w lesie biomasy przerywa naturalny obieg biologiczny. Uniemożliwia to

zwrot pobieranych składników w czasie mineralizacji martwych szczątków roślinnych i

pogłębię zakwaszenie.

Podobna sytuacji ma też miejsce w działalności rolniczej. Coroczne pozyskiwanie

plonu może wywołać nie tylko zubożenie gleb w składniki pokarmowe, lecz także jej

zakwaszenie. Zakwaszenie gleb odbywa się na skutek odprowadzaniem z siedliska, wraz z

plonami roślin, składników zasadowych. Szczególnie do szybkiego zakwaszenia gleb

dochodzi przy niedostatecznym nawożeniu. Należy jednak przyznać, że istotny jest sposób

nawożenia. Do zakwaszenia gleb prowadzi długotrwałe stosowanie wielu nawozów

mineralnych. Należą do nich tzw. nawozy fizjologicznie kwaśne, zawierające głównie

składniki pokarmowe w formie kationowej, np. siarczan amonu lub sole potasowe i

potasowo-magnezowe.

W regionach silnie uprzemysłowionych czynnikiem zakwaszającym gleby są tlenki

siarki i azotu, które dostają się do atmosfery w efekcie spalania paliw, w czym duży udział ma

wiele gałęzi przemysłu i transport. Tlenki te przemieszczają się wraz z atmosferą i reagują z

zawartym w niej tlenem i parą wodną tworząc silne kwasy (H2SO4 i HNO3).

5.2.2. Znaczenie odczynu gleby

Odczyn gleby wywiera wpływ na rozwój mikroorganizmów glebowych, w szczególności na

ich aktywność, a także na skład ilościowy i jakościowy ich zbiorowisk. Optymalnym

zakresem pH dla promieniowców jest od 7 do 7,5. Bakterie i pierwotniaki dobrze rosną i

65

rozwijają się przy zakresie pH 6 – 8, a grzyby 4 – 5, przy czym te ostatnie mogą się rozwijać

się w znacznie szerszym zakresie pH. W zasadzie można powiedzieć, że pH nie ogranicza

występowania grzybów. Należałoby tu zaznaczyć, że w środowisku o wysokiej koncentracji

jonów wodorowych grzyby występują o wiele obficiej niż bakterie, czy promieniowce. Nie

należy tego, w każdym przypadku, wiązać z właściwościami grzybów, bowiem wiele z nich

w czystych kulturach rozwija się na pożywkach o pH 6,5 – 8,5. Niektóre nawet lepiej

rozwijają się przy wyższym pH niż w odczynach kwaśnych. Jednak odczyn obojętny lub

lekko zasadowy z reguły sprzyja koncentracji konkurentów grzybów, przede wszystkim

bakterii i promieniowców, które mają znacznie bardziej ograniczony zakres pH, w którym

mogą swobodnie występować.

Odczyn wpływa również na zdolności sorpcyjne gleby, bowiem pojemność sorpcyjna

jest tym niższa im większe jest stężenie jonów wodorowych, czyli im niższe jest pH.

Wywiera on także wpływ na dostępność dla roślin szeregu makro- i

mikroelementów. Azot i siarka są przyswajalne przy pH wyższym od 5,5, wapń i magnez w

zakresie pH od 6,2 do 8,5, fosfor 6,2–7,0. Potas jest przyswajalny przez rośliny przy pH

wyższym od 6,2 a molibden przy pH wyższym od 6,5. Bor rośliny przyswajają w zakresie pH

5,0–8,0. Natomiast żelazo, mangan, cynk, miedź i kobalt występują w formach

przyswajalnych dla roślin w glebach o odczynach kwaśnych (pH 4,0–5,0).

Odczyn gleby wywiera istotny wpływ na przebieg i intensywność wielu procesów

zachodzących w środowisku glebowym, np. na amonifikację, która przebiega w zakresie pH

7,0–8,5 i nitryfikację: 6,9–8,0. Kwasowość czynna wywiera także wpływ na proces

humifikacji, czyli powstawania próchnicy i na jej gromadzenie się na powierzchni gleby.

Również procesy brunatnienia, ługowania, bielicowania, procesy glejowe są uzależnione

od stężenia jonów wodorowych w roztworze glebowym. pH wpływa na stabilizację

koloidów, a także na uwalnianie i koagulację związków żelaza i glinu. Uwolnione i

skoagulowane związki żelaza otaczają elementarne ziarna glebowe, co nadaje im, a

konsekwencji całym poziomom genetycznym, barwę brunatną (poziom wzbogacenia - B).

Procesy wymywania (ługowania) nasilają się przy niskich odczynach gleby, stad też

bielicowanie zachodzi w warunkach odczynu silnie kwaśnego. Pod wpływem roztworów o

odczynie kwaśnym ulegają rozpadowi nie tylko minerały pierwotne, ale także rozpuszczają

się związki żelaza, glinu, manganu i inne. W efekcie czego przemieszczają się one w głąb

profilu glebowego, a w wyższych partiach tegoż profilu powstaje jasno popielaty poziom

wymycia (E). Kationy żelaza na plus drugim stopniu utlenienia (Fe+2) występujące w

kwaśnych odczynach gleby nadając częściom profilu glebowego, w których występują, barwę

66

stalowoszarą z odcieniem zielonym lub niebieskim. Intensywność tego zabarwienia jest

również uzależniona od odczynu.

Optymalne pH dla większości roślin uprawnych mieści się w przedziale 6,0 – 7,0.

Należy zaznaczyć, że w strefie przykorzeniowej pH gleby jest niższe niż w większej

odległości od korzeni. Ma to związek z sorpcją wymienną, dzięki której składniki pokarmowe

(w formie jonowej) przechodzą z kompleksu sorpcyjnego do roztworu glebowego, z którego

to rośliny mogą je czerpać.

5.2.3. Charakter gleb o odczynie kwaśnym

Gleby o odczynie kwaśnym są pozbawione węglanów. W ich kompleksie sorpcyjnym

występują głównie jony wodoru i glinu. Próchnica tych gleb charakteryzuje się przewagą

fulwokwasów, a ich stosunki powietrzne są z reguły wadliwe. Struktura gruzełkowa gleb o

wysokim stężeniu jonów wodorowych w roztworze glebowym jest niestabilna, co jest

spowodowane brakiem lepiszcza a także destrukcyjnym działaniem próchnicy kwaśnej. W

roztworach gleb kwaśnych znajdują się toksyczne dla roślin ilości glinu, żelaza i manganu.

Większość składników pokarmowych staje się niedostępna dla roślin. Poważnemu

ograniczeniu ulega również aktywność biologiczna bakterii i promieniowców, co wpływa na

zahamowanie wielu korzystnych przemian związków azotowych, takich jak nitryfikacja, czy

też wiązanie azotu atmosferycznego.

W miarę zmiany odczynu na obojętny (gleby intensywnie wapnowane) te niekorzystne

właściwości gleb kwaśnych ulegają poprawie. Mogą niestety wystąpić inne, niż omówione

wyżej, niekorzystne zjawiska, takie jak obniżenie rozpuszczalności związków żelaza,

manganu, miedzi, cynku czy fosforu, który łącząc się z kationami wapnia lub też węglanem

wapnia tworzy nierozpuszczalne apatyty. Należy przyznać, że w glebach o odczynie

kwaśnym fosfor również nie może być przyswajalny przez rośliny. Powodem jest tworzenie

się nierozpuszczalnych związków żelaza i glinu, np. wavelitu, strengitu, czy też waryscytu.

6. BUFOROWOŚĆ GLEB

Zdolność gleby do utrzymywania względnie stałego poziomu pH pomimo działania

czynników zakwaszających lub alkalizujących noszą nazwę właściwości buforowych lub

zdolności regulujących gleby. Czasem jednak buforowaniu gleb nadaje się szersze

znaczenie, obejmując nim wszelkie reakcje, które przeciwdziałają nagłym zmianom składu

jonowego roztworu glebowego.

67

Zjawisko buforowości wiąże się ściśle ze zjawiskiem utrzymania stanu równowagi

pomiędzy jonami wodorowymi i glinowymi zawartymi w kompleksie sorpcyjnym gleby

(kwasowość potencjalna), a jonami wodoru w roztworze glebowym (kwasowość czynna).

Polega to na tym, że jeżeli w wyniku jakiejkolwiek reakcji biochemicznej zwiększy się w

roztworze glebowym ilość jonów H+, nastąpi natychmiast zasorbowanie nadmiaru tych jonów

przez koloidy glebowe, przy czym odczyn roztworu nie ulegnie zmianie, aż do chwili

nasycenia kompleksu tymi jonami. Dodanie z kolei wapna, lub innego czynnika

podnoszącego pH, do gleby spowoduje reakcje odwrotne, tj. z kompleksu sorpcyjnego będą

uwalniane jony H+ i Al 3+a ich miejsce będzie zajmowane przez kationy Ca2+. Zjawisko

będzie przebiegało do momentu zobojętnienia kwasowości potencjalnej. Jak z tego wynika

jony wodorowe oddziałują jak bufor w stosunku do zmiany odczynu.

6.1. Układy buforowe

Układy buforowe, w skrócie bufory, w najprostszym ujęciu są mieszaninami (roztworami)

słabego kwasu, lub słabej zasady i ich soli zdolnymi do neutralizacji zarówno jonów H+ jak i

OH-. Kwas ma zdolność do neutralizacji jonów OH-, a anion dysocjowanej soli do wiązania

jonów H+.

Tabela 13

Układy buforowe wg Ulricha

Bufor Zakres buforowania pH

węglanowy 8,0 – 6,2krzemianowy 6,2 – 5,0wymiany jonowej 5,0 – 4,2glinowy 4,2 – 2,8żelazowy 3,8 – 2,4

W glebie można wydzielić wiele układów buforowych. Jest ona mieszaniną tych

układów. Pewne jej składniki zdolność neutralizowania kwasów (przez wiązanie H+), a inne

neutralizowania zasad (przez uwolnienie jonów H+). Według Urlicha (tab. 16) w glebie

można wyróżnić pięć układów: bufor węglanowy, krzemianowy, glinowy, bufor wymiany

jonowe i żelazowy. Każdy z nich stabilizuje odczyn gleby w odpowiednich przedziałach pH.

W przypadku buforu węglanowego podstawowe znaczenie ma reakcja rozpuszczania

CaCO3 przez kwas węglowy i tworzenie wodorowęglanów. Reakcja buforowania z kwasem

węglowym wiąże się z przechodzeniem węglanów w dwuwęglany i jest odwracalna:

CaCO3 + H2CO3 Ca(HCO3) 2

68

Natomiast buforowanie silnych kwasów mineralnych pociąga za sobą całkowity

rozkład węglanów i jest procesem nieodwracalnym, ale pojemność buforu jest dwukrotnie

większa:

CaCO3 + H2SO4 CaSO4 +CO2 + H2OZakres buforowania buforu węglanowego wynosi 8,0 – 6,2. Działa on w glebach

zawierających węglan wapnia.

Działanie buforu krzemianowego polega na wietrzeniu pierwotnych krzemianów,

którego wynikiem jest uwalnianie kationów zasadowych i wiązanie jonów H+ w produktach

wietrzenia.

np. CaAl2Si2O8 + 2H+ + H2O Ca2+ + Al2Si2O5(OH)4anoryt kaolinit

Uwolnione kationy mogą być adsorbowane przez tworzące się minerały ilaste lub ulec

wymyciu z gleby. Przetwarzanie krzemianów przebiega wieloetapowo a jego końcowymi

produktami są niezdysocjowane kwasy krzemowe oraz tlenki glinu, żelaza i manganu.

Pojemność buforowa tego układu zależy od rodzaju i podatności na wietrzenie

występujących w glebie krzemianów. Bufor krzemianowy nie ma dużego znaczenia ze

względu na wolne tempo wietrzenia krzemianów, które może przebiegać przy szerokim

zakresie pH. Natomiast zakres pH 6,2-5,0, przypisywany temu buforowi, oznacza, że w tym

zakresie nie działają inne bufory.

Bufor wymiany jonowej funkcjonuje na zasadzie adsorbowania jonów H+ przez

mineralne i organiczne sorbenty glebowe (kompleks sorpcyjny gleby) zamiast kationów

zasadowych (przede wszystkim Ca2+), które zostają wyparte do roztworu glebowego i

podlegają wymywaniu. Reakcja wymiany jonowej jest odwracalna i odznacza się dużą

prędkością. Bufor ten utrzymuje pH w zakresie 5,0-4,2.

np. Ca + 2H+ H + Ca2+

H

Bufor glinowy tworzony jest przez występujące w glebie związki glinu. Wiąże on

jony H+ kosztem uwalniania do roztworu potencjalnie toksycznych jonów Al3+. Ich źródłem

są głównie minerały ilaste oraz połączenia hydroksyglinowe o różnym ładunku i stopniu

polimeryzacji. które uwalniając jony Al3+ do roztworu glebowego jednocześnie powodują

neutralizację jonów wodorowych. Pojemność tego układu określana jest głównie przez

zawartość w glebie minerałów ilastych a zakres pH działania buforu glinowego wynosi 4,2-

2,8.

KS KS

69

np. ALOOH + 3H+ Al3+ + 2 H2O

Bufor żelazowy neutralizuje jony wodorowe wskutek rozpuszczania tlenków i

wodorotlenków żelaza. Zakres jego działania obejmuje buforowania pH 3,8-2,4.

np. Fe (OH)3 + 3H+ Fe+3 + 3H2O

Jony żelaza powstające w efekcie działania buforu żelazowego ulegają wymyciu w

głąb profilu glebowego. Powoduje to wybielenie poziomu zubożonego w żelazo, co

przypomina skutek procesu bielicowania.

Należy zaznaczyć, że istotną rolę w jako układ buforowy, odgrywa substancja

organiczna. W tym procesy syntezy biomasy i jej rozkładu, które są związane z transferem

jonów H+.

6.2. Czynniki wpływające na właściwości buforowe gleb

Właściwości buforowe gleb są uwarunkowane wielkością ich pojemności sorpcyjnej, która

bezpośrednio uzależniona jest od ilości, ale i rodzaju koloidów glebowych, a pośrednio od

składu granulometrycznego gleby. Ogromne znaczenie ma też zawartość i typ próchnicy.

Oczywiście im większą pojemność sorpcyjną wykazują koloidy glebowe (zarówno mineralne,

jak i organiczne), tym większą zdolnością buforowania odznacza się gleba. Z koloidów

glebowych najsilniejsze działanie buforowe wykazują: próchnica (koloid organiczny),

montmorylonit, illit i kaolinit (wtórne minerały ilaste - koloidy mineralne). Właściwości

buforowe gleb zależą również od ilości zasorbowanych w kompleksie sorpcyjnym kationów o

charakterze zasadowym, od składu roztworu glebowego i od zawartości węglanu wapnia w

glebie. Im więcej w glebie (w fazie ciekłej i stałej) jonów o charakterze zasadowym i im

wyższa zawartość CaCO3 tym gleba cechuje się wyższymi właściwościami buforowymi.

Wpływ na te właściwości ma też obecności układów buforowych.

Podsumowując można stwierdzić, że gleby ciężkie, ilaste, o dużej zawartości frakcji

iłu koloidalnego, a także bogate w próchnicę wykazują zdecydowanie wyższe właściwości

buforowe niż gleby lekkie (piaszczyste), ubogie w substancje organiczne. Należy przy tym

zaznaczyć, że węglan wapnia w istotny sposób podnosi zdolność do przeciwdziałania

zmianom odczynu, nawet w glebach o przewadze frakcji piasku.

7. SUBSTANCJA ORGANICZNA GLEB

Proces wietrzenia mający swój początek na powierzchni skał macierzystych prowadzi

zasadniczo do powstawania nieorganicznych związków gleby. Składniki mineralne stanowią

70

zwykle większą część gleb, przede wszystkim gleb mineralnych. Gleby te nie są jednak

materiałem czysto nieorganicznym. Drugim pod względem ilościowym, ale najważniejszym

składnikiem gleb, który odróżnia ją od skał macierzystych, jest materia organiczna. Stanowi

ona zazwyczaj od < 1 do 5% masy gleby. Znacznie większe stężenie materii organicznej

występuje w glebach hydrogenicznych, np. budowanych przez torf i w powierzchniowych

częściach gleb leśnych.

Związki organiczne decydują o układzie całego kompleksu właściwości gleby, od

których zależy jej żyzność i produkcyjność. Materia organiczna występująca w glebach nie

jest jednorodna pod względem chemicznym. Jest to mieszanina składająca się z wielu

substancji bardziej lub mniej złożonych, zależnie od substratu wyjściowego i warunków

bioekologicznych, w jakich się one tworzyły. Składają się na nią wszystkie, występujące w

środowisku glebowym, związki zawierające węgiel pochodzenia organicznego. Stąd też do

materii organicznej zalicza się zarówno substancję organiczną, jak i organizmy żywe – czyli

edafon. W skład substancji organicznej wchodzą wszystkie obumarłe szczątki roślinne i

zwierzęce oraz organiczne produkty rozkładu nagromadzone zarówno w glebie, jak i na jej

powierzchni. Innymi słowy substancję organiczną gleby stanowią resztki roślinne i zwierzęce,

które są w różnym stopniu rozłożone i przeobrażone. Tego rodzaju materiał znajduje się w

stanie ciągłych przemian, które są efektem działalności mikroorganizmów glebowych. Do

substancji organicznej gleb umownie nie zalicza się edafonu. W poziomach próchnicznych

gleb uprawnych udział edafonu w ogólnej masie materiału organicznego wynosi 10-15%. Jak

z tego wynika biomasa mikroorganizmów glebowych, na która składają się bakterie, grzyby,

promieniowce i pierwotniaki, stanowi istotną część organicznej materii gleby. Inne małe

zwierzęta glebowe, a szczególnie dżdżownice, wnoszą zazwyczaj jedną czwartą części

materii organicznej, którą są mikroorganizmy. Mimo że dżdżownice są jedynie drugorzędnym

składnikiem biomasy, ich obecność jest istotna, ponieważ zwiększa napowietrzenie i ruch

wody w glebie. Ponadto pełnią one rolę czynnika transportującego materię organiczną w

powierzchniowej warstwie gleby.

Podsumowując tą część rozważań należy stwierdzić, że substancję organiczną gleby

można zdefiniować, jako sumę obumarłych składników organicznych występujących w

glebie, od świeżych, nie rozłożonych resztek roślinnych i zwierzęcych do bezpostaciowych

produktów rozkładu i resynetzy. Składają się więc na nią szczątki organiczne i próchnica

(humus).

Należy jednak zaznaczyć, że wielu z autorów nie wytycza takich granic w

pojmowaniu pojęć „materia organiczna gleb” i „substancja organiczna” i pojęcia te stosują

71

wymiennie. Równie często jako synonimy „materii organicznej gleb” stosowane są terminy

„próchnica” czy też „humus”.

Pierwotnym źródłem substancji organicznej w glebie są tkanki roślinne – korzenie

rosnących i obumarłych roślin, a także obumarłe nadziemne części roślin, które opadły w

czasie wegetacji. W lasach jest to ściółka szpilkowa lub liściasta, na łąkach i pastwiskach

ściółka trawiasta, zielna itp. Źródłem substancji organicznej są też obumarłe ciała makro- i

mezofauny, ich ekstrementy oraz obumarłe mikroorganizmy. W glebach uprawnych istotnym

źródłem substancji organicznej są nawozy organiczne (obornik, gnojowica, komposty,

nawozy zielone i inne) i resztki pozbiorowe. Najważniejszym źródłem substancji organicznej,

która dostaje się do gleby lub gromadzi się na jej powierzchni, są obumarłe części roślin

wyższych, a dopiero w drugiej kolejności obumarłe ciała mikroorganizmów i zwierząt. Z

roślin zielnych najwięcej masy organicznej dostarczają korzenie, mniej części nadziemne. W

lasach główna masa resztek roślinnych gromadzi się na powierzchni gleb w postaci ściółki,

natomiast na obszarach bezleśnych znaczną część tych resztek stanowią obumarłe korzenie.

7.1. Procesy prowadzące do zmian ilościowych i jakościowych substancji organicznej

Substancja organiczna w glebie stanowi układ dynamiczny, ulegający ciągłym przemianom.

Charakter i nasilenie tych przemian zależą od szaty roślinnej, działalności mikroorganizmów i

zwierząt glebowych, warunków hydrotermicznych oraz fizycznych i chemicznych

właściwości gleby. W procesach prowadzących do zmian zarówno ilościowych, jak i

jakościowych wyróżnia się zasadniczo dwa kierunki: mineralizację i humifikację.

Procesy prowadzące do rozkładu złożonej substancji organicznej do prostych

związków mineralnych noszą nazwę mineralizacji. W efekcie tego procesu powstają takie

związki jak CO2, H2O, NH3 oraz jony SO42-, HPO4

2-, NO3- itp.

W czasie rozkładu materiału organicznego gromadzącego się w glebie można

wyróżnić trzy zasadnicze fazy, które przenikają się wzajemnie lub przechodzą jedna w drugą.

Są to: faza inicjalna, faza rozkładu mechanicznego i faza rozkładu mikrobiologicznego.

Faza inicjalna obejmuje różne procesy, głównie hydrolizę i utlenianie, zachodzące w

materiale organicznym bezpośrednio po obumarciu roślin lub zwierząt. W fazie tej

największym zmianom ulegają występujące w komórkach związki aromatyczne i białkowe,

aczkolwiek struktura komórkowa nie ulega jeszcze istotnym zmianom. W fazie drugiej –

mechanicznego rozkładu – następuje rozdrobnienie materiału organicznego oraz włączenie

rozdrobnionych resztek do masy glebowej pod wpływem makro- i mezofauny. Zasięg

chemicznego rozkładu substancji organicznej w tej fazie rozkładu jest stosunkowo niewielki.

72

Zachodzą natomiast dość istotne zmiany fizyczne pierwotnego materiału, który przyjmuje

odmienną konsystencję, odróżniającą ją wyraźnie od wyjściowego substratu. Obok materiału

organicznego, zachowującego swą pierwotną strukturę, zmieniona część masy organicznej

ulega przemieszczeniu i wymieszaniu z pozostałymi składnikami środowiska glebowego.

Natomiast faza rozkładu mikrobiologicznego polega na przemianie substancji organicznej

powodowanej przez drobnoustroje glebowe. Zachodzi przy tym enzymatyczny rozkład

związków organicznych na podstawowe składniki, które resorbowane są przez organizmy i

częściowo zużywane do budowy ich ciała. Powstały w ten sposób materiał organiczny, po

obumarciu mikroorganizmów, ulega również rozkładowi. Najłatwiej rozkładają się

węglowodany rozpuszczalne w wodzie oraz skrobia i białka. Pod wpływem

mikrobiologicznego rozkładu organiczne składniki zostają stopniowo przekształcone w

związki nieorganiczne.

W dwóch pierwszych fazach rozkładu starsze części tkanek roślinnych niewiele się

zmieniają ze względu na znaczną zawartość ligniny i celulozy. Dopiero w trzeciej fazie

zachodzi rozkład tych związków. Substancje organiczne ulęgają przemianom aż do

wydzielenia CO2 i H2O. Uwalnia się także azot w postaci NH3 (amoniak), który może ulęgać

nitryfikacji. Uwalnia się też wiele związków nieorganicznych zawierających fosforany,

siarczany, wapń, potas, magnez a także jony lub związane formy mikroelementów. Wynika

stąd, co już zostało zauważone na wstępie tego rozdziału, że mineralizacja polega na zamianie

złożonych związków organicznych do prostych związków mineralnych. Głównym produktem

mineralizacji, czyli rozkładu martwego materiału organicznego, jest CO2. Większość tego

gazu ulatnia się do atmosfery, może też być częściowo asymilowany przez rośliny. Pewne

ilości dwutlenku węgla (w postaci H2CO3, CaCO3, MgCO3, K2CO3, Na2CO3 i innych)

pozostają w środowisku glebowym.

W zależności od warunków powietrzno-wodnych panujących w glebie, proces

mineralizacji może przebiegać jako butwienie (mineralizacja przebiegająca w warunkach

tlenowych) lub gnicie (mineralizacja przebiegająca w warunkach beztlenowych). W czasie

butwienia rozkład substancji organicznej przebiega przy dostępie tlenu, dając produkty

pełnego utlenienia, tj. CO2 i H2O. Oprócz dwutlenku węgla i wody w efekcie butwienia mogą

powstawać H2O2, SO42-, PO4

3-, NO3-. Butwienie ma najczęściej miejsce w warunkach

odczynu zbliżonego do obojętnego i w wyższych temperaturach, jest reakcją egzotermiczną w

czasie której wyzwalają się znaczne ilości ciepła. Natomiast procesy gnicia przebiegają w

warunkach beztlenowych, w niskiej temperaturze i przy odczynie kwaśnym. Brak tlenu w

glebie może być spowodowane nadmiernym uwilgotnieniem, słabą przewiewnością, czy też

73

intensywnym rozwojem mikroorganizmów tlenowych, zużywających zbyt szybko tlen.

Końcowymi produktami gnicia są, oprócz CO2 i H2O, także metan (CH4), siarkowodór (H2S),

skatol (CS2) itp. – czyli związki toksyczne dla żywych organizmów.

W czasie rozkładu substancji organicznej nie wszystkie jej części składowe rozkładają

się z jednakowa szybkością. Jedne są mniej, inne bardziej odporne na rozkład. Do łatwo

rozkładających się należą: cukry, skrobia i białka proste. Średnio odporne są tak zwane

hemicelulozy, zaś celuloza, lignina, tłuszcze i woski należą do związków trudno ulegających

rozkładowi. W czasie rozkładu tych substancji organicznych wyzwalają się znaczne zasoby

energii potencjalnej.

Natomiast proces humifikacji prowadzi do tworzenia się próchnicy. Jest on bardziej

złożony w porównaniu z mineralizacją.

7.2. PRÓCHNICA GLEBOWA. Powstawanie i znaczenie.

Próchnica jest złożoną i dość trwałą mieszaniną brunatnych, amorficznych

(bezpostaciowych; tj. takich które utraciły budowę tkankową) organicznych substancji

koloidalnych. Powstaje ona w wyniku przeobrażenia (głównie rozkładu) pierwotnych tkanek

roślinnych i zwierzęcych przez organizmy glebowe. Próchnica jest więc mieszaniną różnych

koloidów organicznych, które powstały w wyniku rozkładu złożonych substancji

organicznych (resztek roślinnych i zwierzęcych) ale też reakcji syntezy w wyniku działalności

mezofauny i mikroorganizmów.

Próchnica powstaje w wyniku procesu zwanego humifikacją. W początkowych

fazach humifikacji zachodzą wyżej omówione trzy fazy rozkładu substancji organicznej, a

jednocześnie z nimi przebiega wiele złożonych procesów rozkładu, przebudowy i syntezy

związków organicznych, w toku których powstają substancje próchniczne. W zarysie można

stwierdzić, że humifikacja składa się z dwóch faz. W pierwszej z nich, skomplikowane

związki organiczne (obumarłe ciała roślin i zwierząt) ulegają rozkładowi na prostsze związki,

które w drugiej fazie humifikacji ulegają resyntezie do nowo jakościowych związków

organicznych – próchnicy.

Humifikacja substancji organicznych łączy się z rozkładem zawartych w nich

związków, z syntezą połączeń przez mikroorganizmy, autolizą obumarłych komórek tych

organizmów oraz ze zmianami fizykochemicznymi i chemicznymi związków bardziej

odpornych na rozkład Towarzyszą temu procesy polimeryzacji i kondensacji powstających

produktów. Proces humifikacji ma charakter przede wszystkim biochemiczny. Biorą w nim

udział enzymy wydzielane przez żywe organizmy zasiedlające glebę, jak również występuje

74

cały kompleks reakcji chemicznych. W procesach biochemicznych składających się na

powstawanie i rozkład próchnicy uczestniczą prawie wszystkie grupy mikroorganizmów

glebowych. Należy też przyznać, że dokładny przebieg humifikacji nie został jeszcze

poznany.

Na skutek pewnych skomplikowanych procesów np. w przewodach pokarmowych

mezofauny, próchnica może ulec wymieszaniu i zespoleniu z minerałami ilastymi, w wyniku

czego powstają kompleksy próchniczno-mineralne. Są to kompleksowe połączenia próchnicy

z minerałami ilastymi, które znacznie zwiększają jej trwałość, a szczególnie jej odporność na

rozkład mikrobiologiczny. Kompleksy te mają duże znaczenie w procesach odżywiania

roślin. Posiadają też rolę strukturotwórczą, wpływając na powstawanie agregatów glebowych.

Do najważniejszych funkcji próchnicy w środowisku przyrodniczym należy zaliczy:

udział w tworzeniu gleb i kształtowaniu ich właściwości, udział w obiegu biologicznym

pierwiastków, dostarczanie pierwiastków odżywczych roślinom wyższym, dostarczanie

energii i węgla drobnoustrojom i faunie glebowej, udział w procesach wymiany jonowej,

wpływ na rozpuszczalność i migracje pierwiastków, oddziaływanie na wzrost i rozwój roślin,

działanie ochronne w stosunku do wielu substancji biologicznie czynnych, wiązanie

pestycydów i innych związków organicznych pochodzenia antropogenicznego, hamowanie

rozwoju niektórych patogenów glebowych.

Próchnica ma znaczenie w tworzeniu się gleb i kształtowaniu się ich właściwości

fizycznych, chemicznych, biologicznych i biochemicznych.

Związki zawarte w próchnicy wpływają na barwę poziomów glebowych. Dotyczy to

głownie poziomu próchnicznego i poziomu iluwialno-humusowego. Próchnica nadaje ciemne

zabarwienie. Im więcej próchnicy tym intensywność zabarwienia większa (od barwy

jasnoszarej, poprzez ciemnoszarą do czarnej). Z powodu ciemnej barwy próchnica ułatwia

nagrzewanie się gleb i w ten sposób wpływa panujące w nich warunki termiczne. Odgrywa

także ważną rolę w tworzeniu struktury gleb. Agregaty glebowe powstają z cząstek

mineralnych przez ich zlepienie różnymi substancjami. Bardzo dobrym lepiszczem jest humus

glebowy. Dobra struktura ułatwia penetracje korzeni roślin, stwarzając dogodne warunki do

oddychania oraz pobierania wody i składników mineralnych. Oddziałując na strukturę

próchnica wpływa równocześnie na wiele innych właściwości gleby. Korzystnie kształtuje

zwięzłość, porowatość, gęstość objętościową, przewietrzenie, przepuszczalność, zwiększa

pojemność wodną gleb, jednocześnie reguluje procesy redox. Próchnica zwiększa zwięzłość

gleb gruboziarnistych, a zmniejsza drobnoziarnistych. Ponadto gleby zasobne w próchnicę są

mniej podatne na erozję. Próchnica w istotny sposób wpływa na właściwości sorpcyjne gleby,

75

budując kompleks sorpcyjny. Posiada ona od 2 do 30 razy większą pojemność sorpcyjną w

porównaniu z koloidami mineralnymi. Pojemność sorpcyjna próchnicy wynosi ona od 150 do

ok. 300 me/100g gleby (cmol(+)/kg). Dlatego też, w glebach mineralnych, próchnica

decyduje od 30 do 90% o całkowitej pojemności sorpcyjnej poziomu próchnicznego. Nawet

niewielka ilość próchnicy występująca w poziomach próchnicznych gleb piaszczystych jest

niezwykle ważna w sorpcji kationów i zapobieganiu ich wymywania. Wchodząc w skład

kompleksu sorpcyjnego gleby próchnica bierze również udział w procesach wymiany

jonowej, jej obecność ułatwia sorpcję wymienną. Posiada też silne właściwości buforowe

dzięki czemu ułatwia glebom przeciwdziałanie nagłym zmianom odczynu. Próchnica

funkcjonuje w glebie jako ważny układ buforowy. Ma ona zdolność buforowania w szerokim

zakresie pH. Ogromna jest rola próchnicy w procesach odżywiania roślin. Dostarcza im

szeregu pierwiastków, w tym biogennych, tj. azotu, fosforu, siarki. Próchnica jest ważnym

magazynem azotu glebowego, gdyż około 95% zasobów tego pierwiastka w glebie występuje

w formach organicznych. Szczególnie bogate w azot są kwasy huminowe. Co prawda w ciągu

roku ze związków humusowych uwalnia się tylko 1-3% tego pierwiastka. Mimo to uważa się,

że substancje humusowe są ważnym źródłem azotu dla roślin, spełniając równocześnie rolę

czynnika stabilizującego dostępność tego składnika pokarmowego w glebie. Związki

humusowe zawierają także pewne ilości fosforu oraz zabsorbowanych innych pierwiastków

pokarmowych, które mogą być wykorzystane przez rośliny. Stąd też próchnica uczestniczy w

biologicznym obiegu pierwiastków. Skład chemiczny i wartość energetyczna związków

humusowych pozwalają sądzić, że związki te mogą być ważnym źródłem energii, węgla i

azotu dla mikroorganizmów glebowych. Kompleksowe właściwości związków humusowych

odgrywają ważną rolę w chemicznym wietrzeniu skał i minerałów, sprzyjając ich

rozpuszczaniu i uwalnianiu pierwiastków. Szczególnie aktywne w tych procesach są kwasy

fulwowe. Połączenia organiczno-mineralne są niezmiernie ważne w geochemii pierwiastków

śladowych. Udowodniono, że wraz ze wzrostem substancji organicznej zwiększa się

dostępność wielu pierwiastków śladowych. Ponadto związki humusowe w reakcjach z

metalami mogą tworzyć sole, a z wielowartościowymi jonami metali, takich jak Fe3+, Fe2+,

Al3+, Ca2+, Mg2+, a także proste i chylatowe związki kompleksowe. Ostatnio w związku z

silna antropopresją coraz ważniejsze stają się kompleksy z Pb2+, Hg2+, Cu2+, Zn2+, Cr3+ i

innymi, czyli z jonami pierwiastków, które wcześniej występowały w glebach w bardzo

małych ilościach. Między innymi dzięki połączeniom metalo-organicznym próchnica wpływa

na przemieszczanie się metali w profilu glebowym i ich wytracaniu, a w konsekwencji o

przebiegu procesu glebotwórczego i kształtowaniu się profilu glebowego. W glebach

76

kwaśnych ogromne znaczenie ma zdolność próchnicy do wiązania potencjalnie toksycznych

jonów glinu. Próchnica dostarcza roślinom także substancji biologicznie czynnych, w tym

wzrostowych. Ważne w rozwoju roślin jest także ochronne działanie próchnicy na różne

związki biologicznie czynne – witaminy, antybiotyki, enzymy, fitohormony, które przedłuża

aktywność tych związków w glebie. Związki humusowe mają zdolność wiązania nie tylko

mineralnych składników gleby, lecz także cząsteczek organicznych, np. pestycydów.

Związane pestycydy tracą całkowicie lub częściowo właściwości toksyczne i są bardziej

podatne na biodegradację., wiąże pestycydy może hamować rozwój niektórych patogenów

roślinnych.

8. FORMY WYSTEPOWANIA PIERWIASTÓW W GLEBIE

Informacje dotyczące pierwiastków i ich postaci występujących w środowisku glebowych

wchodzą w skład działu gleboznawstwa zajmującego się chemicznymi właściwościami gleby.

Właściwości te określają skład chemiczny gleby, formy i związki występujących w niej

pierwiastków a także ich przemiany. Skład chemiczny decyduje w wielu przypadkach o

właściwościach gleby. W różnych glebach kształtuje się on odmiennie jako wypadkowa

bardzo wielu czynników. Jest on przede wszystkim uzależniony od właściwości chemicznych

minerałów glebowych, składu granulometrycznego, zawartości próchnicy, składu

chemicznego roztworu glebowego, reakcji wymiennych zachodzących między kompleksem

sorpcyjnym a roztworem glebowym (sorpcja wymienna) oraz reakcji mikroorganizmów

zasiedlających środowisko glebowe. Zależy on również od klimatu glebowego, roślinności i

fauny glebowej. Natomiast od składu chemicznego gleby, a zwłaszcza od zasobności w

składniki pokarmowe dla roślin, w dużej mierze zależy żyzność gleby.

Nie wszystkie pierwiastki wchodzące w skład gleby mają jednakowe znaczenie w

odżywianiu roślin. Wyodrębnia się kilka grup pierwiastków. Jedną z nich jest grupa

pierwiastków, które występują w glebie w znacznych ilościach, ale nie mają większego

znaczenia w żywieniu roślin i są to krzem, glin oraz sód. Kolejną grupę stanowią pierwiastki

niezbędne dla roślin, dzieli się je na makroelementy i mikroelementy.

Makroelementy to pierwiastki chemiczne o podstawowym znaczeniu w żywieniu

organizmów żywych. Występują w glebie w dużych stężeniach i stosunkowo duże ich ilości

są pobierane przez rośliny, których wzrost może ulec zahamowaniu z powodu niedoboru tych

składników. Do makroelementów należą węgiel, wodór, tlen, azot, fosfor, potas, wapń,

magnez, siarka. Poza węglem, tlenem, wodorem i częściowo azotem są one pobierane z

roztworu glebowego przez systemy korzeniowe roślin. Tlen, węgiel i cześć azotu (za

77

pośrednictwem bakterii korzeniowych) rośliny wyższe pobierają z powietrza. Natomiast

wodór jest pobierany z wody glebowej. Nadmiar makroelementów na ogół nie jest szkodliwy

dla roślin. Wyjątek stanowi azot. Z kolei mikroelementy występują w glebach w bardzo

małych ilościach, ale są niezbędne przede wszystkim jako katalizatory procesów

fizjologicznych. Zarówno niedobór, jak i nadmiar mikroelementów jest szkodliwy dla roślin i

zwierząt. Do mikroelementów należą: mangan, cynk, miedź, bor, molibden, chlor, kobalt, jod,

fluor, ołów i żelazo.

O zaspokojeniu potrzeb pokarmowych roślin w pewnej mierze decyduje zawartość

poszczególnych pierwiastków w glebie, ale przede wszystkim forma ich występowania. A

dokładniej zawartość przyswajalnej dla roślin postaci danego pierwiastka. Składniki

pokarmowe (makro- i mikroelementy) występują w glebie pod różnymi postaciami. Do

najważniejszych zalicza się substancję organiczną, minerały, związki chemiczne, jony

zabsorbowane w kompleksie sorpcyjnym oraz jony w roztworze glebowym. Jedynie jony (i to

wybrane ich postaci) występujące w roztworze glebowym mogą być bezpośrednio pobrane

przez rośliny. Jony zabsorbowane wymiennie przez kompleks sorpcyjny mogą być

wykorzystane przez rośliny dopiero po sorpcji wymiennej – kiedy przejdą do roztworu

glebowego. Natomiast substancja organiczna, podobnie jak minerały i związki chemiczne,

stanowią materiał zapasowy składników pokarmowych, które są z nich stopniowo uwalniane.

Substancja organiczna, w tym i próchnica glebowa, ulega mineralizacji, natomiast minerały

tworzące stała fazę gleby wietrzeją. Z kolei związki chemiczne mogą ulec rozpuszczeniu i

dzięki temu uwalniają jonowe formy pierwiastków.

Tabela 14

Przyswajalne formy wybranych pierwiastkówPierwiastek – makroelementy Forma przyswajalna

Azot (N)Fosfor (P)Potas (K)Wapń (Ca)Magnez (Mg)Siarka (S)

NO3-, NH4

+

H2PO4-, HPO4

2-

K+

Ca2+

Mg2+

SO42-

Pierwiastek – mikroelementy Forma przyswajalnaBor (B)Molibden (Mo)Miedź (Cu)Mangan (Mn)Żelazo (Fe)

BO33-, B4O7

2-

MoO42-, chelaty

Cu2+, chelatyMn2+, chelatyFe2+, chelaty

Dla roślin znaczenie ma nie tyle całkowita zawartość danego pierwiastka w glebie, ile

ta jego część, która może być przez nie pobrana. Postać pierwiastka, którą roślina może

78

pobrać określana jest jako forma przyswajalna i z reguły stanowi niewielki procent

całkowitej (ogólnej; sumy wszystkich postaci) zawartości pierwiastków w glebie.

Dostępność pierwiastków dla roślin, czyli obecność form przyswajalnych, zależy od

wielu czynników. Obok właściwości danego pierwiastka oraz cech gatunkowych i fazy

wzrostu roślin zależy ona od odczynu gleby, wzajemnego stosunku pierwiastków w glebie

oraz od dynamiki fizycznych właściwości gleb w okresie wegetacji roślin.

8.1.Charakterystyka wapnia i magnezu w środowisku glebowym

8.1.1. WAPŃ – postacie, rola w glebie

Wapń jest odpowiedzialny za usztywnianie tkanek roślinnych, ponieważ inkrustuje błony

komórkowe. Zwiększa odporność roślin na porażenie przez patogeny. Wpływa na odkładanie

szczawianów, regulacje gospodarkę wodną roślin a także przebieg procesów metabolicznych.

Zawartość wapnia w glebach waha się zwykle w granicach od 0,07 do 3,6% (2 100-

108 000 kg Ca/ha). Przy czym w glebach wytworzonych ze skał węglanowych zawartość

wapnia może przekraczać górną granicę tego przedziału.

Pierwiastek też może występować w wielu formach. Natomiast rośliny pobierają wapń

pod postacią dwuwartościowych kationów (Ca2+; tab. 14).Największą zawartość wapnia w

glebie tworzą przede wszystkim różne minerały: hornblenda, kalcyt, apatyt, dolomit i inne

zawierające wapń oraz związek chemiczny jakim jest węglan wapnia (CaCO3). Minerały są

źródłem wapnia w środowisku glebowym po wietrzeniu, kiedy to uwalniają kationy wapnia

(Ca2+). Natomiast węglan wapnia przyswajalne jony uwalnia na skutek rozpuszczenia w

roztworze glebowym. Pierwiastek ten może też występować też w kompleksie sorpcyjnym

jako kation wymienny, oraz w formie soli rozpuszczalnych lub nierozpuszczalnych w

roztworze glebowym. Pewne ilości wapnia występują pod postacią substancji organicznej.

Wapń w profilu glebowym rozmieszczony jest nierównomiernie, ulega

przemieszczaniu w niższe partie profilu. Wynika to stad, że w glebach naszej strefy

klimatycznej CaCO3, reaguje z H2CO3, dając rozpuszczalny w wodzie dwuwęglan

Ca(HCO3)2. Związek ten ulega wymywaniu do głębszych poziomów glebowych, toteż

większość naszych gleb jest bardzo zubożona w ten składnik. Największe jego ilości

występują w skale macierzystej np. pod postacią konkrecji. Może też nastąpić wtórne

nagromadzenie się związków wapnia (jego soli) w poziomie B.

Znaczenie wapnia w glebie polega na jego wpływie na kwasowość czynną. Wapń

podnosi pH (obniża kwasowość). Ponadto ma znaczenie strukturotwórcze, powodując

koagulację koloidów glebowych, sprzyja tworzeniu się struktury gruzełkowatej. Gleby ciężkie

79

po wapnowaniu stają się bardziej pulchne i przewiewne, a w glebach lekkich wpływa na

zgruźlenie, szczególnie przy obecności próchnicy. Wpływa również na szereg właściwości

fizycznych gleby, poprawiając jej stosunki powietrzno-wodne. Wapń pośrednio, regulując

odczyn gleby, zwiększa przyswajalność molibdenu a obniża przyswajalność żelaza, glinu,

boru i manganu. Korzystnie wpływa na organizmy glebowe, a pośrednio wpływa też na

wiązanie azotu atmosferycznego – poprzez korzystny wpływ na bakterie korzeniowe.

Stymuluje również proces humifikacji.

8.1.1.1. Węglan wapnia – obecność w profilu glebowym, znaczenie

Węglan wapnia (CaCO3) występuje w glebie bądź w postaci okruchów kalcytu,

wapieni, opoki, margli, bądź jako osad strącony wskutek procesu karbonatyzacji z wody

krążącej w glebie. Tworzy też konkrecje glebowe.

Rozmieszczenie węglanu wapnia w profilu glebowym jest odbiciem stosunków

klimatycznych kształtujących gleby. W glebach klimatu suchego CaCO3 zwykle gromadzi się

w powierzchniowych częściach gleby. Natomiast im klimat staje się wilgotniejszy, tym ilość

wapnia w wierzchnich częściach profilu glebowego maleje. W większości naszych gleb (poza

rędzinami) węglan wapnia w poziomach wierzchnich i podpowierzchniowych na ogół nie

występuje. Można go natomiast spotkać w skale macierzystej. Wiąże się to z wypłukaniem

tego składnika do głębszych poziomów (najczęściej na głębokość w profilu 80-120 cm) lub

poza profil. Stopień wyługowania z gleb węglanu wapnia uzależniony jest od intensywności

przesiąkania wody opadowej przez profil, zawartości w niej bezwodnika kwasu węglowego i

innych kwasów mineralnych oraz organicznych (głównie kwasów próchnicznych)

rozpuszczających węglany. Węglan wapnia jest stosunkowo trudno rozpuszczalny w czystej

wodzie, natomiast w warunkach naturalnych pochłania CO2 i powstaje nietrwały H2CO3, pod

wpływem którego tworzy się rozpuszczalny Ca(HCO3)2. Właśnie pod postacią kwaśnego

węglanu wapnia składnik ten przemieszcza się w profilu glebowym. Węglan wapnia migruje

do głębszych poziomów glebowych i tam powtórnie się wytrąca, tworząc konkrecje glebowe,

czy tez formy niekonkrecyjne – plamy, zacieki.

Odwapnienie gleb (wypłukiwanie węglanu wapnia) wiąże się także z charakterem

skały macierzystej. W glebach wytworzonych z utworów lekkich, piaszczystych węglanu

wapnia w zasadzie się nie obserwuje. Natomiast w glebach cięższych, powstałych z glin, czy

też z utworów ilastych zwykle jest spotykane w skale macierzystej. Wynika to stąd, że woda

będąca przyczyną wymywania węglanu wapnia w utworach lekkich przenika przez profil

glebowy ze znaczna prędkością. Natomiast w glebach cięższych ruch wody jest wolniejszy,

stąd też i wolniejsze wymywanie składników. Z zajmujących większe powierzchnie utworów

80

polodowcowych bogatych w CaCO3 należy wymienić gliny i lessy. Jednak najwięcej CaCO3

zawierają też skały wapienne, takie jak: kreda, margle itp.

Należy też wspomnieć, że znaczna część skał macierzystych na obszarze Polski była

poddana procesom przemywania jeszcze w okresie peryglacjalnym.

Występowanie węglanu wapnia wpływa w znacznym stopniu na wiele właściwości

chemicznych i fizycznych gleby. CaCO3 obecny w glebach przeciwdziała ich zakwaszeniu.

Gleby zawierające nawet niewielkie ilości tego składnika mają odczyn zbliżony do

obojętnego. Związek ten (CaCO3) tworzy z kwasem węglowym roztworu glebowego roztwór

buforowy, który przeciwstawia się nagłym zmianom odczynu gleby (tab. 16). Innymi słowy

węglan wapnia ma wpływ na właściwości buforowe gleb. Im więcej węglanu wapnia tym

gleba wolniej reaguje na zmiany pH. Ponadto obecność CaCO3 wzbogaca roztwór glebowy i

kompleks sorpcyjny w przyswajalne dla roślin kationy Ca2+. Dzięki koagulującemu działaniu

kationów Ca2+, węglan wapnia sprzyja tworzeniu agregatów glebowych, czyli działa na glebę

strukturotwórczo. Utrwala też strukturę gruzełkowatą, agregaty są bardziej odporne na

działanie czynników destrukcyjnych. Związek ten zwiększa też przepuszczalność w glebach

ciężkich i zmniejsza ją glebach lekkich. Innymi słowy wpływa na wzrost pulchności gleb

ciężkich oraz wzrost zwięzłości gleb lekkich. Węglan wapnia regulując kwasowość czynną

pośrednio wpływa na rozkład próchnicy oraz zwiększa aktywność mikroorganizmów

glebowych, czyni glebę bardziej czynną.

Nie wszystkie postacie węglanu wapnia znajdujące się w glebie mają jednakową

wartość glebotwórczą. Największy wpływ na chemizm gleby ma obecność świeżo strąconego

węglanu wapnia (precypitatu), inkrustującego glebę w sieci przestworów glebowych,

widocznych jako plamki, niteczki, pseudogrzybnie rozsiane w całej jej miąższości. Gleby

zawierające nawet 0,1% precypitatu nie reagują na wapnowanie, podczas gdy znane są gleby,

nawet rędziny, zawierające bardzo znaczne ilości węglanu wapnia pod postacią dużych

otoczaków lub okruchów wapieni, które reagują na wapnowanie.

8.1.2. MAGNEZ – postacie, rola w glebie

Jest podstawowym składnikiem chlorofilu, nadającego zielone zabarwienie roślinom i

warunkującego proces fotosyntezy. W przypadku niedoboru magnezu liście roślin stają się

chlorotyczne (ulegają odbarwieniu) a plon się zmniejsza. Pierwiastek ten przyczynia się do

uaktywniania wielu enzymów. Kation magnezu zmniejsza stopień uwilgotnienia wielu

koloidów plazmy.

81

Do najważniejszych postaci magnezu w środowisku glebowym należą minerały, takie

jak: serpentyn, hornblenda, augit, olwin, minerały ilaste, dolomit, oraz dwuwartościowe

kationy (Mg2+) zabsorbowane wymiennie w kompleksie sorpcyjnym a także obecne w

roztworze glebowym. Dwuwartościowy kation magnezu jest przyswajalną formą tego

pierwiastka przez rośliny (tab. 14). Magnez może również występować pod postacią

związków chemicznych (np. MgCO3) oraz związków organicznych, dostępny staje się po ich

mineralizacji.

Magnez, podobnie jak wapń, w profilu glebowym rozmieszczony jest

nierównomiernie. Wynika to stąd, że jest łatwo wymywany, dlatego jest go więcej w

niższych częściach profilu.

Znaczenie magnezu w środowisku glebowym jest zbliżone do znaczenia wapnia. Przede

wszystkim zmniejsza kwasowość gleby. Powoduje też koagulację koloidów glebowych,

dzięki czemu pozytywnie wpływa na strukturę glebę. Agregaty strukturalne gleby pod

wpływem Mg2+ stają się bardziej trwałe. Magnez, działając strukturotwórczo, poprawia

właściwości fizyczne podstawowe gleb – zwiększa zwięzłość gleb lekkich oraz pulchność

gleb ciężkich. Tym samym poprawia stosunki powietrzno-wodne gleby.

8.2. AZOT w środowisku glebowym

Azot jest podstawowym składnikiem białek, dlatego jest niezbędny dla wzrostu i rozwoju

wszystkich organizmów żywych. Wchodzi też w skład witamin, nukleotydów, kwasów

nukleinowych, alkaloidów, chlorofilu itp. Fizjologiczna rola azotu w roślinie polega na tym,

że pobudza wzrost części nadziemnych, ponadto nadaje im barwę intensywnie zieloną.

Przyczynia się też do dobrego wypełnienia ziarna zbóż, zwiększa procentową zawartość

białka w ziarnie. Reguluje zużycie potasu i fosforu przez rośliny, zapewnia silny rozwój

systemów korzeniowych. Jednak pobierany w zbyt dużych ilościach może być szkodliwy, co

objawia się wyleganiem zbóż, opóźnionym dojrzewaniem, pogorszeniem jakości plonów,

zmniejszoną odpornością roślin na choroby.

Rośliny azot pobierają jedynie w postaci jonów – NH4+ i NO3

- (tab. 14).

8.2.1. Źródła i zawartość azotu w glebie

Podstawowym źródłem azotu w glebie jest powracająca do niej po obumarciu roślin

substancja organiczna (oczywiście jest to inna substancja w przypadku ekosystemów

naturalnych i agroekosystemów). Kolejnymi źródłami azotu, ale już o zdecydowanie

mniejszym znaczeniu, są opady atmosferyczne, powietrze, nawozy mineralne i organiczne

oraz skała macierzysta.

82

Zawartość azotu w glebach zależy od ilości i jakości substancji organicznej oraz

stopnia jej rozkładu. Oczywiście najwięcej azotu zawiera sama próchnica: około 1,5-8,0%

azotu ogólnego. Najwięcej tego pierwiastka zawiera próchnica mullowa (adsorpcyjnie

nasycona wapniem, tzw. Ca-próchnica), najmniej natomiast próchnica kwaśna (H-próchnica).

W warstwie ornej większości gleb Polski zawartość azotu ogólnego mieści się w granicach

0,1-0,3%. W glebach lekkich, ubogich w substancję organiczną, wartości te mogą być niższe

niż 0,1%. Natomiast w glebach o cięższym składzie mechanicznym, bogatych w substancję

organiczną zawartość azotu ogółem może przekraczać górną granicę wspomnianego

przedziału. Ponieważ podstawowym źródłem azotu jest białko tworzące związki organiczne

ilość tego składnika maleje wraz z głębokością profilu glebowego i zmniejszaniem się ilości

substancji organicznej .

Najwięcej azotu ogólnego zawierają gleby torfowo-murszowe (ok. 3,75%). Znaczne

ilości azotu ogólnego występują też w poziomach orno-próchnicznych czarnoziemów (ok.

0,5%). Gleby brunatnoziemne zaliczane są do średnio zasobnych w ten składnik (w poziomie

A – 0,1-0,2%). Najmniej azotu spotyka się w glebach bielicoziemnych o próchnicy kwaśnej.

W glebach leśnych zawartość azotu związana jest z obiegiem substancji organicznej w

układzie gleba-roślina (opad listowia – gleba). Ilość azotu jest duża i wynosi 0,5-2,5% w

poziomach organicznych (ściółki nadkładowej) i maleje wraz ze zmniejszaniem się

zawartości substancji organicznej, osiągając w głębiej położonych poziomach mineralnych

około 0,02% azotu ogólnego.

8.2.2. Stosunek węgla do azotu w glebie

Ważnym wskaźnikiem stopnia rozkładu substancji organicznej jest stosunek węgla do azotu,

który obrazuje natężenie procesów przemian substancji organicznej. W naszej strefie

klimatycznej w poziomach próchnicznych gleb ornych (Ap) wartości C:N wahają się w

przedziale od 8:1 do 15:1, najczęściej przyjmując wartości 10:1-12:1. W warstwie organicznej

gleb leśnych (O) waha się on w szerszych granicach – od 10:1 do 30:1. Zmniejszenie się

stosunku C:N do wartości mniejszej niż 10:1 świadczy o wysokim stopniu humifikacji

substancji organicznej, ale jednocześnie o zbyt szybkiej jej mineralizacji. Natomiast stosunek

C:N większy niż 30:1 wskazuje na małą aktywność procesów biologicznych i nagromadzeniu

się nierozłożonej substancji organicznej.

83

8.2.3. Formy azotu w środowisku glebowym

Azot w środowisku glebowym występuje w formach organicznych i mineralnych. Istotną

formą azotu, ze względu na zawartość w glebie, jest forma organiczna. Do organicznych

połączeń azotu w środowisku glebowym należą próchnica i nierozłożone resztki roślinne i

zwierzęce. Według Thompsona forma organiczna azotu stanowi aż 99% jego ogólnej

zawartości. Stąd też o zawartości azotu w glebach decyduje ilość substancji organicznej.

Jednak azot zawarty w substancji organicznej nie jest bezpośrednio dostępny dla roślin

wyższych. Jego dostępność uzależniona jest od mineralizacji prowadzonej przez

mikroorganizmy. Przyjmuje się, że w ciągu roku około 1-4% azotu z formy organicznej

przechodzi w mineralne formy dostępne dla roślin (NH4+ i NO3

-).

Do mineralnych form azotu zalicza się formę azotanową (NO3-) i amonową

(NH4+). Wymienione, łatwo przyswajalne formy azotu mineralnego wynoszą zaledwie od 1

do 2% azotu ogólnego. Ponadto przez minerały ilaste związane jest średnio około 8% azotu w

formie jonów amonowych, co czyni go nieprzyswajalnym dla roślin. Azot, w formie jonowej,

może być też zasorbowany przez kompleks sorpcyjny. Związanie azotu przez próchnicę jest

zjawiskiem korzystnym, chroni bowiem ten składnik przed wymywaniem w głąb profilu

glebowego. Z próchnicy azot jest stopniowo uruchamiany w wyniku działania

drobnoustrojów.

Zużycie azotu przez rośliny, oraz jego straty przez wymywanie, zdecydowanie

przewyższają tempo jego uwalniania, w wyniku czego ilość dostępnych połączeń azotu w

glebach jest zazwyczaj bardzo mała.

Źródłem azotu nieorganicznego jest m.in. opad atmosferyczny. Jednak tę postać azotu

może wykorzystywać niewiele roślin. Należą do nich np. rośliny motylkowe żyjące w

symbiozie z bakteriami brodawkowymi.

Do czynników wpływających na pobieranie przez rosliny jonów NH4+ i NO3

- zalicza się

obecność w glebie niektórych kationów i anionów (K+, Ca2+, Mg2+, H2PO4-, SO4

2-, Cl-),

stopień natlenienia podłoża, temperaturę, wilgotność i obecność węglowodanów w roślinach.

Podsumowując można stwierdzić, że podstawowy zapas azotu w glebie związany jest

w substancji organicznej. Przemianom tej substancji (aż do całkowitej mineralizacji)

towarzyszy uwolnienie azotu mineralnego. Stosunek azotu organicznego (związanego) do

azotu mineralnego (rozpuszczalnego) w ciągu roku waha się w szerokich granicach. W

okresie wegetacji roślin, przy wprowadzeniu wysokich dawek azotowych nawozów

mineralnych, stosunek ten może zbliżać się nawet do jedności, przy braku nawożenia

natomiast gwałtownie wzrasta. W okresie wegetacji roślin w 100 gramach gleby uprawnej

84

znajduje się na ogół kilkanaście, a nawet kilkadziesiąt miligramów azotu mineralnego

(dominuje forma azotanowa), a po tym okresie, pozostaje jedynie kilka miligramów w 100 g

gleby. W glebach leśnych zapas azotu w formie organicznej jest znacznie większy niż w

glebach ornych, ale znajduje się tam mniej azotu mineralnego, przy czym przeważa forma

amonowa.

Zawartość mineralnych form azotu nie jest cechą stabilną, ze względu jednak na to, że

zawartość ta uważana jest za wskaźnik potencjalnego zanieczyszczenia wód gruntowych

azotem pomiar tej cechy jest konieczny w monitoringu gleb. Nagromadzenie azotu

mineralnego w postaci azotynów, azotanów czy też amoniaku w glebie poza sezonem

wegetacyjnym wskazuje na występowanie niekorzystnych zmian w glebie lub na dopływ

azotu ze źródeł zewnętrznych.

8.2.4. Przemiany związków azotu w glebie

Związki azotowe w glebach ulegają ciągłym przemianom. Mineralne formy azotu przechodzą

w organiczne i odwrotnie, związki organiczne ulegają mineralizacji. Wyróżnia się w tych

przemianach cztery zasadnicze procesy: amonifikację, nitryfikację, denitryfikację oraz

zbiałczanie.

Amonifikacja jest to rozkład białka, zawartego w związkach organicznych

pochodzenia roślinnego i zwierzęcego, do amoniaku. Proces ten jest wieloetapowy, białko

ulega rozkładowi przechodząc w polipeptydy, nastepnie w aminokwasy aż wreszcie,

podobnie jak dostający się bezpośrednio do gleby mocznik, w amoniak. W amoniak

przekształcana jest też część azotu cząsteczkowego (N2) dostającego się do gleby z atmosfery

lub uwalniającego się z brodawek na korzeniach roślin motylkowych. Proces amonifikacji

może przebiegać zarówno w warunkach tlenowych, jak i beztlenowych. Jest on prowadzony

przez zespoły mikroorganizmów. Proces amonifikacji jest korzystny, ponieważ prowadzi do

powstania przyswajalnych przez rośliny jonów NH4+.

Nitryfikacja polega na zamianie amoniaku do azotanów poprzez azotyny. Innymi

słowy jest to utlenianie amoniaku poprzez kwas azotawy do kwasu azotowego. Etapy

nitryfikacji przebiegają według reakcji:

NH3 + 3O2 2HNO2 + 2H2O + E

2HNO2 + O2 2HNO3 + E

Pierwszy etap nitryfikacji jest prowadzony przy udziale bakterii Nitrosomonas a drugi

przeprowadzają bakterie Nitrobacter. Proces ten zachodzi w warunkach dobrego natlenienia,

85

odpowiedniej wilgotności, temperatury i odczynu gleby. Podobnie jak amonifikacja, jest to

proces korzystny, w wyniku którego powstają przyswajalne przez rośliny jony NO3-.

Z kolei denitryfikacją nazywa się przemiany azotanów poprzez azotyny do azotu

cząsteczkowego, który ulatnia się do atmosfery. Jest to denitryfikacja całkowita. W

środowisku glebowym może także przebiegać proces denitryfikacji częściowej, który polega

na zamianie azotanów w amoniak, który zostaje włączony w przemiany związków

azotowych. Denitryfikacja prowadzona jest przez bakterie Bacillus denitryficans. Proces ten

zachodzi w głębszych partiach profilu glebowego. Może też przebiegać blisko powierzchni

gdy zostanie odcięty dopływ tlenu. Denitryfikację opisuje się reakcjami:

HNO3 + H2O NH3 + 2O2 (denitryfikacja częściowa)

2HNO3 2HNO2 2HNO N2 (denitryfikacja całkowita)

Denitryfikacja całkowita powoduje straty azotu z gleby.

Kolejnym procesem, któremu ulęgają zawiązki zawierające azot, to zbiałczanie. Zjawisko

to polega na przemianach różnych form azotu w białko. Na zbiałczaniu opierają się procesy

odżywiania roślin, które pobierają dostępne formy azoty i zamieniają je w białko swoich

organizmów.

Procesy amonifikacji i nitryfikacji są korzystne, ponieważ nieprzyswajalne dla roślin

związki azotowe przekształcają się w łatwo dostępne (NH4+, NO3

-). Jednak związki łatwo

dostępne, jeżeli nie zostaną zasorbowane przez kompleks sorpcyjny gleby lub pobrane przez

rośliny, to łatwo ulegają wymyciu przez wody deszczowe. Natomiast proces denitryfikacji

jest niepożądany, gdyż powoduje straty azotu wskutek jego ulatniania. W wyniku

denitryfikacji może ulotnić się do atmosfery od 10 do 15% azotu dostarczanego do gleby w

postaci nawozów mineralnych. Duże straty azotu występują głównie na glebach zasadowych,

nadmiernie uwilgotnionych.

9. KARTOGRAFIA GLEB. CHARAKTERYSTYKA MAP GLEBOWO-ROLNICZYCH

Kartografia gleb to dział gleboznawstwa zajmujący się sporządzaniem map glebowych na

podstawie odpowiednich badań terenowych. Jest to nauka o mapach gleb, metodach ich

sporządzania oraz sposobach wykorzystania.

W gleboznawstwie, jak i w innych naukach o środowisku, przestrzenną zmienność

obiektów badań przedstawia się graficznie, pod postacią map glebowych. Mapa glebowa jest

graficznym przedstawieniem zróżnicowania pokrywy glebowej na płaszczyźnie za pomocą

umownych znaków graficznych z zastosowaniem prawideł przyjętych w kartografii.

86

O użyteczności mapy glebowej decydują: skala (odpowiednia do celu i przestrzennego

zróżnicowania gleb danego obszaru), właściwy dobór jednostek podziału wyróżnionych na

mapie, zgodność zarysu konturów jednostek glebowych pokazanych na mapie ze stanem

faktycznym w terenie, przejrzystość i czytelność a także zgodność z aktualnym stanem

wiedzy gleboznawczej.

9.1. Podział map glebowych

Mapy glebowe różnią się pod względem treści i skali, w jakiej zostały wykonane. Treść mapy

zależy przede wszystkim od celu jej opracowania, czyli od przeznaczenia mapy. Natomiast od

skali mapy zależy jej szczegółowość. Treść i skala mapy to podstawowe kryteria podziału

map glebowych.

Z względu na treść mapy glebowe można podzielić na mapy glebowo-przyrodnicze i

mapy specjalne zwane też problemowymi. Pierwsze z wymienionych przedstawiają

rozmieszczenie gleb zależnie od działania czynników przyrodniczych. Prezentują typy,

podtypy, rodzaje i gatunki gleb na danym obszarze uporządkowane wg określonej i

obowiązującej w danym okresie klasyfikacji, uwzględniającej genezę i ewolucję gleb. Mapy

te powinny stanowić punkt wyjścia do innych opracowań kartograficznych, służących

konkretnym celom gospodarczym, ochronnym itp. Mapy te są również przydatne do celów

szkolnych i ogólnopoznawczych określonych jednostek geograficznych lub

administracyjnych. Poniżej zaprezentowano podział map glebowych według kryterium treści.

Podział map glebowych ze względu na treść (opracowany przez R. Bednarek)

1. Mapy glebowo-genetyczne

Treścią tych map są typy gleb oraz taksony niższego rzędu (jeśli pozwala na to skala

mapy) zaprezentowane według obowiązujących w danym okresie kryteriów wyróżniania

jednostek systematyki gleb.

2. Glebowe mapy użytkowe, które dzielą się na:

a. Mapy klasyfikacyjne (bonitacyjne, glebowo-bonitacyjne)

Są one sporządzane w skali 1:5000, dzięki czemu mogą być mapami wyjściowymi do

wykonania innych map. Treść ich prezentuje kategorie użytków, klasy bonitacyjne,

typy, podtypy, (gatunki) i rodzaje gleb.

b. Mapy ewidencyjne

Treścią ich są klasy bonitacyjne i kategorie (rodzaje) użytków.

c. Mapy glebowo-rolnicze

87

Zawierają informacje na temat kompleksów przydatności rolniczej gleb. Ponadto treścią

tych map – podobnie jak map glebowo-genetycznych – jest typ, podtyp, rodzaj i

gatunek gleby. Mapy w skali 1:5000 podają też treść map ewidencyjnych, tj. klasy

bonitacyjne i rodzaj użytków.

d. Mapy glebowo-siedliskowe terenów leśnych (mapy gleb i siedlisk)

Treść tych map zawiera dane na temat typu, podtypu, rodzaju i gatunku gleb według

obowiązującej w danym okresie klasyfikacji gleb leśnych oraz typy siedliskowe lasu.

3. Glebowe mapy specjalne

Prezentują informacje na temat wybranych właściwości gleb, np. miąższość poziomu

organicznego w glebach leśnych, zasobność gleb w próchnicę, czy też składniki

pokarmowe, uziarnienie gleb, odczyn itp.

4. Mapy glebowe pochodne (interpretacyjne)

Treść tych map informuje o zagrożeniu gleb erozją (wodną, eoliczną), odporności gleb na

degradację, wskazuje na potrzeby regulacji stosunków wodnych, czy też ochronie gleb,

wskazuje na gleby nadające się pod zabudowę miejską i przemysłową itp.

Kolejny podział map glebowych za podstawowe kryterium przyjmuje ich skalę, czyli

podziałkę w jakiej mapa została wykonana. Skala mapy decyduje nie tylko o dokładności

rysunku konturów gleb, lecz przede wszystkim o stopniu dokładności wyrażenia szczegółów

glebowych. Skala mapy zależy również od dokładności przeprowadzenia badań

gleboznawczych. I odwrotnie – dokładność gleboznawczych prac terenowych uzależniona

jest od skali mapy, w której pragnie się wykonać mapę.

Podział map glebowych ze względu na skalę (opracowany przez R. Bednarek)

1. Mapy małoskalowe

Wykonywane w skali mniejszej od 1:300 000

Najczęściej ten rodzaj map służy do wykonania map glebowo-genetycznych w skalach

1:500 000, 1:1 mln, 1:1,5 mln, 1:2 mln.

Są to mapy dużych obszarów obejmujących kulę ziemską, kontynenty, kraje, duże regiony.

Przedstawiają prawidłowości przestrzennego zróżnicowania pokrywy glebowej w skali

makrogeograficznej. Mapa prezentuje przeważające typy i podtypy gleb, ale często tylko

kompleksy gleb lub typy struktur pokrywy glebowej. Mapy te służą do planowania

gospodarczego na dużych obszarach.

2. Mapy średnioskalowe

88

Skala map średnioskalowych wynosi od 1:100 000 do 1:300 000 (włącznie).

Zasięgiem swym obejmują dość duże obszary: kraje, województwa, regiony, a

przedstawiają przeważające typy gleb. Wykonuje się je na podstawie kartowania w terenie

lub generalizacji map o skalach większych. Służą do planowania regionalizacji upraw, do

określania potrzeb melioracji i innych podobnych zadań gospodarczych.

3. Mapy wielkoskalowe

Skala ich wynosi 1:10 000 (włącznie) do 1:50 000.

Mapami wielkoskalowymi są zwykle mapy glebowo-siedliskowe w skali 1:10 000, mapy

glebowo-genetyczne w skali 1:20 000, mapy glebowo-rolnicze (byłych gromad) w skali

1:25 000 i mapy glebowo-rolnicze województw w skali 1:50 000.

Mapy te obejmują małe obszary, np. nadleśnictwa, gminy, wsie, pojedyncze gospodarstwa.

Przedstawiają rozmieszczenie podstawowych typów i podtypów gleb a także jednostek

niższego rzędu (rodzaje, gatunki).

4. Mapy szczegółowe

Skala tych map jest większa od 1:10 000.

Mapami szczegółowymi są mapy glebowo-siedliskowe w skali 1:5000, mapy

klasyfikacyjne (bonitacyjne) w skali 1:5000 i mapy glebowo-rolnicze w skali 1:5000.

Mapy szczegółowe obejmują niewielkie obszary np. szkółki leśne, rezerwaty,

gospodarstwa rolne. Służą do prawidłowego prowadzenia gospodarki leśnej i rolnej.

Stanowią też niezbędny element projektowania docelowego składu gatunkowego

drzewostanów w hodowli lasu.

9.1.1. Mapy glebowo-rolnicze

Istniejące mapy glebowo-rolnicze ze względu na swą bogata treść są wielostronnie

wykorzystywane nie tylko przez gleboznawców, ale również przez innych specjalistów.

Stanowią najważniejsze szczegółowe źródło informacji kartograficznej o glebach rolnych

całego kraju. Zostały wykonane w skali 1:5 000 na podstawie źródłowych materiałów

uzyskanych podczas gleboznawczej klasyfikacji gruntów z lat 50. i 60. XX wieku oraz

późniejszych badań gleboznawczo-rolniczych. Sporządzanie map zakończono w większości

województw w roku 1976.

Obecnie – dla większości gmin w Polsce, wg podziału administracyjnego z 1999 roku

– dostępne są również mapy glebowo-rolnicze w skali 1:25 000 oraz w skali 1:100 000. Dla

niektórych byłych województw zostały też sporządzone mapy w skali 1:50 000.

89

Poszczególnym gospodarstwom rolnych najbardziej użyteczne są mapy w skalach

dużych – 1:5 000, tj. mapy szczegółowe. Są one bardziej czytelne i zawierają wiele

szczegółów dotyczących zarówno stosunków glebowych, jak i możliwości uprawowych w

porównaniu z mapami o mniejszej skali. Natomiast mapy glebowo-rolnicze w skalach 1:25

000 są bardziej przydatne do celów planowania na szczeblu województwa lub gminy.

Zasadniczą treścią map glebowo-rolniczych są kompleksy przydatności rolniczej

gleb. W grupowaniu gleb w kompleksy decydującą rolę odgrywają nie tylko genetycznie

uwarunkowane cechy typologiczne, ale również podobieństwo właściwości rolniczych, dzięki

którym gleby mogą być podobnie użytkowane. Kompleksy odpowiadają więc typom

siedliskowym rolniczej przestrzeni produkcyjnej. Koncepcję podziału gleb na grupy według

przydatności rolniczej opracowano w Instytucie Uprawy Nawożenia i Gleboznawstwa w

Puławach (IUNG). Kryteria podziału zostały dopasowane do zakresu danych o glebach

zawierających dokumentację z gleboznawczej klasyfikacji gruntów, tak aby ponownie nie

wykonywać prac terenowych. Pozostałe tereny zostały wydzielone w postaci konturów,

wewnątrz których podane są odpowiednie symbole literowe związane z użytkowaniem.

Symbole te (kompleks przydatności rolniczej i sposób użytkowania gleb) znajdują się na

mapach glebowo-rolniczych we wszystkich skalach. Natomiast na mapach w skali 1:5 000

dodatkowo podano informację o kategorii użytkowania gleb, klasie bonitacyjnej gleb oraz

powierzchni zajmowanej przez gleby zaliczane do danej klasy. Zwykle w lewym górnym

rogu każdego konturu drobnym pismem podano liczbę w postaci ułamka. Nad kreską figuruje

numer danego konturu. Ułatwia on korzystanie z informacji zawartych w aneksach do map.

Natomiast pod kreską znajduje się powierzchnia danego konturu.

Drugim i niezmiernie istotnym elementem treści omawianych map są jednostki

systematyki gleb – typ i podtyp gleby oraz gatunek gleb. Do przedstawienia typów gleb

przyjęto wielkie litery alfabetu łacińskiego, do podtypów zaś małe litery umieszczane obok

dużych liter, po ich prawej stronie.

Symbol odpowiadający typowi (podtypowi) gleby jest umieszczony w konturze obok

numeru kompleksu przydatności rolniczej. Poniżej tych informacji prezentowane jest

uziarnienie gleby (symbole grup granulometrycznych zostały utworzone z pierwszych liter

nazw grup granulometrycznych według Podziału Polskiego Towarzystwa Gleboznawczego

(PTG) obowiązującego do 2008 roku (patrz rozdz. 3.1). Na ich podstawie można ustalić

gatunek gleby. Jeśli występuje pojedynczy symbol, znaczy to, że gleba zbudowana jest z

materiału jednorodnego do głębokości 150 cm. Bardzo często uziarnienie poszczególnych

partii profilu glebowego jest zróżnicowane i wówczas widnieją 2 lub 3 symbole oddzielone

90

jedną, dwoma lub trzema kropkami. Jedna kropka (np. pgl∙gl) oznacza, że zmiana uziarnienia

następuje płytko, tj. nie głębiej niż 50 cm od powierzchni, dwie kropki (np. pgl:gl) – średnio

głęboko, tj, na głębokości pomiędzy 50 a 100 cm. Trzy kropki (np. pgl.∙.gl) zmiana utworu

następuje głęboko, na głębokości pomiędzy 100 a 150 cm.

Podsumowując powyżej prezentowane wiadomości na temat informacji zawartych na

mapach glebowo-rolniczych należy powiedzieć, że każdy elementarny kontur glebowy na

mapie wykonanej w skali 1:5000 zawiera dane dotyczące kompleksu przydatności rolniczej,

typu gleby (podtypu gleby), klasy bonitacyjnej, uziarnienia gleby, tj. grupy

granulometrycznej, z której zbudowana jest dana gleba, numeru konturu i jego powierzchni.

Przykład odczytywania symboli umieszczonych na mapie glebowo-rolniczej w skali 1:5000

R IVa 5A 102 pgl∙pl:gl 3,2

kompleks żytni dobry (5), gleby płowe – według aktualnej systematyki (wcześniejszeznaczenie to gleby bielicowe lub pseudobielicowe), zbudowane z piasku gliniastego lekkiegoprzechodzącego na głębokości do 50 cm w piasek luźny, a na głębokości 50-100 cm w glinęlekką; grunty orne klasy bonitacyjnej IVa, nr konturu – 102, powierzchnia 3,2 ha

Ponieważ nie wszystkie informacje dotyczące bezpośrednio, lub pośrednio gleby

można uwzględnić na mapach – ze względu na przydatność i czytelność map – wiele z tych

informacji przeniesiono do aneksów. Aneksy były sporządzane oddzielnie dla

poszczególnych wsi lub, w przypadku znacznego podobieństwa warunków glebowych, dla

gmin, zdecydowanie rzadziej dla województw. Aneksy składały się z dwóch części. W

pierwszej z nich podano charakterystykę środowiska przyrodniczego, uwzględniając budowę

geologiczną, rzeźbę terenu, warunki wodne (hydrologiczne) i warunki klimatyczne.

Natomiast druga cześć aneksu zawiera charakterystykę gleb (opis występujących na danym

terenie typów, podtypów i rodzajów gleb, budowę profilową reprezentowanych odkrywek

oraz podstawowe właściwości fizyczne i chemiczne gleb), charakterystykę wyróżnionych na

mapie kompleksów przydatności rolniczej, tabelę doboru roślin uprawnych do

poszczególnych kompleksów a także zestawienie liczbowe dotyczące: powierzchni

poszczególnych kompleksów przydatności rolniczej, klas bonitacyjnych, gleb wymagających

melioracji, zagrożonych erozją a także gleb w zależności od stopnia trudności uprawy

mechanicznej itp. Mapy wraz z aneksami dostępne są w rejonowych i gminnych ośrodkach

dokumentacji geodezyjno-kartograficznej.

91

Poza niewątpliwymi aspektami praktycznymi bogata treść map glebowo-rolniczych

jest wykorzystywana do tworzenia różnego rodzaju map tematycznych: map glebowo-

genetycznych, map litologicznych, map przepuszczalności lub zdolności retencyjnych

materiału itd. Niestety gleby (z wyjątkiem lasów prywatnych) stanowią na tych mapach białe

plamy, które można wypełnić treścią korzystając z map glebowo-siedliskowych.

9.2. Legenda do map glebowo-rolniczych w skali 1:5 000 i 1:25 000

Poniżej zaprezentowano wszystkie możliwe symbole i znaki stosowane na mapach glebowo-

rolniczych w skali 1:5 000 i 1:25 000. Oczywiście legenda do konkretnej mapy zawiera

jedynie znaki spotykane na danej mapie.

kompleksy przydatności rolniczej gleb

1 – pszenny bardzo dobry2 – pszenny dobry3 – pszenny wadliwy4 – żytni bardzo dobry5 – żytni dobry6 – żytni słaby7 – żytni bardzo słaby8 – zbożowo-pastewny mocny9 – zbożowo-pastewny słaby10 – pszenny górski11 – zbożowy górski12 – owsiano-ziemniaczany górski13 – owsiano-pastewny górski14 – gleby orne przeznaczone pod użytki zielone

kompleksy użytków zielonych1z – użytki zielone bardzo dobre i dobre2z – użytki zielone średnie3z – użytki zielone słabe i bardzo słabe

Rodzaj użytkuR – gleby orneŁ – gleby łąkowePs – gleby pastwiskRN – gleby rolniczo nieprzydatne, przeznaczone pod zalesienieLs – lasyTz – tereny zabudowane (o zwartej zabudowie)W – wodyWN – wody nieużytkiN – nieużytki rolnicze

Klasy bonitacyjneGruntów ornych: I, II, IIIa, IIIb, IVa, IVb, V, VI, VIRzŁąk i pastwisk: I, II, III, IV, V, VI

92

Typy i podtypy gleb(bez znaku) – gleby o niewykształconym profiluA – gleby bielicowe lub płowe ( pierwotnie gleby bielicowe i pseudobielicowe)B – gleby brunatne właściweBw – gleby brunatne kwaśne lub gleby rdzawe (pierwotnie gleby brunatne

wyługowane i kwaśne)C – czarnoziemy właściweCd – czarnoziemy deluwialne (namyte)Cz – czarnoziemy zdegradowane i gleby szareD – czarne ziemie właściweDz – czarne ziemie zdegradowane i szare ziemieG – gleby glejoweE – gleby mułowo-torfowe i torfowo-mułoweT – gleby torfowe i murszowo-torfoweM – gleby murszowo-mineralne i murszowateF – madyR – rędziny o słabo wykształconym profiluRb – rędziny brunatneRc – rędziny próchniczne (czarnoziemne i szare)Rd – rędziny deluwialne (namyte)

Rodzaje i gatunki gleb(bez znaku) – gleby wytworzone ze skał osadowych luźnych (przedholoceńskich)żp – żwiry piaszczysteżg – żwiry gliniastepl – piaski luźneps – piaski słabo gliniastepgl – piaski gliniaste lekkiepgm – piaski gliniaste mocnegl – glina lekkags – glina średniagc – glina ciężkapłz – utwory pyłowe zwykłepłi – utwory pyłowe ilastels – gleby lessowe i lessowate lekkie i średnie (lessy i utwory lessowate zwykłe)li – gleby lessowe i lessowate mocne (lessy i utwory lessowate mocne)i – iłyip – iły pylaste

Gatunki mad i osadów deluwialnychbl – mady bardzo lekkiel – mady lekkies – mady średniec – mady ciężkiebc – mady bardzo ciężkiedbl – deluwia bardzo lekkiedl – deluwia lekkieds – deluwia średniedc – deluwia ciężkie

93

dbc – deluwia bardzo ciężkie

Rodzaje rędzin(bez znaku) – rędziny węglanowe◊ – rędziny gipsowe

Gatunki i rodzaje gleb wytworzonych ze skał masywnychsk – gleby skalistesz – gleby szkieletowep – gleby piaszczysteg – gleby gliniastepł – gleby pyłowei – gleby ilasteDalszy podział na gatunki w miarę możliwości, jak w glebach wytworzonych ze skałosadowych luźnych

– gleby wytworzone ze skał krystalicznych– gleby wytworzone ze skał osadowych o spoiwie niewęglanowym– gleby wytworzone ze skał osadowych o spoiwie węglanowym

Rodzaje gleb torfowych i mułowo-torfowychn – torfy niskiev – torfy przejściowe i wysokiemt – gleby mułowo-torfowetm – gleby torfowo-mulowe

Oznaczenie miąższości gleb wytworzonych ze skał masywnych(bez znaku) – gleby głębokie (ponad 50cm)= – gleby średniogłębokie (25-50cm)_ – gleby płytkie (do 25cm)

Oznaczenie zmiany składu granulometrycznego w glebach wytworzonych ze skałosadowych luźnych. – zmiana uziarnienia następuje do głębokości 50cm: – zmiana uziarnienia następuje na głębokości 50 – 100cm

... – zmiana uziarnienia następuje na głębokości 100-150cmo 15 – lokalizacja i numer odkrywkio 16 – lokalizacja i numer opisanej odkrywki, z której pobrano próbki do analiz12 – nr konturu3,8 pow. ha

9.3. Współczesna interpretacja jednostek klasyfikacji gleb

Jak już wyżej wspomniano znakowanie i jednostki klasyfikacji gleb na mapach glebowo-

rolniczych w skalach 1:5000 i 1:25000 przedstawiono według instrukcji Ministerstwa

Rolnictwa (Dep. Urz. Roln.) oraz IUNG wydanej w 1965 roku. Od tego czasu zmieniły się

poglądy na genezę wielu gleb, zmianom uległa też systematyka gleb. Od 1989 roku

obowiązuje nowe, IV wydanie Systematyki gleb Polski, opracowanej przez Polskie

94

Towarzystwo Gleboznawcze. Dlatego też mapy glebowo-rolnicze wykonane na przestrzeni

lat 50. i 60. odzwierciedlają poziom ówczesnej, a nie obecnej wiedzy gleboznawczej. Ze

względu na znaczne różnice w systematyce gleb – którą wykorzystywano do wykonania map

glebowych, a obecnie obowiązującą – w praktyce mogą pojawić się trudności interpretacyjne

w zakresie typologii gleb. Konfrontację tych dwóch systematyk przedstawiono w tabeli 15.

Tabela 15Ważniejsze jednostki systematyczne gleb wyróżnione na mapach glebowo-rolniczych Niżu

Polskiego oraz ich odpowiedniki wg Systematyki gleb Polski (1989);opracowanie R. Bednarek

Symbol namapie

Typy i podtypy gleb(jednostki kartograficzne)

Na mapie glebowo-rolniczej

Typy i podtypy gleb po aktualizacjioraz propozycje symboli

dla danych jednostekwg systematyki z 1989 roku

Zmiany systematycznej przynależności glebA gleby bielicowe

i pseudobielicowe

(nazwa „pseudobielicowe” jestprzestarzała , myląca, powinnabyć usunięta z polskiejnomenklatury gleboznawczej)

Jednostka kartograficzna wymaga podziałuna dwa genetyczne i ekologicznie różnetypy gleb: gleby bielicowe (np. A) i glebypłowe (np. P)

gleby bielicowe – wytworzone z piaskuluźnego (pl), rzadziej słobogliniastego (ps);należą do kompleksów 7 i 6;

gleby płowe – wytworzone ze zwięźlejszego(cięższego) materiału np. gliny, częstospiaszczone w górnej części (np. ps:gl,pgl:gl, pgm:gś), utwory pyłowe (płz, płi)

Bw gleby brunatne wyługowanei gleby brunatne kwaśne

Jednostka kartograficzna wymaga podziałuna cztery genetycznie i ekologicznie różnejednostki glebowe: gleby brunatnewyługowane (np. Bw), gleby brunatnekwaśne (np. Bk), gleby płowe (np. P), glebyrdzawe (np. R)

gleby brunatne wyługowane (wyróżnionew randze podtypu gleb brunatnychwłaściwych) – wytworzone z analogicznegomateriału co gleby brunatne właściwe (pgm,gl, gś, gc, pł, i); różnią się od nichwymyciem węglanów poniżej 100 cm

gleby brunatne kwaśne (wyróżnione wrandze odrębnego typu) – różnią się od glebbrunatnych właściwych silnie kwaśnymodczynem w całym profilu; uziarnienie:

95

pgm, gl, gś, gc, pł, i

gleby płowe – materiał o dwudzielnymuziarnieniu np. pgm:gś, pgm:gl, pgl:gl

gleby rdzawe – materiał piaszczysty wcałym profilu lub co najmniej do głębokości100 cm; np. pl, ps, pl...gl, ps...pgm

Dz czarne ziemie zdegradowane Typ gleby murszowa te, podtyp glebymurszaste – material piaszczysty w całymprofilu, np. pl, ps, pl:ps, ps:pl

Zmiany terminologiczneB gleby brunatne właściwe gleby brunatne właściwe typowe

Zgodnie z teorią procesu brunatnienia wglebach brunatnych właściwych niezachodzi przemieszczanie frakcji ilastej;materiał powinien być jednorodny conajmniej do głębokości 100 cm; uziarnienie:pgm, gl, gś, gc, pł, i

G gleby glejowe gleby gruntowo-glejowe lub opadowo-glejowe

Emt, Etm gleby mułowo-torfowei torfowo-mułowe

gleby mułowe – typ,gleby torfowo-mułowe – podtyp glebmułowych

T gleby torfowe i murszowo-torfowe

gleby torfowe – typ,gleby torfowo-murszowe – podtyp glebtorfowych

M gleby murszowo-mineralnei murszowate

gleby murszowate – typ,podtypy: gleby mineralno-murszowe i glebymurszaste

bez symbolu gleby o niewykształconymprofilu

typy: litosole, regosole, pelo soleoraz rankery i arenosole

Znaczenie (interpretacja) pozostałych symboli typów i podtypów gleb (patrz legenda

do map glebowo-rolniczych w skali 1:5 000 i 1:25 000) pozostaje bez istotnych zmian.

9.4. Badania kartograficzno-gleboznawcze

Poznanie gleb badanego obszaru jest złożonym procesem, wymagającym przeprowadzenia

badań terenowych i laboratoryjnych. Wyniki tych badań, w połączeniu z wszechstronnymi

informacjami o środowisku, w którym występuje gleba, a także o jego zmianach w

przeszłości, stwarzają różne możliwości interpretacyjne. Umożliwiają np. określenie kierunku

i stopnia zaawansowania procesu glebotwórczego, wstępne ustalenie typologicznej

przynależności gleby, ocenę jej zasobności i żyzności, określenie kompleksu przydatności

rolniczej, czy też klasy bonitacyjnej.

96

Metody wykonywania map glebowych zależą przede wszystkim od skali

opracowywanej mapy i treści, która dana mapa ma prezentować. Sposób postępowania zależy

również od tego, czy mapa będzie wykonana na podstawie opracowań już istniejących, czy

też po bezpośrednich terenowych pracach gleboznawczych i kartograficznych. W obu

przypadkach stosuje się metody dedukcyjne i indukcyjne.

Metody dedukcyjne są przede wszystkim ważne w zestawieniu map małoskalowych i

średnioskalowych, choć pewne elementy tego postępowania stosuje się także w dużych

skalach. Metody te opierają się na koncepcji genezy gleb, określającej zależność morfologii i

właściwości gleb od układu elementów środowiska przyrodniczego, tj. skały macierzystej,

rzeźby terenu, roślinności, warunków klimatycznych i wodnych, działalności człowieka i

czasu. Dysponując materiałami dotyczącymi poszczególnych składników środowiska i znając

relacje między nimi a glebami można w danym terenie przewidzieć skład komponentów

pokrywy glebowej. Na przykład, jeśli z mapy geomorfologicznej wynika, że teren badań

znajduje się w dystalnej części sandru, skałę macierzystą stanowią piaszczyste utwory

fluwioglacjalne, ubogie w glinokrzemiany, potencjalne zbiorowisko roślinne zostało

określone jako bór świeży, a woda gruntowa nie wywiera wpływu na przebieg procesów

glebotwórczych, to można przewidzieć, że na tym terenie będą dominowały gleby

bielicoziemne.

Metodę dedukcyjną w formie klasycznej można stosować do tych obszarów, co do

których mamy dokładne informacje o wszystkich elementach środowiska przyrodniczego.

Jeżeli dane nie są pełne, można wykorzysta zdjęcia lotnicze lub satelitarne albo uzyskać

niezbędne informacje z bezpośrednich badań terenowych. W takich przypadkach można

mówić o wykorzystaniu metody dedukcyjnej połączonej z dalej omówioną metodą

indukcyjną.

Sporządzając mapy glebowe na podstawie już istniejących map, należy również

stosować metodę dedukcyjną, a nie tylko ograniczać się do mechanicznej generalizacji treści i

zmiany nazw starych jednostek taksonomicznych na obecnie obowiązujące.

Metody indukcyjne przy wykonywaniu map glebowych polegają na zgromadzeniu

danych dotyczących samych gleb (opisów profili, wierceń i wyników analiz gleb) i na

uogólnieniu tych faktów w postaci wykreślania zasięgów poszczególnych jednostek

glebowych. Teoretycznie, przy pomocy tej metody, można wykonać mapy gleb w każdej

skali, praktycznie jednak stosowana jest powszechnie do sporządzania map wielkoskalowych

i szczegółowych. Należy jednak podkreślić, że metoda ta najczęściej wspomagana jest

97

metodami dedukcyjnymi, bowiem wyznaczanie każdego konturu na mapie poprzedza nie

tylko analiza danej gleby, ale również jej powiązanie z innymi elementami krajobrazu.

Podczas wykonywania nowej mapy gleb można wyróżnić następujące etapy: prace

wstępne (przygotowawcze), badania terenowe i opracowania kameralne.

Prace wstępne zwane też przygotowawczymi obejmują przede wszystkim

inwentaryzację i analizę istniejących źródeł. Powinno je poprzedzić zebranie i

przestudiowanie literatury oraz materiałów kartograficznych dotyczących topografii,

geomorfologii, litologii, hydrologii, szaty roślinnej, a także sposobu i historii użytkowania

terenu. Przed wyjazdem w teren należy również opracować szczegółowy program badań.

Powinien on obejmować zarówno kwestie metodyczne, jak i organizację prac. Zakres prac

zależy od pokrycia terenu istniejącymi materiałami oraz stopnia skomplikowania struktury

środowiska przyrodniczego. W programie powinien znaleźć się też orientacyjny podział

badanego terenu na części przeznaczone do przeanalizowania w trakcie kolejnych dni. Należy

przy tym brać pod uwagę konieczność zagęszczenia marszrut i przeznaczenia więcej czasu na

badania powierzchni pozbawionych materiałów lub z materiałami budzącymi wątpliwości.

Uwzględnione powinny być różnice w strukturze terenu. W programie prac należy też wziąć

pod uwagę dostępność terenu, a także uwzględnić pewne rezerwy czasu związane z

niedogodnymi warunkami pogodowymi i inne nieprzewidziane okoliczności. Wyruszając w

teren należy zabrać ze sobą narzędzia i materiały niezbędne w czasie prac terenowych.

Badania terenowe są bardzo ważnym etapem w procesie poznawania gleby.

Pozwalają one zapoznać się z budową profilu glebowego i podstawowymi właściwościami

gleby oraz umożliwiają pobranie prób glebowych do różnorodnych (standardowych i

specjalistycznych) analiz wykonywanych w warunkach laboratoryjnych z zastosowaniem

precyzyjnej aparatury. Użycie aparatury do badań właściwości gleby w warunkach

terenowych ma ograniczone zastosowanie, a poznanie gleby odbywa się głównie przez wzrok

i dotyk. Terenowe prace gleboznawcze, zależnie od celu badań, mogą mieć różny przebieg.

Istnieją jednak pewne elementy wspólne, od odpowiedniego przygotowania się do wyjścia w

teren poczynając, poprzez wybór miejsc wykonywania prac gleboznawczych i kończąc na

opisie profilu glebowego a także poborze prób do dalszych analiz.

Wybór miejsca odkrywki glebowej powinna poprzedzić lustracja terenu, a zwłaszcza

obejrzenie naturalnych odsłonięć, skarp itp. umożliwiających rozpoznanie litologii terenu

badań i zróżnicowania pokrywy glebowej. Dokładne badania terenowe prowadzi się jednak w

odkrywkach glebowych kopanych do głębokości ok. 150 cm w agrocenazach, a w

ekosystemach leśnych do głębokości ok. 200 cm. Gleby organiczne bada się do głębokości

98

ok. 130 cm. Odkrywkę glebową powinno się zlokalizować w miejscu reprezentatywnym dla

większego obszaru, możliwie jednorodnym pod względem rzeźby, litologii, stosunków

wodnych i sposobu użytkowania. W wyborze miejsca odkrywki należy unikać bliskości

zabudowań, dróg, rowów itp., ponieważ naturalny układ poziomów genetycznych w

sąsiedztwie może być zaburzony.

W zróżnicowanych warunkach środowiska przyrodniczego, zależnie od wielkości

obszaru badań, wykonuje się kilka lub kilkanaście podstawowych odkrywek glebowych,

charakteryzujących wszystkie odmienne sytuacje tego środowiska. W obszarach o silnie

zróżnicowanych warunkach środowiskowych odkrywek glebowych wykonuje się

zdecydowanie więcej, w porównaniu z obszarami monotonnymi pod względem rzeźby terenu,

litologii i roślinności. W terenie urzeźbionym najlepszą metodą badania zróżnicowania gleb

jest metoda transektów. Odkrywki glebowe lokalizuje się wzdłuż linii transektu

prowadzonego od wierzchowiny danej formy terenowej do jej podnóża. Ściana czołowa

wszystkich odkrywek powinna być usytuowana zgodnie z linią stoku (nie w poprzek).

Podczas prac kartograficzno-gleboznawczych oprócz odkrywek podstawowych

wykonuje się również odkrywki płytsze – zasięgowe (przeważnie do głębokości 40-70 cm).

Umożliwiają one wyznaczenie granic między sąsiadującymi jednostkami glebowymi, a co za

tym idzie wyrysowanie na mapie linii konturu jednostek. Jeszcze bardziej szczegółowy zasięg

gleb określa się na podstawie wierceń.

Jak już wcześniej zauważono sposób postępowania w czasie badań terenowych zależy

od celu i dokładności zamierzonych prac, ale też od zróżnicowania warunków przyrodniczych

obszaru badań. Tradycyjnie wyróżnia się badania marszrutowe na powierzchniach

kluczowych i badania stacjonarne.

Badania marszrutowe służą przede wszystkim do rozpoznania większych

powierzchni i są prowadzone są wzdłuż linii uprzednio zaprojektowanych marszrut. Cechy

terenu badań znajdującego się pomiędzy liniami marszruty uzupełnia się na podstawie

istniejących materiałów. Oczywiście podstawową sprawą jest odpowiednie wytyczenie

marszrut. Powinny one pozwolić na pełne rozpoznanie złożoności badanych elementów. Linie

marszruty i znajdujące się na nich punkty badawcze są najczęściej rozmieszczone w terenie w

sposób intuicyjny. Można też spotkać się z zaleceniami rozmieszczenia punktów badawczych

w sposób losowy lub systematyczny. Oba rozwiązania nie zawsze dają oczekiwane rezultaty.

Zrozumiałe jest, że już na podstawie ogólnej znajomości terenu można wybrać obszary

wymagające wszechstronnego potraktowania, jak i powierzchnie monotonne, w granicach

których liczba punktów badawczych może być mniejsza. W praktyce stosuje się często

99

sposób polegający na zakładaniu punktu badawczego w przypadku jakiejkolwiek zmiany

badanego elementu. O lokalizacji punktów decydują również przesłanki, takie jak możliwość

wglądu w budowę geologiczną (odsłonięcia), możliwość pomiaru głębokości wody w gruncie

(studnie) itp.

Badania na powierzchniach kluczowych zazwyczaj dają dobre rezultaty. W

granicach wybranych powierzchni prowadzi się badania szczegółowe mające na celu

poznanie struktury analizowanego zjawiska, a wyniki są następnie ekstrapolowane na tereny

otaczające. Liczba i wielkość powierzchni kluczowych są uzależnione od rozmiarów i

zróżnicowania badanego terenu. Powierzchnie te powinny być rozmieszczone w taki sposób,

aby dokładnymi badaniami zostały objęte wszystkie typy struktur przyrodniczych

występujących na danym terenie.

Badania stacjonarne prowadzi się przez dłuższy czas przy zastosowaniu

odpowiedniej aparatury pozwalającej na rejestrowanie zmienności i dynamiczne traktowanie

zjawisk. Rezultaty badań są zwykle przedstawione w formie bilansów.

W praktyce najczęściej stosuje się rozwiązania kombinowane. Badania prawie zawsze

mają charakter marszrutowy lub marszrutowo-punktowy (opis punktów badawczych na

liniach marszrut). Należy zaznaczyć, że dosyć często – w trakcie prac na liniach marszrut –

pojawia się potrzeba szczegółowego przebadania pewnego fragmentu terenu, a równocześnie

stosuje się powtarzanie obserwacji terenowych w kilku sezonach roku (badania zmienności).

Poniżej prezentowany jest bardziej szczegółowy podział metod badań

kartograficzno-glebowych.

1. badania orientacyjne

2. badania marszrutowe

a. sposób równoległych przekrojów glebowych

b. sposób pętli

3. metoda punktów rozproszonych

2. metody siatki geometrycznej (statystyczna)

3. metody siatki ruchomej

4. metoda z wykorzystaniem zdjęć lotniczych

Badania orientacyjne są przydatne do sporządzania map w podziałce mniejszej niż

1:300 000. Zasięgi gleb są wyznaczane orientacyjnie, a błąd liniowy ustalonych zasięgów

glebowych nie powinien przekraczać 1-3 km.

Badania marszrutowe, już omówione powyżej, znajdują zastosowanie przy

sporządzaniu map w skalach od 1:100 000 do 1:300 000, czyli do wykonywania map

100

średnioskalowych. Przed przystąpieniem do marszruty należy dokładnie zapoznać się z

terenem pod względem topograficznym, budowy geologicznej, roślinności itp. Następnie

ustala się trasę marszu, wzdłuż której wykonuje się odkrywki glebowe. Dopuszczalny błąd

liniowy przy wyznaczaniu zasięgów gleb nie może przekraczać 300-800 m. Sposób

równoległych przekrojów polega na tym, że na mapach topograficznych analizowanego

terenu nanosi się linie proste równoległe, oddalone od siebie (w rzeczywistości) o 1-2-3 km

(w zależności od skali mapy). Linie te są liniami marszruty. Dobrze jest, jeśli zaznaczone linie

pokrywają się z drogami, granicami pól itp. Sposób ten można zastosować do terenów

równinnych o słabym zróżnicowaniu pokrywy glebowej. Pozwala on na dość dokładne

wyznaczenie granic zróżnicowania pokrywy glebowej, a następnie wyrysowaniu na mapie

zasięgów gleb na drodze interpolacji, czy ekstrapolacji. Natomiast sposób pętli polega na tym,

że teren badań dzielimy na sektory według naturalnych granic – najczęściej wzdłuż cieków

wodnych. Ustala się również bazę wypadową, z której wybieramy się na obchodzenie

sektorów. Przy ustalaniu tras obchodowych – stanowiących zwykle zamknięte pętle –

wykorzystujemy istniejące drogi. Sposób pętli jest jednym z najbardziej dokładnych przy

sporządzaniu map średnioskalowych i wielkoskalowych dla obszarów o bogaty urzeźbieniu.

Metoda punktów rozproszonych polega na umieszczaniu punków badawczych

(odkrywek i wierceń) w terenie w zależności od rzeźby terenu, roślinności, barwy gleby,

składu granulometrycznego utworów powierzchniowych, wilgotności gleby a także innych

cech środowiska przyrodniczego. Innymi słowy zależy od wszystkich cech, które wskazują na

jednolitość pokrywy glebowej, czy też jej zróżnicowanie, w stosunku do obszarów

przyległych.

Metoda siatki geometrycznej polega na wydzielaniu konturów gleb, przy

zastosowaniu siatki kwadratów najczęściej o bokach 50 m. Na wierzchołku kwadratu wbija

się palik, który się numeruje. W miejscach zaznaczonych palikami kopie się odkrywki i

dokonuje wierceń. W czasie badań należy posuwać się ciągle wzdłuż boków kwadratów. Jest

to metoda bardzo dokładna, ale i bardzo pracochłonna. Stosuje się ją w terenie, gdzie

występuje zależność pomiędzy pokrywą glebową, a czynnikami które łatwo zaobserwować.

Metoda siatki ruchomej łączy w sobie elementy dwóch poprzednio omawianych

metod, tj. metody punktów rozproszonych i metody siatki geometrycznej. Polega ona na

wyznaczeniu w terenie i poruszaniu się wzdłuż pasów o szerokości 50 lub 100 m. W czasie

marszu obserwuje się cechy terenu, które mogą wskazywać na zmiany pokrywy glebowej.

Kopie się odkrywki i dokonuje wierceń.

101

Prace terenowe powinny zakończyć się wykonaniem roboczej mapy glebowej z

wykreślonymi zasięgami gleb i zaznaczonymi punktami badań (odkrywkami, wierceniami).

Po zakończeniu pobytu w terenie rozpoczyna się etap prac kameralnych. Powinien

być on przeznaczony przede wszystkim na uporządkowanie materiałów, wykonanie analiz

laboratoryjnych oraz zestawienie wyników. Prace laboratoryjne pogłębiają terenowe

badania pokrywy glebowej i służą do sporządzenia analitycznej dokumentacji tych badań.

Obejmują one przede wszystkim wykonanie analiz laboratoryjnych pobranych w terenie prób

glebowych.

Po zakończeniu analiz laboratoryjnych należy przystąpić do zestawienia oraz

interpretacji wyników badań terenowych i laboratoryjnych. Przystępując do nich należy

spośród wielu rozpoznanych cech wyłowić przede wszystkim te, które mają najbardziej

istotne znaczenie dla celu prowadzonych badań. Jedną z zasadniczych części syntezy

nagromadzonych materiałów badawczych jest ich umiejętne uporządkowanie, ujęcie w

odpowiednie tabele i wykresy. W niektórych przypadkach ułatwieniem mogą być specjalne

programy komputerowe.

102

LITERATURA

Bednarek R., Dziadowiec H., Pokojska U., Prusinkiewicz Z., 2004. Badania ekologiczno-gleboznawcze. PWN. Warszawa.

Bednarek R., Prusinkiewicz Z., 1999. Geografia gleb. PWN. Warszawa.Buckman H. C., Brady N. C., 1971. Gleba i jej właściwości. PWRiL. Warszawa.

Czępińska-Kamińska D., Janowska E., Konecka-Betley K., Okołowicz M., 2004. Leksykonterminów z zakresu nauki o glebie. Oficyna Wyd. Wiesz w Warszawie. Warszawa.

Hillel D., 2012. Gleba w środowisku. Wyd. PWN. Warszawa.Kabała C., Marzec M., 2007. Niektóre konsekwencje zmiany klasyfikacji uziarnienia gleb.

Rocz. Glebozn. 58 (1/2): 33-44.Klasyfikacja uziarnienia gleb i utworów mineralnych. 2008. Wersja elektroniczna.

Kowaliński S., 1995. Użytkowanie i bonitacja gleb w Polsce. w: red. Dobrzański B.,Zawadzki S. Gleboznawstwo, wyd. III. PWRiL, Warszawa: 300-329.

Konecka–Betley K., Czępińska–Kamińska D., Janowska E., 1999. Systematyka i kartografiagleb. Wyd. SGGW. Warszawa.

Kononowa M. M., 1968. Substancje organiczne gleby, ich budowa, właściwości i metodybadań. PWRiL. Warszawa.

Kowalik P., 2001. Ochrona środowiska glebowego. PWN. Warszawa.Mocek A., Drzymała S., Maszner P., 1997. Geneza, analiza i klasyfikacja gleb. Wyd. AR im.

A. Cieszkowskiego w Poznaniu. Poznań.Okruszko H., 1974. Zasady podziału gleb organicznych. Wiad. IMUZ, t. 12(1): 19-37.

Okruszko H., Piaścik H., 1990. Charakterystyka gleb hydrogenicznych. ART. Olsztyn.Olaczek R. (red.)., 1988. Zasoby glebowe i roślinne-użytkowanie, zagrożenie, ochrona.

PWRiL. Warszawa.Paul E. A., Clark F.E., 2000. Mikrobiologia i biochemia gleb. Wydaw. UMCS. Lublin.

Piaścik H., 2004. Gleba jako element i wskaźnik środowiska przyrodniczego. Zesz. Prob.Post. Nauk Rol. z. 501: 363-367.

Piaścik H., Gotkiewicz J., 2004. Przeobrażenia odwodnionych gleb torfowych jako przyczynaich degradacji. Rocz. Glebozn. 55(2): 331-338.

Skiba S., 2002. Gleba w środowisku przyrodniczym. W: Aktywność drobnoustrojów wróżnych środowiskach. Wyd. AR w Krakowie. Kraków: 157-167.

Systematyka gleb Polski., 1989. Rocz. Glebozn. 40, ¾. PWN. Warszawa.Systematyka gleb Polski., 2011. Rocz. Glebozn. 62, 3. PWN. Warszawa.

Uglga H. 1983., Gleboznawstwo rolnicze. PWN. Warszawa.vanLoon G.W., Duffy S. J., 2007. Chemia środowiska. PWN. Warszawa.

Zawadzki S.(red.)., 1999. Gleboznawstwo. PWRiL. Warszawa.