61758875 Pedologie ID

263
Iai, 2006

Transcript of 61758875 Pedologie ID

Page 1: 61758875 Pedologie ID

������������������ �������������������

������������������������������

�������������� �����

���������

������������������ ����

Ia�i, 2006

Page 2: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

1

!���������"������������#����� ��#������

$ ���������������

1.1. Pedologia este �tiin�a care studiaz� formarea �i evolu�ia solurilor,

sub aspectul propriet��ilor, clasific�rii, r�spândirii �i al utiliz�rii ra�ionale.

FRIEDRICH A. FALLOU (1862) în lucrarea sa, intitulat�: „ Pedologie sau �tiin�a

general� �i special� a solului”, utilizeaz� pentru prima dat� acest termen, care

este de origine greac� �i provine de la cuvintele: “pedon” – sol, teren, ogor �i

“logos” – vorbire ra�ional�, discu�ie în sensul de studiu.

Pedologia este considerat� �tiin��, deoarece are obiect de studiu, are o

evolu�ie în timp �i are legi �i metode de cercetare specifice.

Componenta de mediu în care se g�sesc solurile este cunoscut� sub

denumirea de Pedosfer�. Evolu�ia solului are loc în condi�iile unei interac�iuni

dinamice între atmosfer�, biosfer�, litosfer� �i hidrosfer�.

1.1.1. Obiectul de studiu al Pedologiei îl constituie solul. Solul, este un

produs al mediului natural �i reprezint� un mediu poros structurat, constituit din

compu�i minerali, organici �i organisme vii, care s-a format �i a evoluat la

suprafa�a continental�, respectiv un înveli� superior al P�mântului, ale c�rui

propriet��i sunt diferite în func�ie de compozi�ie.

Spa�iul poros al solurilor este ocupat de ap� �i aer, în timp ce faza solid�

este constituit� din diverse minerale, organisme vii �i resturi de plante �i animale.

În general apa �i aerul din sol ocup� aproximativ 50% din volumul

acestuia, materialul organic provenit din organismele vii �i produ�ii acestora în jur

de 5%, în timp ce circa 45% sunt ocupate de componenta mineral�.

%&������'

Page 3: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

2

Caracteristica principal� a solului este dat� de capacitatea acestuia de a

asigura cre�terea �i dezvoltarea plantelor, datorit� acumul�rii în sol a apei, aerului

�i a humusului, respectiv a elementelor de nutri�ie, care sunt puse treptat la

dispozi�ia plantelor.

Datorit� caracterului natural de mediu poros �i afânat, cât �i capacit��ii

acestuia de re�inere a apei �i aerului, solul devine suport pentru plante, permi�ând

o p�trundere a r�d�cinilor acestora.

Pedologia studiaz� solul, sub aspectul constituen�ilor �i al rela�iilor

organizatorice dintre ace�tia, sub aspectul originii �i evolu�iei, cît �i sub aspectul

dinamicii proceselor pedogenetice în rela�ie cu factorii de formare �i evolu�ie.

1.1.2. Evolu�ia în timp

În diferite epoci, au existat diverse concep�ii despre sol. Acum circa 5000-

7000 de ani, cuno�tin�ele despre sol erau foarte pu�ine, aceasta deoarece

agricultura nu era o îndeletnicire stabil�. Filozofii din perioada urm�toare, în

lucr�rile lor, fac unele referiri la diferite no�iuni agricole. Caracterul mistic al

evului mediu determin� o neglijare �i / sau o denaturare a �tiin�elor, printre care �i

a celor agricole. Sfâr�itul secolului al XVI-lea, marcheaz� apari�ia de teorii noi �i

de lucr�ri în domeniul agricol, cum ar fi: teoria uleiurilor nutritive, teoria apei,

teoria p�r�ilor teroase.

Începutul secolului al XVIII-lea a marcat o impulsionare a studiului

�tiin�ific �i apari�ia de concep�ii noi, datorit� acumul�rii de date �tiin�ifice. S-au

Page 4: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

3

emis teorii chimice (teoria mineral� �i teoria humusului), teorii fizice,

microbiologice �i agrogeologice. În a doua jum�tate a secolului al XIX-lea, a fost

emis� în Rusia, teoria genetic� sau naturalist�, teorie care a pus bazele Pedologiei

ca �tiin��. Evolu�ia studiilor despre soluri, a determinat elaborarea la nivelul

diferitelor ��ri ale lumii a unor clasific�ri de soluri (clasificarea FAO-UNESCO,

clasificarea WRBSR, clasificarea american�, clasificarea naturalist� rus�,

clasificarea ICPA ).

În România, prima clasificare a solurilor a fost elaborat� de Gh. Munteanu

Murgoci, fiind în timp completat� �i actualizat�. �inând seama de experien�a

acumulat� �i de noile realiz�ri ale �tiin�ei solului, în România, în vederea

îmbun�t��irii structurii �i a nomenclaturii, cât �i pentru a avea o discu�ie unanim

acceptat� la nivel interna�ional, s-a adoptat o nou� clasificare, respectiv SRTS-

2003, care cuprinde XII clase de soluri, care includ un num�r de 34 de tipuri de

sol.

În prezent, Pedologia are numeroase ramuri de specialitate, care studiaz�:

Fizica solului, Chimia solului, Mineralogia solului, Biologia solului, sau diferite

fenomene sau procese specifice solului, cum ar fi: Geneza solului, Geografia

solurilor, Morfologia solului, Micromorfologia solului, Clasificarea �i taxonomia

solurilor, Cartarea solurilor, Bonitarea solurilor, etc.

1.1.3. Legi în Pedologie

În Pedologie ac�ioneaz� o serie de legi proprii acestei �tiin�e, dintre care

sunt men�ionate urm�toarele:

� Legea zonalit��ii orizontale, enun�at� de V.V. Dokuceaev, lege de

baz�, care a stat ca fundament în întemeierea Pedologiei ca �tiin��.

Conform acestei legi, solurile sunt distribuite la suprafa�a uscatului

sub forma unor zone sau fâ�ii cu succesiune latitudinal�, de la ecuator

spre poli �i care sunt corespondente cu zonele climatice �i de

vegeta�ie. (N. Bucur-1963).

� Legea zonalit��ii verticale, lege enun�at� de V.V. Dokuceaev. Conform

acestei legi, solurile sunt distribuite pe suprafa�a formelor de relief sub

form� de zone, fâ�ii sau areale, în sens altitudinal, func�ie de condi�iile

climatice (pe m�sura sc�derii temperaturii �i cre�terii precipita�iilor

atmosferice). Zonalitatea pedologic� altitudinal� �ine seama de

Page 5: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

4

expunerea cardinal�, deoarece legitatea distribu�iei altitudinale a

solurilor de pe versantele însorite difer� de legitatea distribu�iei

altitudinale a solurilor de pe versantele nordice (umbrite). (N. Bucur-

1963).

� Legea distribu�iei pedogenetice a solurilor. Aceast� lege care are

caracter general, face referire la faptul c� pe suprafa�a uscatului,

solurile sunt distribuite conform arealelor pedogenetice, respectiv

conform distribu�iei teritoriale �i spa�iale a tuturor condi�iilor de

solificare. Pe baza acestei legi pot fi recunoscute, delimitate �i

caracterizate �i arealele de soluri zonale �i intrazonale. (N. Bucur-

1963).

� Legea specificit��ii unit��ilor taxonomice de sol. Conform acestei legi,

fiecare unitate taxonomic� de sol reprezint� o entitate natural�, avînd o

morfogenez� specific�. (N. Bucur-1963).

� Legea reparti�iei acumul�rilor de solificare în func�ie de adâncime.

Conform acestei legi, orice acumulare de solificare este distribuit� pe

profilul solului în func�ie de adâncime, datorit� îngro��rii solului, prin

alterarea rocii tot mai în adâncime. (N. Bucur-1963).

� Legea distribu�iei acumul�rilor de solificare, în ordinea invers� a

solubilit��ii lor. Pentru toate solurile nesalinizate, acumul�rile

principale �i permanente de solificare, sunt distribuite în profilul

solului, în ordinea invers� a solubilit��ii �i mobilit��ii lor. (N. Bucur-

1963).

� Legea constan�ei grosimii orizontului A cu tipul taxonomic. Conform

acestei legi, fiecare unitate taxonomic� de sol are orizontul A, de

grosime relativ constant�, ca urmare a constan�ei cantit��ii de humus

din orizontul A al fiec�rei unit��i taxonomice de sol. (N. Bucur-1963).

� Legea corela�iei imediate. Între roca generatoare de sol �i solul format

pe aceast� roc�, exist� o corela�ie imediat� de textur�, de compozi�ie

chimic�, de umiditate, etc. (N. Bucur-1963).

� Legea coresponden�ei unit��ilor cu reparti�iile. Între unit��ile

taxonomice pedologice �i unit��ile taxonomice de distribu�ie a solului,

Page 6: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

5

exist� o coresponden�� biunivoc�, în sensul c�, cunoscând unitatea

taxonomic� de sol se poate prevedea arealul pedogenetic

corespunz�tor �i reciproc. (N. Bucur-1963).

� Legea evolu�iei specifice a orizonturilor �i a suborizonturilor solului.

Pe baza acestei legi, se eviden�iaz� c� fiecare orizont �i suborizont de

sol are o evolu�ie proprie �i specific�, iar evolu�ia în ansamblu a

orizonturilor �i a suborizonturilor unui profil de sol, este redat� de

evolu�ia profilului �i a tipurilor morfogenetice de sol. (N. Bucur-1963).

� Legea evolu�iei specifice fiec�rui sol. Conform acestei legi, fiecare

unitate taxonomic� de sol are o evolu�ie morfologic� în timp �i spa�iu,

pornind de la roc� pân� la un sol mai evoluat chiar decât solul tipului

taxonomic. (N. Bucur-1963).

� Legea evolu�iei fito-pedo-cenotice. Evolu�ia morfologic-tipologic� a

unei unit��i taxonomice de sol, pân� la un sol mai evoluat decât tipul,

este înso�it� întotdeauna de o evolu�ie în acela�i timp �i sens a

biocenozei. (N. Bucur-1963).

1.1.4. Metode de cercetare

Pedologia ca �tiin�� utilizeaz� o metodologie complex� de cercetare, care

const� din metode specifice �tiin�elor cu care vine în contact, respectiv analize

fizice, chimice, mineralogice, la care se adaug� metode proprii de cercetare, cum

ar fi: metoda cercet�rii profilului de sol �i a unit��ii teritoriale de sol, metoda

morfologic� �i micromorfologic�, metoda genetico-geografic� comparativ�,

metoda pedo-cartografic� �i experien�ele în vase de vegeta�ie �i în câmp.

Profilul de sol este reprezentat în cadrul unei sec�iuni verticale realizate de

la suprafa�a solului pân� la roca de solificare, respectiv de la 0 cm �i pân� la 180-

200cm, printr-o succesiune de orizonturi pedogenetice în sol. Succesiunea de

orizonturi pedogenetice este caracteristic� fiec�rui tip de sol �i reprezint� totodat�

criteriul de baz� pentru realizarea unei clasific�ri. Orizonturile pedogenetice din

cadrul profilului de sol analizat, sunt identificate �i caracterizate sumar în teren

prin metoda morfologic�, iar în laborator prin metode fizico-chimice �i

micromorfologice. Datele din teren sunt completate �i eviden�iate �tiin�ific.

Page 7: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

6

Descrierea morfologic� este utilizat� pentru identificarea �i stabilirea unor

caracteristici morfologice ale orizonturilor de sol, cum ar fi: culoarea, grosimea,

prezen�a neoforma�iilor �i a unor propriet��i fizice: textura, structura, con�inutul în

schelet, consisten�a, porozitatea, etc.

Analizele fizico-chimice �i mineralogice sunt efectuate pentru determinarea

componentelor fizice, chimice �i mineralogice ale solului, sub raport cantitativ �i

calitativ. Datele ob�inute prin analiz� vin în completarea descrierii morfologice,

putându-se stabili astfel solul la nivel de tip, cât �i direc�iile de evolu�ie ale

acestuia.

Metoda pedo-cartografic� const� în identificarea în teren cu delimitarea �i

descrierea unit��ilor de sol, urmat� de reprezentarea grafic� pe hart� a unit��ilor

teritoriale de sol existente în arealul analizat.

Experien�ele în vase de vegeta�ie �i în câmp sunt utilizate în stabilirea unor

însu�iri ale solului care nu pot fi eviden�iate morfologic, sau determinate prin

analize de laborator.

1.2. Caracteristicile solului

Principala calitate a solului o reprezint� capacitatea acestuia de a face

posibil� ob�inerea de produc�ii vegetale. Aceasta capacitate a solului este

determinat� de o multitudine de caracteristici:

� caracterul de corp format pe cale natural� prin transformarea

mineralelor �i a rocilor din partea superioar� a litosferei �i care

evolueaz� în timp sub ac�iunea factorilor pedogenetici;

� în sol au loc procese specifice vie�ii: asimila�ie-dezasimila�ie, sintez�-

descompunere, acumulare �i eliberare de energie, toate acestea pe seama

materiei vii, prezente în sol sub form� de microflor� / microfaun� �i

macro flor� / macrofaun�;

� în sol se acumuleaz� humus, materie organic� complex�, specific�

solului, rezultat� în urma transform�rii �i a descompunerii resturilor

organice r�mase în orizontul de suprafa��, sau la suprafa�a profilului de

sol, dup� parcurgerea ciclurilor biologice, resturi care sunt degradate

biologic prin reac�ii biochimice de descompunere �i de sintez�;

Page 8: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

7

� compozi�ia chimic� a solului este complex�, solul având o capacitate

ridicat� de înmagazinare pentru ap� �i elemente nutritive, substan�e care

sunt puse treptat la dispozi�ia plantelor. Humusul este considerat

principalul rezervor de substan�e nutritive, care pune la dispozi�ia

plantelor prin intermediul apei, elementele nutritive necesare cre�terii �i

dezvolt�rii acestora;

� solul are propriet��i specifice: capacitate de adsorb�ie anionic� �i de

schimb cationic, capacitate de tamponare, reac�ie, etc;

� deoarece este afânat �i poros, solul favorizeaz� p�trunderea r�d�cinilor

plantelor, fiind considerat suport pentru plante �i totodat� un rezervor

natural pentru ap�, aer �i elemente de nutri�ie, asigurând astfel

dezvoltarea plantelor;

� între aerul din sol �i aerul atmosferic are loc un schimb permanent de

CO2 �i alte gaze toxice, rezultate în urma respira�iei plantelor �i

microorganismelor;

� prin rolul tampon creat între complexul adsorbtiv al solului �i

substan�ele toxice provenite din surse poluante naturale sau antropice,

solul are rol important în men�inerea ecologiei mediului.

Aceste caracteristici fac ca solul s� prezinte comparativ cu materialul

parental sau cu roca generatoare de sol din care s-a format, o nou� proprietate,

denumit� fertilitate.

1.3. Fertilitatea solului

Prin fertilitate, D. Davidescu, 1981 în�elege: „Capacitatea solurilor de a

pune la dispozi�ia plantelor în mod permanent �i simultan, substan�ele nutritive,

apa �i aerul, în cantit��i îndestul�toare fa�� de nevoile acestora �i de a asigura

condi�iile fizice �i biochimice necesare pentru cre�terea �i dezvoltarea plantelor”.

Page 9: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

8

Astfel, într-un sol fertil elementele nutritive, indispensabile plantelor se

g�sesc în stare asimilabil� �i în cantit��i suficiente pentru a satisface cu

regularitate necesit��ile plantelor, limitarea dezvolt�rii plantelor fiind influen�at�

numai de puterea productiv� a speciei cultivate �i de condi�iile climatice.

No�iunea de fertilitate implic� cele mai bune propriet��i fizice, chimice �i

biologice ale solului, existen�a în propor�ie suficient� a substan�elor nutritive

indispensabile pentru via�a plantelor, o cantitate corespunz�toare de ap�, fiind

corelat� totodat� cu absen�a substan�elor toxice capabile de a limita, sau suprima

capacitatea de produc�ie a solului.

Fertilitatea în ansamblu este determinat� de sol care are poten�ialul

productiv determinat de con�inutul în ap�, aer, elemente nutritive, condi�ionate din

punct de vedere climatic, cât �i de favorabilitatea acestuia pentru diferite categorii

de plante.

Prin dezvoltarea �tiin�ei �i tehnicii agricole (influen�a activit��ii productive

antropice, lucr�ri agrotehnice, îngr���minte, plante cultivate) fertilitatea natural�

este amplificat�, solul dobândind astfel o fertilitate cultural�.

Fertilitatea natural� este capabil� de autoregenerare �i nu poate fi

suplinit� de fertilitatea artificial� sau dobândit�. Fertilitatea natural� este o

func�ie a ecosistemului (sol – atmosfer� - plant�) �i poate fi definit� prin rela�ia:

R = f (P, S, C, L, CO2, O2, T), în care:

R- este produc�ia de biomas� vegetal� realizat� anual;

f- factorii care contribuie în realizarea biomasei vegetale;

P – planta;

S – solul;

Page 10: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

9

C – condi�iile climatice;

L – energia luminoas�;

O2; Co2; con�inutul în O2 �i CO2 din atmosfera apropiat�;

T – timpul.

Sub aspectul fertilit��ii culturale sau dobândite, C.Chiri��, (1974)

men�ioneaz� urm�toarea rela�ie:

R = f (P, Sc, C, L, I, M, T,),

în care:

R – produc�ia de biomas� vegetal� anual�;

P – planta;

Sc– solul culturalizat;

C – climatul local;

L – energia luminoas�;

I – investi�ia suplimentar� pentru îmbun�t��irea tehnologiei;

M – valoarea muncii efective;

T – timpul

(��$ ��������������$&�������

$ �������������

În concep�ia actual� �i modern� a Pedologiei, solul este considerat ca fiind

un sistem informa�ional deschis, de natur� mineral� �i organic�, heterogen �i

polidispers, structurat �i poros, în care elementele componente se afl� în cele 3

faze de agregare a materiei: solid�, lichid� �i gazoas� (Chiri�� C., 1974). Materia

solid� reprezint� 50 % din volumul solului, iar restul de 50 % îl reprezint� materia

lichid� �i gazoas� (Malavolta, 1976, citat de L�c�tu�u R.., 2000 �i Brady W.,1994,

citat de Teodorescu-Soare E.).

În general, în alc�tuirea solului, predomin� compu�ii minerali rezulta�i prin

transformarea fizic� �i chimic� a rocilor �i mineralelor, sub ac�iunea factorilor de

pedogenez�, în decursul timpului.

���������

Page 11: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

10

2.1. Alc�tuirea chimic�, mineralogic� �i petrografic�

a litosferei

Scoar�a terestr�, ca înveli� extern al globului p�mântesc, are o grosime

medie de aproximativ 80 km. Ea este alc�tuit� din diferite roci �i minerale, care

con�in în diferite procente, toate elementele chimice din tabelul lui Mendeleev.

2.1.1. Compozi�ia chimic� a litosferei

Propor�ia elementelor chimice din compozi�ia litosferei, oscileaz� în limite

foarte largi (Blaga G. �i colab., 1996).

Compozi�ia chimic� (% in greutate) a litosferei pân� la

adâncimea de 18 km

Diferi�i autori Elemente chimice Clarke �i Washington A.F. Fersman B.B. Polanov

Oxigen 49,52 49,13 49,30

Siliciu 25,75 26,00 25,67

Aluminiu 7,51 7,45 7,50

Fier 4,70 4,20 4,70

Calciu 3,39 3,25 3,39

Sodiu 2,64 2,40 2,63

Potasiu 2,40 2,35 2,40

Magneziu 1,94 2,35 1,93

Hidrogen 0,88 1,00 0,87

Fosfor 0,12 0,12 0,10

Sulf 0,01 0,10 0,26

Mangan 0,08 0,10 0,10

Titan 0,58 0,61 0,55

Carbon 0,08 0,35 0,09

Clor 0,19 0,20 0,15

Se observ� c� un num�r de 10 elemente (O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg, N,

P) formeaz� circa 99 % din scoar��, iar celelalte 5 elemente chimice (S, Mn, Ti, C,

Cl) doar 1 %.

Elementele chimice O, Si, Al, care sunt componentele principale ale

silica�ilor, reprezint� circa 83 % din scoar��, ceea ce face ca silica�ii s� reprezinte

75 % în alc�tuirea litosferei.

Page 12: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

11

Dup� A.P. Vinogradov, citat de S.Udrescu, 1995, con�inutul litosferei �i al

solului în diferite elemente chimice este:

Compozi�ia chimic� a litosferei �i solului (%)

Element Litosfer� Sol Element Litosfer� Sol

O 47,2 49,0 Mg 2,10 0,65

Si 27,6 33,0 C 0,10 2,00

Al 8,8 7,13 S 0,09 0,085

Fe 5,1 3,80 P 0,08 0,08

Ca 3,6 1,37 Cl 0,045 0,01

Na 2,64 0,63 Mn 0,09 0,085

K 2,60 1,36 N 0,01 0,10

În litosfer�, circa 50 % (47,2 %) este oxigen �i un sfert (27,6 %) este

siliciu. Urmeaz� apoi cu 2 pân� la 9 % urm�toarele elemente: aluminiu 8,8 %, fier

5,1 %, calciu 3,6 %, natriu 2,64 %, potasiu 2,60 % �i magneziu 2,10 %.

Cele 8 elemente, reprezint� 99 % din masa litosferei.

Alte 6 elemente importante pentru via�a plantelor, ocup� zecimi �i sutimi

de %: C – 0,10 %; Si – 0,09 %; P – 0,08 %; Cl – 0,045 %, Mn – 0,09 % �i N –

0,01 %.

Deoarece alc�tuirea p�r�ii minerale a solului, depinde de compozi�ia chimic� a

litosferei, se observ� valori apropiate sub raportul con�inutului, între litosfer� �i

sol.

Astfel, pe primul loc în sol �i litosfer� este oxigenul (cu 47,2 % în litosfer�

�i 49,0 % în sol), pe locul doi, siliciul (27,6 % în litosfer� �i 33,0 % în sol), pe

locul trei aluminiul (8,8 % în litosfer� �i 7,13 % în sol) �i pe locul patru, fierul

(5,1 % în litosfer� �i 3,80 % în sol).

La unele elemente chimice, în sol apare un con�inut mult mai mare fa�� de

litosfer�, cum este cazul azotului (0,01% în litosfer� �i de 10 ori mai mult,

respectiv 0,10 % în sol) �i în cazul carbonului (0,10% în litosfer� �i de 20 ori mai

mult în sol, respectiv 2,00%). Ponderea mai mare a acestor elemente în sol, este

determinat� de activitatea vital� �i enzimatic� a solului.

Con�inutul mai ridicat al solului în oxigen, hidrogen �i siliciu �i mai sc�zut

în aluminiu, fier, calciu, magneziu, potasiu �i natriu, se datoreaz� proceselor

chimice de pedogenez�.

Page 13: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

12

În formarea solului un rol important îl au siliciu, aluminiu, fier �i calciu.

2.1.2. Compozi�ia mineralogic� a litosferei

Mineralele sunt corpuri naturale anorganice, solide �i omogene din punct

de vedere fizico-chimic, care s-au format în scoar�� prin combinarea chimic� a

diferitelor elemente chimice. Singurul mineral lichid este mercurul. Cu studiul

mineralelor se ocup� mineralogia.

Din cele peste 3000 minerale cunoscute, mai r�spândite sunt aproximativ

100. Dup� compozi�ia chimic� �i structura re�elelor cristaline, mineralele se

grupeaz� în urm�toarele clase:

• clasa elementelor native;

• clasa sulfurilor;

• clasa s�rurilor haloide;

• clasa oxizilor �i hidroxizilor;

• clasa s�rurilor oxigenate.

2.1.3. Alc�tuirea petrografic� a litosferei

Rocile sunt asocia�ii naturale de una sau mai multe minerale, care au

aceea�i structur� �i origine �i care alc�tuiesc litosfera. Cu studiul lor se ocup�

�tiin�a petrografic�. Dup� modul lor de formare se clasific� în 3 categorii :

a) magmatice (vulcanice, eruptive);

b) metamorfice;

c) sedimentare.

Rocile magmatice �i rocile metamorfice s-au format în interiorul scoar�ei

terestre, în timp ce rocile sedimentare s-au format pe suprafa�a scoar�ei terestre.

Rocile formate în interiorul scoar�ei terestre poart� denumirea de roci

endogene, în timp ce, cele formate pe suprafa�a scoar�ei sunt denumite roci

exogene.

Rocile vulcanice rezult� prin consolidarea materiei topite (o solu�ie

intratehnic� de silica�i �i oxizi cu compozi�ie complex�, satura�i cu vapori �i gaze).

Materia topit� din zonele adînci din scoar��, poart� denumirea de magm�, iar

prezen�a acesteia la suprafa��, se nume�te lav�.

Page 14: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

13

Rocile metamorfice se formeaz� din rocile eruptive �i din rocile

sedimentare, în urma schimb�rii condi�iilor de presiune, temperatur� �i chimism

din litosfer�. Aceste schimb�ri apar în timpul mi�c�rilor tectonice (a

cutremurelor), sau în timpul erup�iei vulcanilor. Sub influen�a acestor procese

endogene, rocile preexistente (sedimentare, eruptive sau metamorfice mai vechi)

sufer� o serie de transform�ri, ce determin� o recristalizare par�ial� sau complet� a

acestora.

Rocile sedimentare sunt depozite de materiale cristaline sau amorfe,

rezultate în urma proceselor de dezagregare a rocilor preexistente (vulcanice,

metamorfice sau sedimentare preexistente), sub ac�iunea factorilor de pedogenez�.

Ele se formeaz� la suprafa�a litosferei �i de aceea sunt considerate a fi de natur�

exogen�.

În structura litosferei, ponderea cea mai mare o de�in rocile sedimentare

(75%). Cele magmatice, împreun� cu cele metamorfice, de�in o pondere de 25%.

În condi�iile României, rocile sedimentare au o pondere mult mai mare �i anume

85%. Rocile metamorfice de�in o pondere de circa 10%, iar cele eruptive au o

pondere de circa 5%.

Schema ciclului petrogenetic

alterare

fuziune par�ial� (anatexis)

sedimentare �i litificare

metamorfism

vulcanism

intruziune plutonic�

topire par�ial� a mantalei superioare

Page 15: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

14

2.2. Formarea p�r�ii minerale a solului prin procese fizice, chimice �i

biochimice

Sub influen�a permanent� �i de durat� a unor procese geologice endogene

�i exogene, scoar�a terestr� se transform� continuu, sub aspect structural,

compozi�ional �i de relief.

Ac�iunea for�elor �i proceselor interne, determin� formarea

neuniformit��ilor reliefului, iar cele externe au o ac�iune contrar�, la nivelul

scoar�ei. Aceste procese au loc la scar� geologic�, sub raportul timpului, spa�iului

�i al for�elor care ac�ioneaz�.

Sursele principale de energie ale proceselor geologice sunt: c�ldura intern�

a P�mîntului, radia�iile cosmice, atrac�ia gravita�ional� a P�mîntului, mi�carea de

rota�ie a P�mîntului, atrac�ia Lunii �i Soarelui.

Rocile ini�iale vulcanice sau metamorfice preexistente în partea superioar�

a litosferei, în decursul timpului sunt supuse transform�rilor. Principalele procese

fizice, fizico-mecanice �i chimice de transformare a rocilor �i mineralelor din

scoar�a terestr� sunt:

– dezagregarea;

– alterarea;

– transportul;

– sedimentarea produ�ilor rezulta�i.

2.2.1. Dezagregarea rocilor �i a mineralelor

În modificarea scoar�ei terestre, procesele de dezagregare, alterare, eroziune,

transport �i sedimentare a materialului rezultat, au avut o influen�� major�. Ini�ial,

partea superioar� a litosferei a fost constituit� din roci dure, masive, cu aspect

compact. Acest material ini�ial, a fost supus ac�iunii destructive permanente a

factorilor de mediu, cu efect în transform�rile fizico-chimice �i biochimice

profunde, care au determinat formarea solurilor.

Scoar�a terestr� a fost supus� în mod continuu ac�iunii unor factori interni

(activit��i vulcanice, mi�c�ri tectonice) sau externi (agen�i atmosferici, hidrosferici

�i biosferici ), avînd ca rezultat apari�ia unei forma�iuni noi, cunoscut� sub

denumirea de pedosfer�.

Page 16: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

15

La nivelul pedosferei, rocile ini�iale, compacte �i dure, au devenit afînate,

materialul c�p�tînd permeabilitate pentru ap� �i aer, pe fondul apari�iei unor

substan�e chimice simple sau complexe noi, accesibile organismelor vegetale.

Transform�rile profunde suferite de materialul ini�ial s-au datorat ac�iunii

simultane a proceselor de dezagregare �i alterare.

Dezagregarea este un proces fizico-mecanic sau biomecanic în urma

ac�iunii c�ruia, rocile �i mineralele ini�iale, sufer� o fragmentare, în particule de

diferite m�rimi, f�r� ca materialul m�run�it s� sufere transform�ri chimice.

Dezagregarea, este cunoscut� �i sub denumirea de alterare fizic� sau alterare

mecanic�. M�run�irea rocilor este efectul modific�rii condi�iilor de mediu. Toate

rocile �i mineralele din scoar�a terestr� sunt supuse ac�iunii procesului de

dezagregare.

Dezagregarea, este un proces complex, care este determinat de ac�iunea

factorilor atmosferici,hidrosferici �i biosferici.

2.2.2. Alterarea materiei minerale

Alterarea rocilor �i mineralelor este un proces chimic, biochimic sau

fizico-chimic, care determin� transformarea acestora în produse cu propriet��i

diferite de cele ale materialelor ini�iale.

Alterarea poate avea loc în urma dezagreg�rii, sau concomitent cu

dezagregarea. Alterarea este favorizat� de dezagregare �i este cu atît mai intens�

cu cît m�run�irea este mai avansat�, realizîndu-se o suprafa�� mai mare de contact

cu agen�ii externi de alterare.

Cre�terea suprafe�ei de contact cu agen�ii externi

în func�ie de gradul de m�run�ire

Lungimea

laturii unui

cub (cm)

Num�rul

cuburilor

Suprafa�a

total�

Lungimea

laturii unui

cub

Nr. cuburi Suprafa�a

total�

1 cm 1 6 cm2 1µ 1012 6 m2

1 mm 103 60 cm2 0,1 µ 1015 60 m2

0,1 mm 106 600 cm2 0,01 µ 1018 600 m2

0,01 mm 109 6000 cm2 1,0 mµ 1021 6000 m2

Page 17: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

16

Pe suprafa�a de ruptur� a mineralelor �i rocilor dezagregate, apar ionii cu

valen�e libere nesatisf�cute, care se manifest� cu energie liber� la suprafa�a

particulelor, determinînd alterarea acestora. Prin alterare, mineralele primare î�i

modific� structura, transformîndu-se în minerale secundare care au o stabilitate

mai mare �i o compozi�ie chimic� mai simpl�.

Alterarea, ca �i dezagregarea, se produc sub ac�iunea factorilor atmosferei,

hidrosferei �i biosferei. Principalii agen�i de alterare sunt: apa, gazele (O2, CO2),

s�rurile, acizii organici �i anorganici, temperatura, lumina, r�d�cinile plantelor.

Apa are rolul cel mai important. Apa prezent� în sol, roci �i materialele

parentale (de provenien�� pluvial� sau freatic�) dizolv� s�rurile diferite, ac�ionînd

ca un dipol cu ioni H+ �i OH-. Ace�tia ac�ioneaz� ca agen�i foarte activi în

alterarea chimic�. Al�turi de ace�tia, CO2 dizolvat în ap� intensific� puterea de

alterare chimic�. Solu�ia solului (faza lichid� a solului) în care sunt dizolva�i

diferi�i compu�i chimici: CO2, diferi�i acizi organici �i minerali �i diferite baze, au

un rol important în alterarea chimic�.

S�rurile u�or solubile (NaCl, KCl, Na2SO4, K2SO4) favorizeaz�

descompunerea silica�ilor prin hidroliz�. S�rurile greu solubile (CaCO3, MgCO3)

alcalinizeaz� solu�ia solului, intensificînd procesul de hidroliz�, determinînd

coagularea coloizilor �i încetinirea levig�rii coloizilor.

Gazele din porii necapilari ai solului (CO2, O2, NH3, H2S) ac�ioneaz� în

procesele de oxido-reducere (direct sau indirect) prin accelerarea sau inhibarea

procesului de alterare.

Acizii organici din solu�ia solului rezultat� în urma oxid�rii materiei

organice moarte �i al�turi de acizii humici �i anorganici, determin� dizolvarea

unor minerale din roci. Ace�tia se pot descompune prin decarboxilare pîn� la

compu�i simpli de tipul CO2 �i H2O (azotul din compu�ii organici �i cei humici se

pierde sub form� de NH3 sau N2).

R�d�cinile plantelor, în urma procesului de schimb de ioni, exudeaz� în

sol diferi�i compu�i organici �i minerali, sub form� de baze, s�ruri, acizi, hormoni,

enzime, care au rol important în alterarea chimic� �i biologic�.

Microorganismele au rol important în alterare, mai ales în hidratare.

Corpul lor prin procese de sorb�ie, ader� la particulele minerale �i elimin� diferite

enzime care determin� alterarea particulelor minerale, care vin în contact cu

Page 18: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

17

microorganisme. Prin alterarea enzimatic� (biochimic�), rezult� compu�i organici

simpli sau compu�i minerali (ioni de sulfat, fosfat, azotat), care trec în solu�ia

solului.

Fauna solului desf��oar� în primul rînd o ac�iune mecanic� de m�run�ire a

mineralelor, prin executarea de canale �i culcu�uri. De asemenea, indirect,

ac�ioneaz� în procesul de alterare prin eliminarea unor produ�i de excre�ie

(aminoacizi, oxid formic, acid oxalic), care determin� alterarea mineralelor.

Alterarea rocilor �i mineralelor se produce printr-o serie de procese chimice,

fizico-chimice �i biologice care se petrec deseori concomitent �i se condi�ioneaz�

reciproc, multe dintre ele avînd caracter contradictoriu: oxido-reducerea,

carbonatarea �i decarbonatarea, hidratarea �i deshidratarea, dizolvarea �i

insolubilizarea, hidroliza.

2.3. Alc�tuirea p�r�ii minerale a solului: produ�ii rezulta�i prin

dezagregare �i alterare

În decursul timpului, sub ac�iunea factorilor de solificare din atmosfer�,

hidrosfer� �i biosfer�, rocile masive sunt transformate în roci mai mult sau mai

pu�in afînate, respectiv fragmente grosiere de diferite dimensiuni (rocile

sedimentare).

Produ�ii care rezult� din sf�rîmarea �i m�run�irea rocilor �i mineralelor se

diferen�iaz� dup� gradul lor de m�run�ire precum �i dup� compozi�ia lor chimic�.

Produ�ii de descompunere sunt reprezenta�i de fragmente grosiere de diferite

m�rimi, care p�streaz� în general compozi�ia chimic� a rocilor ini�iale (eruptive

sau metamorfice). Ace�ti compu�i de dezagregare sunt denumi�i constituen�i

primari ai scoar�ei de alterare �i ai solului. Ei reprezint� aglomer�ri mono

minerale sau poliminerale, care au diferite grade de dispersie �i sunt de m�rimea

pulberilor �i a bolovanilor.

În urma proceselor de alterare �i transformare chimic�, rezult� o serie de

compu�i chimici sau minerale noi ,care reprezint� componenta mineral� secundar�

a solului. Ace�ti compu�i noi, deosebi�i de roca ini�ial� din care au rezultat, au o

structur� foarte fin�. În contact cu apa pot s� formeze solu�ii (fiind denumi�i

compu�i solubili) sau pot forma suspensii coloidale.

Page 19: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

18

2.3.1. Principalii produ�i de dezagregare

În func�ie de m�rimea fragmentelor de roc� rezultate în urma proceselor de

dezagregare, ace�ti produ�i minerali grosieri se împart dup� scara de m�rime

propus� de Atterberg, astfel:

• bolov�ni� (diametru peste 200 mm);

• pietre (diametru între 20 – 200 mm);

• pietri� (diametru între 2 – 20 mm);

• nisip grosier (diametru între 2 – 0,2 mm);

• nisip fin (diametru între 0,2 – 0,02 mm);

• praful (pulberi, mîl) cu diametru între 0,02 – 0,002 mm.

Compu�ii minerali grosieri cu diametrul mai mare de 2 mm formeaz�

„scheletul solului” iar compu�ii minerali grosieri primari cu diametru mai mic de

2 mm formeaz� „p�mîntul fin”.

(������&�����������

������)����

Ac�iunea unor procese neîntrerupte de dezagregare, alterare, sintez�,

migrare �i acumulare asupra materiei minerale �i organice, determin�

transformarea scoar�ei superioare a litosferei în soluri, astfel încât solul evolueaz�

de la roca "in situ", deci de la o morfologie simpl� c�tre solul cu o morfologie

evoluat�.

Solul este un corp natural care s-a format �i se formeaz� la suprafa�a

uscatului, pe seama rocilor �i mineralelor, ca rezultat al interac�iunii complexe din

zona de interferen�� a litosferei cu biosfera, atmosfera �i hidrosfera. Complexul de

factori naturali care iau parte la transformarea rocilor �i mineralelor din litosfer�,

într-un corp natural nou, cunoscut sub denumirea de sol, formeaz� complexul

factorilor pedogenetici.

Solul reprezint� înveli�ul extern al Terrei, numit pedosfer�, în care

componentele celor 4 geosfere au rolul de factori de solificare (pedogenetici).

����������

Page 20: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

19

Factorii de solificare sunt componen�i ai mediului natural care ac�ioneaz�

�i particip� la formarea înveli�ului de sol.

Înveli�ul extern al p�mântului (scoar�a terestr�), este constituit din roci �i

minerale pe care, sub ac�iunea continu� �i permanent� a factorilor ecologici de

mediu zonal �i local, se formeaz� �i evolueaz� înveli�ul de sol. Solul rezult� prin

ac�iunea conjugat� �i influen�a reciproc� a tuturor factorilor de solificare zonali �i

locali, în formarea solului ac�ionînd legea fundamental� a ecologiei a lui

Lisherlich, respectiv legea ac�iunii combinate a tuturor factorilor.

Întemeietorul pedologiei �tiin�ifice, V.V. Dokuceaev, a considerat c� în

formarea solului, o importan�� major� au urm�torii factorii pedogenetici: clima,

factorul biologic, relieful, roca �i vîrsta, la care V.R. Viliams a ad�ugat factorul

antropic. Ulterior, speciali�tii au luat în considerare �i rolul factorului local (apa

freatic� �i stagnant�).

C. V. Oprea (1972 ), clasific� factorii de solificare, în:

• factori cu rol pasiv ( mineralele �i rocile );

• factori cu rol activ ( organismele vegetale �i animale);

• factori condi�ionali ( clima, relieful, vîrsta regiunii);

• factori cu caracter local( apele freatice, interven�ia antropic�);

• factori cu caracter întîmpl�tor ( gravita�ia, cutremurele de p�mînt,

erup�iile vulcanice).

În procesul de solificare, to�i factorii naturali au importan�� egal� �i sunt

indispensabili, întrucît lipsa unuia, exclude procesul de pedogenez�.

În anumite stadii genetice, sau în anumite condi�ii ecologice de specific

zonal, unul sau altul din factorii de solificare poate avea un rol determinant. De

exemplu, pe calcare, roca are rol determinant în formarea �i evolu�ia solului. În

zona de lunc�, relieful are rol hot�rîtor, pe cînd în zona montan�, clima �i

vegeta�ia au rol determinant.

În procesul de pedogenez�, rol esen�ial îl are factorul biologic (plante,

microorganisme, forma edafic�).

N.M. Libin�ev consider� c� “reparti�ia solurilor nu este întîmpl�toare, ele

se afl� toate la locul lor �i ocup� chiar suprafe�ele pe care trebuie s� le ocupe, în

virtutea condi�iilor necesare genezei lor. Spa�iul �i timpul sunt condi�ii de

Page 21: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

20

existen�� a solurilor formate, care sunt subordonate unor anumite legi generale �i

particulare în procesele de genez� �i r�spîndire geografic�”.

Rocile �i mineralele primare rezultate în urma consolid�rii magmei, cu

toate c� aveau un con�inut în elemente de nutri�ie (fosfor, calciu, potasiu,

magneziu etc.), datorit� masivit��ii �i compactit��ii lor nu prezentau condi�ii care

s� permit� dezvoltarea r�d�cinilor �i asigurarea cu substan�e nutritive �i ap�.

Procesele de dezagregare (m�run�ire) �i alterare (modificare chimic�) a

acestora sub ac�iunea agen�ilor atmosferici, hidrosferici �i biosferici a permis

transformarea rocilor primare compacte în roci secundare afînate (realizîndu-se o

re�ea de spa�ii sau pori) �i formarea unor substan�e chimice simple sau complexe

(s�ruri, oxizi �i hidroxizi, minerale argiloase). Roca afînat� (datorit� porozit��ii)

prezint� capacitate pentru ap� �i aer. Apa din precipita�ii, în cazul rocilor afînate

p�trunde �i se re�ine în pori, formînd rezerve pentru plante. Aerul din porii rocii

afînate împreun� cu apa re�inut� din precipita�ii �i substan�ele de nutri�ie în forme

simple asigur� instalarea plantelor �i microorganismelor. Prin fotosintez� plantele

trec substan�ele minerale din sol în substan�e organice din care este alc�tuit corpul

lor. Dup� parcurgerea ciclului biologic, sub ac�iunea microorganismelor, resturile

organice sunt în parte, descompuse în substan�e minerale folosite de plantele ce

urmeaz� �i, în parte, sunt transformare în humus.

Repetarea în timp a acestui proces determin� re�inerea �i acumularea în

partea superioar� a scoar�ei, a substan�elor nutritive sub form� de substan�e

organice, în special humus (procese de bioacumulare). Ac�iunea conjugat� a

proceselor de dezagragare, alterare �i bioacumulare, al�turi de re�inerea �i

migrarea compu�ilor rezulta�i determin� modific�ri fizice, chimice �i biologice în

partea superioar� a scoar�ei, aceasta transformîndu-se în timp în sol, care este un

corp natural ce prezint� însu�iri �i o alc�tuire proprie. Condi�iile de mediu sunt

cele care determin� procesele ce duc la formarea solurilor. Aceste condi�ii sunt

extrem de variate astfel încît intensitatea proceselor este diferit�, rezultînd o

varietate de soluri.

Page 22: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

21

(��$ ������������&�� ���������

�������

4.1. Originea �i compozi�ia resturilor organice din sol

La încheierea ciclurilor biologice anuale sau multianuale, atît la suprafa�a

solului, cît �i în sol, se depun permanent, anumite cantit��i de resturi organice

vegetale �i animale, moarte.

Cantit��ile de resturi organice, precum �i compozi�ia acestora, oscileaz�

foarte mult, în func�ie de tipul biocenozelor de plante, animale �i microorganisme,

precum �i în func�ie de condi�iile pedoclimatice �i nu în ultimul rînd, de activitatea

uman�. Cea mai mare cantitate de resturi organice moarte care r�mîn periodic pe

sol �i în sol, este de provenien�� vegetal� (biocenoze naturale �i cultivate).

Cantit��i de resturi organice din diferite tipuri de ecosisteme terestre

Tipuri de vegeta�ie de pe glob

Specificare Tundr�

arctic�

Br�dete

de taiga

Silvostep�

cu stejar

Step�

moderat

arid�

Step�

arid�

Tuf�ri�uri

joase de

semide�ert

Savane

aride

P�duri

subtropicale

P�duri

umede

tropicale

Biomas� total�,

t/ha 5,0 100-300 400 25 10 4,3 26,8 410 500

Resturi anuale,

r�d�cini + p�r�i

aeriene, t/ha

1,0 3,5-5,5 6,2 11,2 4,2 1,2 7,2 21 25

Formarea

posibil� de

humus din

resturi organice

moarte t/ha

0,3 1,05-

1,65 1,95 3,36 1,26 0,36 2,16 6,3 7,5

Rezerva de

humus pe 0 –

100 ani, t/ha

73 99 215 426 116 62 - 282 -

Resturile organice vegetale con�in diferi�i compu�i organici:

� hidra�i de carbon;

� lignine:

����������

Page 23: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

22

� proteine;

� taninuri;

� lipide;

� ceruri, r��ini, coloran�i naturali.

Resturile organice animale, con�in substan�e organice alc�tuite din:

� gr�simi;

� hidra�i de carbon;

� substan�e albuminoide, etc.

Con�inutul resturilor organice în diferite substan�e, precum �i compozi�ia

cenu�ii (elemente minerale: Ca, K, Mg, Na, Fe, Al, P, S, Si etc.), difer� dup� tipul

�i provenien�a acesteia, precum �i dup� compozi�ia mineral� �i organic� a solului

pe care se dezvolt� �i apoi mor. Resturile organice moarte, con�in în medie între

20 – 50 % celuloz�, 10 – 28 % hemiceluloz�, 10 – 30 % lignine, proteine între 1 –

15 %, tanan�i �i lipide între 1 – 8 %, zaharuri �i amidon con�in între 1 – 18 %.

Compozi�ia resturilor organice (dup� C.Chiri��, 1974) - % din S.U.

Litiera Subst.

organice Pin Molid Mestea-

c�n

Lemn

de pin

Paie grîu

toamn�

Pai grîu

prim�-

var�

Frunze

trifoi

R�d�cini

lucern�

R�d�cini

pir

Proteine

brute 16 7 6 - - - 22 13 8

Amidon - - - - - - 3 18 -

Pentozani - - - 11 25 24 - - -

Hemicelu-

loze 18 22 26 - - - 8 12 23

Lignine 42 39 39 29 24 23 4 9 18

Celuloz� 17 14 14 44 38 40 15 21 25

Cenu�� 2,5 8 5 0,5 5 5 - - -

Compozi�ia unor resturi organice (dup� Alexandrova, citat de

Gh.Blaga �i colab., 1996)

Hidra�i de carbon

Provenien�a Cenu�� Subst.

proteice Celuloz� Hemi-

celuloz�

Lignin� Lipide,

tanan�i

Bacterii 2-10 40-70 - - - 1-40

Alge 20-30 10-15 5-10 50-60 - 1-3

Page 24: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

23

Licheni 2-6 3-5 5-10 60-80 8-10 1-3

Mu�chi 3-10 5-10 15-25 30-60 - 5-10

Ferigi 6-7 4-5 20-30 20-30 20-30 2-10

Conifere lemn 0,1-1 0,5-1 45-50 15-25 25-30 2-12

Conifere frunze 2-5 3-8 15-25 15-20 20-30 5-15

Foioase lemn 0,1-1 0,5-1 40-50 20-30 20-25 5-15

Foioase frunze 3-8 4-10 15-25 10-20 20-30 5-15

Graminee

perene 5-10 5-12 25-40 20-35 15-20 2-10

Leguminoase

perene 5-10 10-20 25-30 15-25 15-20 2-10

Elementele minerale din frunze, se ob�in prin calcinare sub form� de

cenu��. Cantitatea de cenu��, difer� în func�ie de specie, vîrst�, organul vegetativ.

Se constat� c� la speciile lemnoase, cenu�a reprezint� 0,3- 0,4 % din materia

uscat� a lemnului de pin; 16– 2,4% din materia uscat� din crengi; 3,5– 5,8% din

scoar�� �i 4,5 – 8,8 % din frunze uscate.

În cenu��, predomin� calciul cu 44– 88 %, apoi potasiul 7,7– 22%, dup�

care urmeaz� fosfor, magneziu, fier, siliciu.

Vegeta�ia ierboas� este mai bogat� în cenu�� �i deci în elemente minerale

(5 – 10 %), fa�� de cea lemnoas� de foioase (3– 8%).

Vegeta�ia ierboas� este mai bogat� în proteine (10– 20%) fa�� de cea

lemnoas� (0,5 – 10%) �i, de aceea, se descompune mai rapid �i mai u�or.

Vegeta�ia ierboas�, red� solului cantit��i mai mari de resturi organice,

acestea fiind de calitate superioar� în compara�ie cu componenta lemnoas�.

4.2. Transformarea materiei organice din sol

Resturile organice de la suprafa�a solului �i din sol, sub ac�iunea factorilor

fizici, chimici �i mai ales a celor microbiologici (sub ac�iunea biocenozei

reprezentat� de microorganisme �i mezofaun� edafic�) sufer� procese continui �i

profunde de transformare. Aceste transform�ri se încadreaz� în 3 categorii:

a) descompunerea morfologic� a resturilor vegetale de c�tre animalele

din sol;

Page 25: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

24

b) descompunerea rapid� �i complet� a resturilor organice vegetale �i

animale pîn� la compu�ii finali de descompunere (CO2, H2O, NH3,

s�ruri etc.), care se mai nume�te �i mineralizarea materiei organice;

c) descompunerea mai lent� �i incomplet� a resturilor organice �i

formarea de produ�i intermediari noi de resintez�, proces denumit

humificare.

Substan�ele humice rezultate, sunt supuse �i ele procesului de mineralizare,

dar într-un ritm mai lent fa�� de materia organic� proasp�t�.

Mineralizarea �i humificarea sunt procese care se manifest� simultan.

Uneori predomin� mineralizarea, dar în alte situa�ii, descompunerile sunt foarte

lente �i au loc acumul�ri de resturi organice slab transformate. În func�ie de

condi�iile de mediu �i de natura �i cantitatea resturilor organice, va predomina

procesul de mineralizare, sau cel de humificare. De obicei, se realizeaz� un

echilibru între cele dou� procese.

Descompunerea morfologic� a resturilor organice, reprezint� faza ini�ial�.

Componen�ii microflorei �i faunei edafice intr� imediat în ac�iune �i încep

ac�iunea mecanic� de fragmentare �i de amestecare par�ial� a resturilor organice

cu materia mineral�. Rîmele, cîrti�ele, �oarecii, fragmenteaz� �i structureaz�

resturile vegetale �i le introduc în sol. Apoi, aceste resturi sunt fragmentate tot mai

m�runt de rîme, larve de insecte nematode, miriapode, melci, acarieni. Aceste

resturi organice m�run�ite, sunt amestecate �i trecute prin tubul digestiv. Astfel c�

resturile organice î�i pierd structura ini�ial� de �esuturi �i sunt profund

transformate biochimic (Chiri�� C., 1974).

Al�turi de aceste transform�ri biochimice �i biofizice, resturile organice

sufer� �i altfel de modific�ri, în care nu sunt implicate microorganisme �i anume:

diferite modific�ri chimice prin hidroliz�, oxidare a gr�similor �i s�rurilor

compu�ilor aromatici, precum �i modific�ri provocate de enzimele din �esuturi

(care au caracter oxidant, în cadrul celulelor moarte, asupra tanan�ilor,

aminoacizilor, polifenolilor).

Transformarea biochimic� a resturilor organice moarte, determin�

formarea de produ�i simpli de descompunere intermediar�, care pot fi descompu�i

pîn� la compu�i finali de descompunere, sau care, împreun� cu produ�ii de

Page 26: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

25

descompunere intermediar�, se reunesc în compu�i organici noi �i anume

substan�e humice.

4.2.1. Principalii produ�i de descompunere a resturilor organice

Principalii componen�i ai resturilor organice moarte (glucide, protide,

lipide, lignine etc.) sunt descompu�i pe cale biologic� sub form� de produ�i de

descompunere final�, sau sub form� de produ�i intermediari. O parte dintre

acestea sunt asimilate de plante sau descompu�i de microorganisme. Alte parte

sunt cupla�i în diferite reac�ii de formare a humusului �i sub form� de compu�i

organo-minerali. Cei mai solubili dintre produ�ii de descompunere sunt leviga�i pe

profilul solului �i chiar în apele freatice.

Resturile organice prin descompunere sunt intens transformate, existînd o

diferen�� între compozi�ia substan�elor organice, înainte �i dup� humificare.

Compozi�ia substan�elor organice, înainte �i dup� humificare

(dup� Waksman S.A., 1968)

Componente organice

Înainte de humificare, în

% din greutatea uscat�

a materiei vegetale

Dup� humificare - % -

Celuloz� 20-50 2-10

Hemiceluloz� 10-28 2-28

Lignine 10-30 35-55

Proteine 1-15 15-45

Taninuri, gr�simi, ceruri 1-8 1-8

Prin descompunere, cam 2/3 din resturile organice se mineralizeaz�. O

mare parte din produ�ii finali �i intermediari sunt utiliza�i în nutri�ia plantelor.

Circa 1/3 din produ�ii intermediari iau parte la procesul de humificare.

Descompunerile par�iale �i totale depind de compozi�ia �i structura

anatomic� a resturilor organice, de microorganismele participante, de regimul

aerohidric din sol, de reac�ia solului, de umiditate �i temperatur�.

În primele stadii ale descompunerii, mineralizarea este foarte intens� (în

condi�ii aerobe, în intervalul 2 s�pt�mîni– 3 luni de la declan�area

descompunerilor). Cele mai u�or descompuse sunt substan�ele organice: glucide,

protide �i lipide, iar cel mai greu sunt: ligninele, tanan�ii, cerurile. În condi�ii de

Page 27: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

26

anaeroboz�, exces sau lips� de umiditate (sub 20 �i peste 80 % din capacitatea

solului pentru ap�), temperaturi sub 150 C sau peste 500 C.

În acelea�i condi�ii de clim�, pe soluri argiloase se acumuleaz� mai mult

humus, iar pe cele nisipoase, mineralizarea este mai rapid� �i aproape complet�

(Dorneanu A. �i colab., 1984).

Descompunerea resturilor organice pîn� la compu�i minerali finali, dup�

Alexandrova L.H., 1970, se desf��oar� în 3 etape: hidroliza, reac�ii de oxido-

reducere �i mineralizarea total�.

Hidroliza (sau degradarea hidrolitic�) constituie un proces de

descompunere a substan�elor organice complexe în substan�e organice cu formul�

mai simpl�. De exemplu, substan�ele proteice prin proteoliz� se transform� în

compu�i mai simpli: peptide, aminoacizi alifatici �i aromatici, baze purinice �i

pirimidinice. Hidra�ii de carbon prin hidroliz� se descompun în hexoze, pentoze,

aminozaharide, acizi uronici, celobioz�. Ligninele �i substan�ele tanante se

descompun în compu�i organici mai simpli: polifenoli. Gr�simile �i r��inile se

descompun în glicerin� �i acizi gra�i.

Oxido-reducerea (oxidare, reducere, dezaminare, decarboxilare). Produ�ii

organici cu molecul� mai simpl�, rezulta�i prin hidroliz�, sunt oxida�i sau redu�i �i

determin� formarea de compu�i organici �i mai simpli, sau formarea de compu�i

minerali. A�a, de exemplu, produ�ii rezulta�i prin hidroliza substan�elor proteice,

duc la formarea de acizi organici, acizi gra�i, alcooli, hidra�i de carbon, amoniac,

CO2, alcooli, CH4, H2S, H2O etc.

Produ�ii de hidroliz� a hidra�ilor de carbon, prin reac�ii de oxido-reducere,

trec în acizi alifatici, oxiacizi, aldehide, alcooli, CO2, H2O, acizii organici volatili,

CH4, H2.

Prin oxido-reducerea produ�ilor de hidroliz�, a substan�elor tanante �i a

ligninelor, rezult� compu�i de tipul chinonelor �i fenolilor, H2O �i CO2. Prin

oxido-reducerea produ�ilor de hidroliz� ai lipidelor �i r��inilor rezult� acizi

nesatura�i, hidrocarburi, oxiacizi, acizi organici volatili, H2O �i CO2.

Mineralizarea total� reprezint� faza final� de descompunere complet� a

resturilor organice �i are ca rezultat formarea de compu�i minerali simpli. Astfel

în mediu aerob, ace�tia sunt reprezenta�i de acizi sulfurici, fosforici, azotici �i

azoturi, care se combin� cu bazele �i rezult� s�ruri de: Ca, Mg, K, Na, NH4.

Page 28: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

27

În mediu anaerob, prin mineralizare total�, rezult�: H2S, CH4, H2, N2,

H3PO4. Unii compu�i precum: H2O, CO2 �i NH3 se formeaz� atît în mediu aerob,

cît �i în mediu anaerob.

Un rol important în descompunerea resturilor organice îl au: compozi�ia

chimic� a materiei organice, condi�iile de mediu (aerob sau anaerob), reac�ia

solului, textura, condi�iile climatice. Pe lîng� produ�ii intermediari �i finali de

descompunere, se elibereaz� �i energie. Cantitatea de energie poate ajunge pîn� la

4 – 5 calorii pentru un gram de substan�� uscat� descompus�. Mineralizarea

reprezint� (în cadrul lan�ului trofic al ecosistemelor) ultimul nivel de transformare

a substan�elor organice în energie.

4.2.2. Formarea �i acumularea humusului (humificarea)

Resturile organice (vegetale �i animale) de la suprafa�a solului �i din sol se

afl� într-o transformare continu�, datorat� ac�iunii factorilor de pedogenez�, în

special datorit� ac�iunii microorganismelor �i mezofaunei.

Transformarea resturilor organice determin� formarea produ�ilor finali de

descompunere, de tipul: CO2, NH3, ap� etc. (prin mineralizare), dar �i formarea

unor compu�i organici noi, specifici solului, de culoare închis�, denumi�i

substan�e humice.

Humificarea reprezint� un proces biochimic de transformare �i

descompunere treptat� �i lent� a resturilor organice (vegetale �i animale) din sol �i

de la suprafa�a solului, care se încheie cu formarea unor substan�e organice noi,

(de resintez�) denumite cu termenul generic „humus”.

Duchanfour Ph. (1965), definea humusul, astfel: “o substan��

intermediar� între lumea vie �i lumea mineral�, care este un complex organic

coloidal acid, poros, fin dispers (brun, brun negricios sau negru), amorf,

gelatinos, care î�i m�re�te volumul în prezen�a apei (re�ine o cantitate de ap�

egal� cu de 15 ori greutatea lui), care îns� nu este plastic �i nici adeziv”.

Humusul, este rezultatul unui proces care se desf��oar� în 2 faze

antagoniste: o prim� faz� de mineralizare �i o a 2-a faz�, de humificare. Cele 2

faze se desf��oar� simultan, între ele, de obicei, existînd un echilibru.

Mineralizarea reprezint� descompunerea �i simplificarea, cu ajutorul

microorganismelor, a constituen�ilor resturilor organice proaspete. Humificarea

reprezint� un complex de procese de resintez� organic�, în urma c�rora rezult�

Page 29: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

28

materia organic� specific� solului, denumit� humus �i care se caracterizeaz�

printr-un con�inut ridicat de azot (care a rezultat în urma descompunerii unor

substan�e organice s�race în azot).

Spre deosebire de mineralizare, humificarea reprezint�, pe de o parte,

rezultatul unor procese fizico-chimice (oxid�ri, polimeriz�ri, fixarea NH3 sau NH2

de radicalii COOH), iar pe de alt� parte, rezultatul unor procese biologice (care le

activeaz� pe cele chimice �i fizice).

4.2.3 Etapele procesului de humificare

Transformarea materiei organice reziduale (încorporate în sol) în direc�ia

humific�rii cuprinde 3 etape principale (Kononova M.M., 1968, Flaig W. �i colab.,

1975, Dorneanu A. �i colab., 1984):

a) formarea unit��ilor structurale;

b) condensarea unit��ilor fenolice cu diferi�i compu�i cu azot;

c) polimerizarea produ�ilor de condensare.

4.2.4 Importan�a microorganismelor în humificare

Concomitent cu rolul de intermediar, în humificare, microorganismele au

capacitatea de a sintetiza substan�ele humice în organismul lor, prin intermediul

metabolismului celular. O parte din fenolii sintetiza�i de microorganisme, din

substan�e aromatice, sau substan�e simple aciclice, în corpul microorganismelor,

r�mîn în continuare în corpul lor, fiind supu�i apoi unor procese de polimerizare

oxidativ�, de condensare �i cuplare cu proteina microbian�, rezultînd produ�i

organici numi�i melanine, asem�n�toare substan�elor humice (Flaig, 1970, Flaig

�i colab., 1975, Alexandrova, 1967, Blois, 1965, Domergues �i colab., 1970,

Eliade �i colab., 1983, Haider �i colab., 1975, Prevot, 1970, Müller, 1963,

Scheffer �i colab., 1960.

Pentru formarea melaninelor sunt implicate toate grupele de

microorganisme (Dorneanu A., 1984, R.L�c�tu�u, 2000), ciupercile avînd un rol

mai important (Penicillium sp., Aspergillus niger, Fusarium sp., Stachybotrys

atra, Hendersonula toruloidea, Euratium echinulatrum). În lucr�rile lui Müller �i

colab., 1963, Scheffer �i colab., 1960, Springer �i colab., 1952, Haider �i colab.,

1975, Filip �i colab., 1974, Saiz – Jimnez �i colab., 1975, Maolly, 1977, s-a

demonstrat existen�a melaninelor �i în celulele bacteriilor.

Page 30: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

29

Formarea substan�elor melanine (prin intermediul flavonidelor),

asem�n�toare substsn�elor humice, s-a eviden�iat în celulele bacteriilor

Azotobacter Chroococcum, Flavobacterium, Arthrobacter sp., Pseudomonas

flavorescens.

De asemenea, macrofauna, cu ajutorul diferi�ilor fermen�i digestivi �i a

bacteriilor intestinale, ia parte la descompunerea hidra�ilor de carbon, a ligninelor

sau a altor substan�e organice. Ace�ti produ�i de descompunere se pot asocia cu

celulele epiteliale bogate în protein�, rezultînd compu�i chimici de natur�

organic�, asem�n�tori celor din substan�ele humice.

Prin procesele biochimice, catalizate enzimatic �i realizate direct, sau prin

intermediul microorganismelor, rezult� produ�i organici foarte complec�i

(polimeri tridimensionali �i reticulari, cu structur� chimic� foarte variabil�), în

diferite grade de polimerizare, forma�i din unit��ile structurale: nucleu aromatic

fenolic sau chinonic), catene laterale (lan�uri alifatice), care posed� grup�ri

func�ionale organice: carboxilice COOH, hidroxilfenolice OH, carbonilice C = O,

metaxilice OCH3 (Flaig, 1970, Meyrond �i Schnitzer, 1977).

Cu toate succesele cercet�rilor în domeniu, au r�mas înc� multe

necunoscute, insuficient clarificate în procesul de humificare, ceea ce a f�cut s�

existe concep�ii diferite despre humificare.

Procesul de humificare este foarte pu�in cunoscut. Detaliile procesului sunt

greu de descifrat, întrucît nu au fost înc� elucidat� structura ligninelor �i nici a

humusului (Zarnea, 1994). Schematic �i global, humificarea reprezint� o situa�ie

intermediar� în procese de reciclare imediat� �i rapid� (care duc la degradarea

resturilor de substan�e organice, mai ales vegetale depuse în sol) �i cele de

depunere de combustibili fosili.

Majoritatea cercet�torilor consider� c� humusul are o origine biogen�,

fiind corelat cu procesul de lignoliz�. Humificarea evolueaz� lent (substan�ele

humice au vîrste între 20 – 50 ani), timp în care substan�ele humice sunt reciclate

continuu (mineralizate) �i resintetizate. Astfel, Russell, 1971, experimentînd cu

C14 a stabilit pentru acizii fulvici vîrste de 750 ani, pentru acizii humici vîrste de

780 ani, iar pentru humine 1130 de ani.

Dup� Oglesby, Christman �i Driver, 1967, conversia ligninei în humus se

poate face pe 3 c�i:

Page 31: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

30

� humificarea materialului solid r�mas dup� fragmentarea prealabil� de

c�tre microorganisme a macromoleculelor de lignin�.

� polimerizarea direct� sau enzimatic� extracelular� a unor produ�i

reactivi de degradare (fenilpropanoid, benzil) �i formarea de

macromolecule noi, asem�n�toare humusului.

� formarea humusului ca produs direct al unor produ�i secundari ai

metabolismului microorganismelor (prin resinteza compu�ilor reactivi

în celule, urmat� de excre�ia lor �i apoi polimerizarea ulterioar� în sol).

Humificarea reprezint� un proces secundar ligninolizei �i el evolueaz�

printr-o serie de etape succesive, în care procesele de descompunere sunt înso�ite

de transform�ri noi prin sintez� �i polimerizare a unei p�r�i din materia de baz�.

Dup� Felbeck, 1971, Schitzer �i colab., 1978, s-a realizat o sistematizare a

tuturor concep�iilor, eviden�iinde-se multe tr�s�turi comune, dar �i unele deosebiri

esen�iale �i un pronun�at caracter de unilateralitate. Prezent�m sumar cu

elementele principale, unele din concep�iile privind humificarea, dup� Dorneanu

A., 1984:

� Formarea humusului prin alterarea resturilor vegetale;

� Formarea humusului prin polimerizare chimic�;

� Formarea humusului ca rezultat al autolizei celulare;

� Formarea humusului ca rezultat al sintezei microbiene.

Procesul de humificare are o evolu�ie foarte lent� implicînd diferite reac�ii

de transformare (carboxil�ri, oxid�ri, decarboxil�ri, hidroxil�ri) �i polimeriz�ri

catalizate de enizime (peroxidaze, fenoloxidaze etc.).

4.2.5. Alc�tuirea substan�elor humice

a) Compozi�ia elementar� a acizilor humici

Totalitatea acizilor organici care sunt specifici solului �i care intr� în

alc�tuirea humusului, poart� numele de acizi humici.

Humusul reprezint� un amestec destul de complex de substan�e organice

coloidale �i amorfe, care au rezultat atît din sinteza microbian�, cît �i din

descompunerea de c�tre microorganisme a resturilor organice.(R.L�c�tu�u, 2000).

Page 32: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

31

Acizii humici reprezint� substan�e organice specifice humusului. Ei sunt

compu�i macromoleculari, care con�in un num�r mare de nuclee aromatice

îmbog��ite în carbon �i azot.

În alc�tuirea lor complex� intr� toate elementele chimice, prezente în

substan�ele organice vegetale �i animale, pe seama c�rora se formeaz� humusul:

C, H, O, N, Si, Al, Fe, Ca, Mg, K, Na, S, P etc. O pondere mare o au: C, H, O, N,

care oscileaz� între limitele : C: 40 – 68%; H: 3 – 6%; O: 31 – 48 % �i N: 2– 8 %.

Merit� subliniat faptul c� azotul, important nutrient pentru plante, este

prezent în structura substan�elor humice.

b) Raportul C/N din humus

Con�inutul în azot al materiei organice, al�turi de con�inutul în carbon,

determin� unele însu�iri chimice ale compu�ilor specifici humusului. De aceea,

pentru caracterizarea compozi�iei acizilor humici, în special, cît �i în general,

pentru caracterizarea resturilor organici ini�iale, se utilizeaz� în studii pedologice,

analiza raportului C/N (considerat un indice sintetic foarte important).

În general, resturile organice în totalitatea lor, sunt bogate în carbon �i mai

s�race în azot. De aceea, în cazul materiei organice proaspete, raportul C/N are

valori ridicate, cuprinse în medie între 60 – 90 (C/N = 90 la paie, 50 la litiera de

foioase). Pe parcursul humific�rii, raportul C/N prezint� valori tot mai sc�zute fa��

de materialul organic proasp�t (valorile extreme ale raportului C/N sunt 7

respectiv 35 –40).

Prin humificare se formeaz� substan�e humice specifice, care prezint� un

con�inut ridicat de carbon. Comparativ cu resturile organice ini�iale, substan�ele

humice sunt îmbog��ite în azot.

Valorile C/N sunt diferite în func�ie de tipul climatului, de condi�iile de

humificare, de natura humusului rezultat, de tipul de sol, de ac�iunea

microorganismelor, de condi�iile de umiditate, etc.

În func�ie de condi�iile pedo-bio-climatice �i de activitatea

microorganismelor, în procesul de humificare are loc legarea diferit� a nucleelor

aromatici cu aminoacizii sau polipeptidele, determinînd formarea diferitelor

substan�e humice. De asemenea, are loc în mod diferit procesul de condensare �i

de heteropolimerizare �i formarea moleculelor diferi�ilor acizi humici.

Page 33: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

32

Raportul C/N dintre cele 2 elemente componente esen�iale, carbon �i azot

prezint� o importan�� deosebit� pentru geneza solurilor �i pentru practica

tehnologic�.

Din punct de vedere genetic, pe baza raportului C/N putem evalua nivelul

de formare �i descompunere a humusului. Dup� sute de ani de evolu�ie, de la roca

primar� la tipul de sol zonal (specific zonei fitoclimatice), solul (în general) �i

humusul (în special), intr� într-un echilibru dinamic respectiv cantitatea de humus

degradat� biologic este cu aproxima�ie echivalent� cu cantitatea de humus

rezultat� din humificarea resturilor organice. De aceea, în condi�ii normale

raportul dintre carbon �i azot din humus, este relativ constant. Astfel, în condi�ii

de clim� relativ cald� �i pu�in umed� din zona de step� �i silvostep�, raportul C/N

are valori sc�zute, cuprinse între 10– 15, deoarece vegeta�ia ierboas� este bogat�

în azot �i substan�e proteice. În condi�ii de pH alcalin, neutru – slab acid,

humificarea cuprinde aproape întreaga cantitate de resturi organice, formîndu-se

un humus mult cantitativ �i de bun� calitate, în care domin� acizii huminici. În

zone cu clim� mai umed� �i mai r�coroas�, unde predomin� vegeta�ia lemnoas�,

s�rac� în proteine �i în azot �i în condi�ii de reac�ie acid�, humificarea este mai

lent�, mai slab� �i mai pu�in profund� (predomin� resturi organice slab humificate

sau în curs de humificare), rezultînd acizi fulvici �i un humus de calitate slab� �i

în cantitate mic�. Raportul C/N are valori ridicate, cuprinse între 15 – 25, sau

chiar peste 25. Analiza valorilor raportului C/N care se abat de la aceste valori, ne

indic� stadiul la care a ajuns descompunerea materiei organice brute. Valorile C/N

ne permit s� apreciem tipul de humus �i calitatea acestuia în orizonturile profilului

genetic, atît la soluri agricole, cît �i la cele forestiere.

Deci, raportul C/N reflect� compozi�ia elementar� a humusului, precum �i

situa�ia �i stadiul transform�rii materiei organice din sol. Acest raport ne d�

informa�ii asupra con�inutului de azot din humus �i din sol (cu cît raportul C/N

este mai mic, cu atît bog��ia în azot a solului este mai mare). La un raport C/N mai

mare de 25, mineralizarea este lent�, eviden�iindu-se o cantitate mic� de azot

mineral.

Dup� Libin�ev �i Remezov cita�i de Chiri��, 1955, raportul C/N este mai

mic �i mai pu�in variabil în condi�iile climatului arid, care favorizeaz� o

descompunere rapid� a resturilor organice �i mai ridicat în condi�ii climatice ce

Page 34: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

33

favorizeaz� acumularea materiei organice în sol. Se constat� c� în general în

solurile agricole �i cele din paji�ti (deci sub vegeta�ie ierboas�), raportul C/N are o

amplitudine de varia�ie mai mic� fa�� de solurile din zonele forestiere.

Dup� Chiri��, 1955, valorile C/N pentru diferite soluri din România sunt:

în cazul cernoziomurilor 12,5 – 13,5, în cazul cernoziomurilor cambice 14 – 15, în

cazul preluvosolului 12,5 – 14, în cazul luvosolurilor 10 – 15,5 �i în cazul

spodosolurilor 13 – 15,5.

Dup� Eliade, 1981, citat de L�c�tu�u, 2000, valoarea raportului C/N

pentru acela�i sol, are valori diferite în func�ie de latitudine �i deci de condi�iile

climatice.

Astfel, cernoziomurile din zona agricol� din sud (B�r�gan), au un raport

C/N cuprins între 9,5 – 11,0. Cernoziomurile din nordul ��rii (din Cîmpia

Moldovei), valoarea C/N este de 8,5 – 10,0.

Luvosolurile din sudul ��rii au valoarea C/N 9,0 – 10,5, iar pentru cele din

nordul ��rii, valorile raportului C/N, oscileaz� între 7,5 – 9,0. Aceste diferen�e ale

valorilor raportului C/N pentru acela�i tip de sol, se datoreaz� temperaturilor mai

ridicate �i umidit��ii mai sc�zute din sudul ��rii, care determin� cre�terea valorilor

C/N. Acest raport între cele 2 elemente, carbon �i azot, are �i o importan�� practic�

pentru tehnologia agricol�. Acest raport indic� necesitatea aplic�rii

îngr���mintelor chimice cu azot mineral la sol, atunci cînd prezint� valori mai

ridicate. Valori mai ridicate ale raportului C/N apar în sol, odat� cu adaosul de

resturi organice biodegradabile, ocazie cu care are loc o dereglare a raportului

C/N, ca urmare a concuren�ei pentru hran� (care con�ine azot) a plantelor �i

microorganismelor (pentru azotul mineral al solului). În general, resturile organice

vegetale au un raport C/N cuprins între 50 – 100. Pe parcursul humific�rii valorile

acestui raport scad foarte mult (aproximativ cu 60 – 70 %). Atît plantele cît �i

microorganismele au nevoie de surse de hran� cu azot. Se consider� c� atunci cînd

valoarea raportului C/N se apropie de 10, procesul de descompunere a resturilor

organice s-a încheiat.

c) Raportul acizi huminici/acizi fulvici

Acizii huminici asigur� solului o fertilitate poten�ial� mai ridicat� fa�� de

acizii fulvici. Cu cît solul este mai bogat în acizi huminici, cu atît acesta va avea

însu�iri fizice �i chimice mai bune. Pentru caracterizarea humusului, al�turi de

Page 35: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

34

raportul C/N, este indicat a se folosi �i raportul acizi huminici/acizi fulvici

(CH/CF sau Ch/Cf). Gama valorilor raportului dintre acizi huminici �i fulvici este

mai pu�in ampl� fa�� de cea a raportului C/N.

Con�inutul �i compozi�ia humusului (în stratul arat) – Opri�, 1971

C % fa�� de C total

Solul Ceruri �i

r��ini - %

Humus

total - %

Humine

%

Acizi

huminici

(CH)

Acizi

fulvici

(CF)

CH/CF

Cernoziom 4,5 2,65 44,8 29,2 17,4 1,7

Cernoziom freativ

umed 3,5 3,51 39,4 35,5 17,1 2,1

Cernoziom cambic

moderat levigat 4,6 2,29 41,8 34,0 17,8 2,0

Cernoziom cambic

puternic levigat 3,4 2,02 40,9 31,5 18,1 1,7

Preluvosol 6,9 2,08 44,6 21,7 21,8 1,0

Preluvosol 4,7 2,13 39,9 23,9 24,9 1,0

Luvosol 7,0 1,95 43,6 19,7 22,1 0,9

Districambosol

stagnogleic 8,1 2,03 38,4 18,8 26,9 0,7

Districambosol 7,0 3,09 36,2 19,8 26,2 0,7

Districambosol de

paji�te 8,4 7,83 31,6 22,8 25,2 0,9

Gleiosol 4,4 4,04 50,4 26,6 14,2 1,9

Solone� 8,6 3,16 46,7 17,5 16,6 1,1

Solone� luvic 7,3 3,93 42,3 22,1 22,0 1,0

La solurile formate în condi�ii de climat cald, raportul CH/CF are valorile

urm�toare:

� 0,3 – 0,4 la soluri feralitice (cu 4 % humus, vegeta�ie forestier�

tropical�);

� 0,5 – 0,7 la soluri brune de de�ert (cu 11,2 % humus sub vegeta�ie de

semide�ert cu graminee �i Artemisia sp.);

� 0,7 – 0,9 la cernoziomuri (cu 4 – 6 % humus cu vegeta�ie forestier�

tropical� cu frunze late).

Page 36: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

35

d) Alc�tuirea humusului

În constitu�ia humusului intr� 3 grupe mari de substan�e organice: resturi

organice ini�iale, produse intermediare de descompunere �i substan�e humice.

Primele 2 categorii reprezint� substan�ele organice nespecifice �i au o

pondere mai mic�, în jur de 10 – 15 %.

Resturile organice ini�iale. Din totalul substan�elor nehumificate de 10 –

15 %, avem: substan�e proteice 1 – 10 %; lignin� 10 – 30 %: lipide 1 – 8 %,

hidra�i de carbon 60 % (celuloz�, amidon, heniceluloz�), s�ruri etc.

Produsele intermediare de descompunere, sunt în cantit��i neînsemnate �i

sunt reprezentate de : aminoacizi, fenoli, alcooli, acizi organici, monozaharide,

aldehide.

Substan�e humice specifice (acizii humusului) au o pondere ridicat�,

alc�tuind 85 – 90 % din masa total� a humusului. Pe baza solubilit��ii lor (în

alcooli, acizi, ap� etc.), s-au separat în rîndul acizilor humici 3 categorii

importante: acizi huminici, acizi fulvici �i huminele (�t.Puiu, 1980).

Acizii huminici

Au formula molecular� C76H72O18N2 (COOH)2(OH)12(CO)2.

Se formeaz� din descompunerea resturilor vegetale ierboase sub ac�iunea

bacteriilor aerobe. Au o culoare neagr�, pîn� la brun închis. Sunt bogati în azot �i

substan�e proteice �i s-au format �i se formeaz� în climat temperat mai cald �i mai

uscat din stepa semiarid� �i semiumed� �i în silvostep�, în condi�ii de roc� bogat�

în calciu �i în prezen�a unei reac�ii neutre – slab alcaline �i slab-acide.

Au un grad mai ridicat de polimerizare �i o greutate molecular� cuprins�

între 10.000 – 100.000 (uneori pîn� la 300.000 – Prévot, 1968).

Sunt insolubili în ap�, dar solubili în substan�e alcaline �i pu�in solubili în

acizi. Precipit� cu acizi minerali �i dau compu�i insolubili cu: Ca, Mg, Fe �i Al �i

compu�i organo-minerali solubili cu: K, Na, NH4. Compozi�ia elementar� este C

=52–68%; H = 3,3 – 5,1 %; N = 3 – 7,5 %; S = 35,5 %; O = 31 – 39 %.

Page 37: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

36

Compozi�ia elementar� a acizilor huminici din diferite soluri

(% din s.u. f�r� cenu��, dup� Orlov, 1974, citat de Oprea �i colab., 1985)

Solul C H O N

Foliosol 58,7 5,0 32,9 3,4

Fînea�� de lunc� 55,5 4,1 36,8 3,6

Rendzin� 54,1 5,0 36,8 4,1

Podzol 53,4 4,8 37,7 4,1

Eutricambosol 55,1 5,2 35,4 4,3

Faeoziom de p�dure 54,5 4,8 36,7 4,0

Cernoziom 57,9 4,0 36,3 3,8

Soluri castanii 55,9 5,2 34,2 4,2

Solone� 54,5 4,1 36,4 5,0

Seroziomuri 56,0 4,8 34,4 4,6

Soluri lateritice, cromoziomuri 54,8 3,6 37,5 4,1

Spodosoluri 55,2 5,6 33,9 5,3

Humosiosol 58,3 4,2 34,8 2,7

Gleiosoluri 55,3 nu s-a determinat

Acizi huminici din resturi vegetale 56,1 5,5 33,5 4,9

Resturi vegetale 49,6 6,3 41,6 2,5

Turb� 58,4 5,6 33,4 2,6

Dup� Chiri��, 1955, compozi�ia elementelor difer� în diferite tipuri de sol,

probabil din cauza con�inutului variabil de acizi fulvici �i anume:

� acizii huminici din cernoziom C – 58,4 %; H – 3,3 %; O – 34,7 %;

� acizii huminici din luvisol albic C – 52,4 %; H – 4,8 %; = - 39,1 %.

Con�inutul de azot, în ambele cazuri, a fost în jur de 3,5 – 4,0 %.

Dragunov, citat de Chiri��, 1955, consider� c� între acidul humic separat din turb�

�i cel separat din cernoziom apar deosebiri privitoare la cantitate �i caracterul

grupelor func�ionale. Azotul din moleculele de acid huminic este de origine

microbian�, iar leg�tura cu nucleele acizilor huminici este în parte mai slab� �i

nestabil� (circa 60 % din azotul legat fiind hidrolizabil cu acizi dilua�i).

Page 38: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

37

Analiza elementar� a acizilor huminici din diferite soluri (Schnitzer, 1977)

Con�inutul % de elemente în soluri din diferite zone climatice

Rece subpolar�,

temperat� Elementele Arctic�

Soluri

acide

Soluri

neutre

Subtropical� Tropical�

C 56,2 53,8-58,7 53,7-56,7 53,6-55,0 54,4-54,9

H 6,2 3,2-5,8 4,4-5,5 4,4-5,0 4,8-5,6

N 4,3 0,8-2,4 4,5-5,0 3,3-4,6 4,1-5,5

S 0,5 0,1-0,5 0,6-0,9 0,6-1,5 0,6-0,8

O 32,8 35,4-38,3 32,7-34,7 34,8-36,3 34,1-35,2

Grupele func�ionale – me/g

Total

aciditate 5,6 5,7-8,9 6,2-6,6 6,3-7,7 6,2-7,5

CO2H 3,2 1,5-5,7 3,9-4,5 4,2-5,2 3,8-4,5

OH fenolic 2,4 3,2-5,7 2,1-2,5 2,1-2,5 2,2-3,0

OH alcoolic 4,9 2,7-3,5 2,4-3,2 2,9 0,2-1,6

C = O

chinonic� 2,3 1,4-2,6

C = O

cetonic� 1,7

0,1-1,8 4,5-5,6 0,8-1,5

0,3-1,4

OCH3 0,4 0,4 0,3 0,3-0,5 0,6-0,8

E4/E6 5,3 3,8-5,0 4,0-4,3 3,9-5,1 5,0-5,8

Acizii fulvici sunt specifici pentru materia organic� de natur� lemnoas�,

care are un con�inut redus de azot �i substan�e proteice �i elemente bazice. Se

formeaz� predominant în zona forestier� cu umiditate mai mare (precipita�ii peste

600 mm anual), prin descompunerea resturilor vegetale rezultate în mare parte de

la vegeta�ia forestier�, sub ac�iunea mai activ� a ciupercilor �i mai slab� a

actinomicetelor �i bacteriilor (comparativ cu zonele de step� �i silvostep�). În

1919, Oden a denumit acizii fulvici, ca fiind substan�ele extrase cu ap� din turb�.

Reprezint� masa principal� în solurile acide: spodosoluri, luvosoluri. Structura lor

este deschis�, flexibil� (R.L�c�tu�u, 2000, A.Dorneanu,1984 ).

Leg�turile de hidrogen furnizeaz� structura flexibil�, ceea ce permite

moleculelor s� se disperseze �i s� reac�ioneze cu al�i compu�i minerali �i organici.

Sunt solubili în ap� �i acizi. Au formula molecular�: C10H12(COOH)6(OH)5CO2.

Au un con�inut ridicat de grupe carboxilice �i fenolice, comparativ cu acizii

Page 39: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

38

huminici (con�inutul în gruparea C=O �i OCH3 este aproximativ echivalent).

Aceste grup�ri le confer� o reac�ie puternic acid� (pH = 2,6 – 2,8 fa�� de 4,8 – 6,5

la acizii huminici – A.Dorneanu, 1984).

Acizii fulvici sunt substan�e humice acide, de culoare g�lbuie, cu mas�

molecular� mai mic� (între 2000 – 9000) �i cu grad de polimerizare mai redus. Ei

reprezint� un stadiu ini�ial în procesul de humificare (L�c�tu�u, 2000). Acizii

crenici �i apocrenici (denumi�i astfel de Berzehis), reprezint� din punct de vedere

genetic, primele stadii în procesul de humificare.

Raportul C/N în acizii fulvici este de doar 5 – 9 �i pentru c� raportul C/N

în acizii huminici este mai mare: 9 – 14, acizii fulvici sunt considera�i drept

precursori ai acizilor huminici. De asemenea, s-a dovedit experimental c� prin

polimerizarea în timp a acizilor fulvici, se formeaz� acizi himato-melanici �i acizi

huminici (tranzi�ia spre acizii huminici are loc prin intermediul acizilor humo-

fulvici a complexelor humo-ligninice).

Predomin� în solurile acide �i puternic acide, unde ajung pîn� la un

procent de 70 % din con�inutul total de humus. În solurile slab acide �i neutre,

procentul acizilor fulvici coboar� pîn� la 10 – 20 %.

În compozi�ia lor chimic� intr� C = 40 – 52 % (Dorneanu, 1984), respectiv

dup� al�i autori (L�c�tu�u, 2000), C = 45 – 48 %. Con�inutul de carbon organic

este cu pîn� la 10 % mai mic fa�� de acizii huminici. Con�inutul de oxigen cre�te

cu pîn� la 10 % fa�� de acizii huminici. Con�inutul de oxigen este de circa 45 %

(Chiri��, 1995), 43 – 48 % (L�c�tu�u, 2000) sau 42 – 48 % (Dorneanu, 1984).

Dac� la acizii huminici, doar 7 – 8 % din oxigen este inclus în grup�ri func�ionale,

la acizii fulvici este 100 %.

Acizii fulvici con�in: H 5 – 6 % �i N 1,5 – 3 % (mai pu�in fa�� de acizii

huminici).

Dup� Schitzer, 1977, o analiz� elementar� a acizilor fulvici la soluri din

diferite zone pedoclimatice, se prezint� astfel:

Page 40: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

39

Analiza elementar� �i a grupelor func�ionale ale acizilor fulvici în soluri din diferite

zone climatice

Con�inut % de elemente în soluri din diferite zone climatice

Elemente Arctic�

Rece

subpolar� Temperat� Subtropical� tropical�

C 47,7 47,6-49,9 40,7-42,5 42,4-44,3 42,8-50,6

H 5,4 4,1-4,7 5,9-6,3 5,9-7,0 3,8-5,3

N 1,1 0,9-1,3 2,3-2,8 3,1-3,2 1,3-3,6

S 1,6 0,1-0,5 0,8-1,7 2,5 1,3-3,6

O 44,2 43,6-17,0 47,1-49,8 43,1-46,2 39,7-47,8

Grup�ri func�ionale – me/g

Total aciditate 11,0 8,9-14,2 Nedeterminat 6,4-12,3 8,2-10,3

CO2H 8,8 6,1-8,5 Nedeterminat 5,2-9,6 7,2-11,2

OH fenolic 2,2 2,8-5,7 Nedeterminat 1,2-2,7 0,3-2,5

OH alcoolic 3,8 3,4-4,6 Nedeterminat 6,9-9,5 2,6-5,2

C=O

chinonic� Nedeterminat 0,3-1,5

C= O cetonic�

2,0 1,7-3,1

Nedeterminat

1,2-2,6

1,6-2,7

OCH3 0,6 0,3-0,4 Nedeterminat 0,8-0,9 0,9-1,2

E4/E6*) 11,5 0,9 Nedeterminat 8,4-9,5 7,6-11,2

*) E4/E6 – raportul densit��ilor optice a solu�iilor apoase diluate de AF �i AH la

465 mm (E4) �i 665 mm (E6), acest raport este independent fa�� de concentra�ia

solu�iilor humice, îns� variabil pentru extrasele din diferite soluri (Kononova,

1966, Schnitzer �i Khan, 1972).

Dup� Orlov, 1974, citat de Oprea �i colab., 1985, compozi�ia elementar� a

acizilor fulvici din diferite soluri, ceea ce arat� importan�a �i influen�a factorilor

naturali, se prezint� astfel:

Page 41: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

40

Compozi�ia elementar� a acizilor fulvici ( %) din substan�a uscat� f�r� cenu��

(dup� Orlov, 1974)

Solurile C H O N

Podzol 45,8 4,5 46,5 3,2

Districambosol 42,3 4,8 49,3 3,6

Faeoziom 44,9 4,8 47,2 3,1

Cernoziom 42,9 4,7 48,9 3,5

Seroziom 41,4 5,9 50,0 3,7

Eutricambosol 41,4 3,7 52,3 2,9

Soluri lateristice 46,3 3,5 47,1 3,1

Cernoziom de fînea�� �i

lunc� 43,0 5,0 48,2 3,8

Spodisoluri 44,5 4,7 46,7 4,1

Rendzin� 45,0 4,5 47,7 2,8

Humosiosol 48,9 4,3 44,5 2,3

Cantitatea de azot din acizii fulvici este de 20 – 49 % din totalul azotului

solului. Au o capacitate de schimb cationic (mai mic� fa�� de acizii huminici),

care este cuprins� între 300 – 350 me/100 g mas� de acizi.

Aciditatea total�, respectiv T = 200 – 300 me/100 g sol, dup� al�i autori

(Blaga �i colab., 1996), este mai mare fa�� de acizii huminici �i anume 900 – 1400

me/100 g sol, fa�� de numai 500 – 870 me/100 g sol la acizii huminici.

Raportul E4/E6 la acizii fulvici este mai mare fa�� de acizii huminici, de

unde rezult� o greutate molecular� mai mic�.

Acizii fulvici formeaz� cu alte elemente chimice s�ruri de tipul fulva�ilor.

Acizii fulvici sunt de 2 feluri: acizi crenici �i acizi apocrenici. Prin combinare cu

cationii solurilor acide, rezult� s�rurile numite crena�i �i apocrena�i, u�or solubile

pe profilul solului.

Huminele reprezint� frac�iunea cea mai stabil� din humus.

Termenul de humin� a fost introdus de I. Berzelius în 1839. Sunt

insolubile în NaOH �i pirofosfat la rece, precum �i în acizi �i ap�. Sunt formate

din acizi huminici învechi�i, lega�i intim cu argila, precum �i din diferite substan�e

organice apropiate de materia organic� proasp�t�.

Dup� Schmuk, citat de Oprea �i colab., 1985, humina reprezint� doar o

etap� în procesul de humificare. Dup� Tiurin �i Gutkina, 1940, humina nu se

deosebe�te fundamental de acizii humici.

Page 42: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

41

În sol sunt prezente în ap�, în propor�ie de 25 % din totalul substan�elor

humice.

Zichman �i Mayer, 1960, consider� huminele drept polimeri asem�n�tori

acizilor humici, îns� prezint� o reactivitate diferit�. Sinteza lor are loc pornind de

la radicali intermediari dup� schema:

Analiza elementar� asupra con�inutului huminelor, eviden�iaz� un con�inut ceva

mai redus de carbon �i mai ridicat de oxigen �i hidrogen, comparativ cu acizii

humici. Astfel, s-a emis ipoteza conform c�reia humina are o structur� mai simpl�

�i mai pu�in condensat� fa�� de acizii humici.

Caracteristicile huminelor din diferite soluri (dup� Naidenova, 1951)

Indici Cernoziom Podzol Foliosol

Humin� în % din totalul de humus 23,7 26,8 22,8

Componentele huminei în % din care, acizi

humici: 47,0 31,0 9,0

* acizi fulvici 18,0 10,0 3,0

* celuloz� 6,0 9,0 10,0

* lignin� 7,0 10,0 17,0

* produse neidentificate 19,0 43,0 61,0

Compozi�ia elementar� în % a acizilor

humici – carbon: 59,7 57,8 57,3

* hidrogen 3,3 5,0 5,5

* azot 3,0 2,5 2,4

* oxigen 34,0 34,7 34,8

COOH dup� capacitatea de schimb la pH –

6,5. Acizi fulvici 460,0 370,3 300,0

* carbon 52,0 50,0 49,6

* hidrogen 5,2 6,5 6,3

* oxigen 38,7 38,9 39,8

* azot 4,1 4,6 4,3

Substan�e organice în descompunere

Radicali intermediari

semichinonici

Precursori ai acizilor huminici

Acizi huminici

Humine

Page 43: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

42

Dup� Duchanfour, 1973 �i Guckert, 1973, cita�i de Eliade �i colab., 1983,

huminele sunt de mai multe tipuri:

� mo�tenite din lignin�;

� de neoformare microbian�;

� de neoformare biofizico-chimic� (de insolubilizare);

� evoluat� prin matura�ie.

4.2.6. Principalele tipuri de humus

În func�ie de particularit��ile fizico-chimice �i morfologice ale substan�elor

humice, precum �i �inînd seama de condi�iile ecologice de formare (aerobioz� �i

anaerobioz�) în studiile pedologice au fost definite mai multe tipuri de humus.

Dup� Duchanfour, 1965 se deosebesc 2 categorii mari de humus cu 5 tipuri

principale: mull, moder �i mor (pentru condi�ii predominant aerobe) anmor

(pentru condi�ii de anaerobioz� temporar�) �i turb� (pentru condi�ii de anaerobioz�

permanent�).

Humus mull – este specific pentru medii bine aerate �i bine drenate. Este

rezultatul unor procese de humificare foarte înaintate, sau de humificare complet�

a resturilor organice. Humusul este intim amestecat cu partea mineral� a solului.

În geneza mullului, un rol important îl au microorganismele (bacteriile mai ales) �i

forma edafic� (viermii de p�mînt foarte numero�i care realizeaz� fragmentarea,

m�run�irea, ingerarea �i digerarea par�ial� a resturilor organice prehumificabile).

Materia organic� ini�ial� ierboas�, a suferit modific�ri complexe care au favorizat

ac�iunea de degradare �i transformare final� de c�tre bacterii (mai ales),

actinomicete �i fungi.

Este slab acid �i de culoare brun închis sau negru, f�r� resturi de fragmente

de �esuturi organice vegetale vizibile la microscop. Se formeaz� în condi�ii de

clim� favorabil� pentru o activitate biologic� intens�, în soluri bogate în substan�e

nutritive, fiind caracteristic solurilor fertile, celor de sub p��uni �i p�duri de

foioase.

Sunt 2 tipuri de humus mull: mull calcic �i mull forestier.

Mullul calcic este saturat cu baze �i s-a format într-un mediu foarte activ

biologic (climat temperat, roci calcaroase, climat subarid sub o vegeta�ie de

step�). Este specific pentru cernisoluri �i alte soluri de cîmpie (faeoziomuri,

kastanoziomuri), soluri formate pe roci bogate în calciu, sub ac�iunea bacteriilor �i

Page 44: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

43

actinomicetelor (mai ales). Este cel mai bun tip de humus, din cauza procentului

ridicat de acizi huminici lega�i strîns de coloizii minerali. Are culoare brun închis,

reac�ie neutr� spre slab alcalin� �i raport C/N sc�zut (în jur de 10) �i se formeaz�

în zonele de step�. Mullul calcic are urm�toarele subtipuri principale (Bunescu,

1978):

* mull de calcar;

* mull calcic de step�;

* mull-moder calcic.

Mullul de calcar este specific pentru rendzine �i s-a format în prezen�a

calciului activ din roc�. Rezult� printr-o humificare mijlocie, avînd un pH neutru.

Are 2 variet��i �i anume mull calcic de paji�te (pH = 8,0, de culoare cenu�iu-

cafenie, ceva mai s�rac în materie organic�) �i mull calcic de p�dure (pH = 7 –

7,5, de culoare neagr� �i con�ine 12 – 15 % materie organic�).

Mull calcic de step� este specific pentru cernoziomuri, avînd un grad

ridicat de humificare, un pH neutru �i raportul C/N 9 – 10. Solurile sunt aerate �i

prezint� o intens� activitate biologic� (bacterii mai ales) �i o culoare brun închis�;

humusul este intim amestecat cu partea mineral�, în agregate structurale stabile.

Mull-moder calcic se formeaz� în urma unei humific�ri mai slabe din

zona paji�tilor montane, amplasate de roci calcaroase (raportul C/N 15- 20).

Mull forestier este specific pentru soluri formate sub vegeta�ia forestier�

de foioase, sub ac�iunea ciupercilor. Apare �i în soluri agricole rezultate în urma

defri��rilor. Rocile sunt s�race în calciu.

Din punct de vedere morfologic, se aseam�n� cu mullul calcic, îns� din

punct de vedere genetic, s-a format sub ac�iunea ciupercilor, avînd un pH acid în

jur de 5 (5,5 – 6,5), un raport C/N între 10 – 20 �i V = 50 – 60 %.

Au o culoare mai deschis� fiind alc�tuit predominant din acizi fulvici (mai

slab, spre moderat polimeriza�i).

În cadrul mullului forestier se disting subtipurile:

� mull entrof;

� cryptomull;

� mull oligotrof;

� hydromull.

Page 45: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

44

Mullul entrof este bogat în materie organic� �i se formeaz� în climate

continentale. Humificarea este rapid� �i este favorizat� de alternan�a accentuat� a

microclimatelor. Se formeaz� pe depozite coluviale bine aerisite �i pe roci

eruptive bazice (de tipul bazalturi), la altitudini mai ridicate.

Cryptomullul este deschis la culoare �i se formeaz� în climate calde �i

umede f�r� perioade favorabile unei macropolimeriz�ri �i anume în condi�ii

climatice cu perioade uscate, în urma mineraliz�rii rapide.

Mull oligotrof – este un humus acid cu pH în jur de 4,5 �i este

caracteristic solurilor brune acide.

Hydromullul se formeaz� în condi�ii de alternan�� de perioade umede

(umezire freatic�) �i perioade uscate favorabile humific�rii. Este de culoare

negricioas� �i se depune într-un orizont Am foarte bogat în humus �i bine

dezvoltat, cu structur� gr�un�oas�. Prin sc�derea nivelului freatic evolueaz� spre

mull calcic.

Humus Moder este un tip de humus intermediar între mull forestier �i

mor. Este alc�tuit din materia organic� mai slab humificat� �i par�ial legat� de

partea mineral�. Se formeaz� în soluri de p�dure din regiuni înalte, sub ac�iunea

ciupercilor acidofile, care nu permit humificarea complet� a resturilor organice

într-un an de zile. Are o activitatea biologic� redus�, precum �i o microflor�

s�rac�.

Se depune într-un orizont de bioacumulare Ao de grosime mic�, are un pH

acid, între 4,0 – 5,0 �i V : 10 – 20 % foarte sc�zut �i un raport C/N cuprins între

15 – 25 % (humificare incomplet� �i lent�).

Raportul dintre acizii huminici �i fulvici este subunitar, cele mai

importante fiind:

* moder forestier (sau oligotrof);

* moder hidromorf;

* moder-calcic (rendzinic);

* moder de paji�te alpin� �i subalpin�.

Moderul forestier oligotrof se formeaz� sub paji�tile forestiere de

r��inoase �i amestec cu foiase. Este moderat acid, cu raportul C/N cuprins între 15

– 25 (în medie 20). Este de culoare deschis�, brun-cenu�iu, dispus într-un orizont

Page 46: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

45

de bioacumulare Ao de grosime mic�, dominat de acizii fulvici. Este specific

pentru luvosoluri.

Moder hidromorf sau hidromoder, se formeaz� în soluri cu exces

prelungit de ap� stagnat�, în condi�ii de anaerobioz�. Este specific solurilor cu

exces de ap� pluvial� (stagnosoluri). Este lipsit de structura �i are o a�ezare

îndesat�.

Moder calcic sau rendzinic este specific pentru soluri formate pe calcare

,sub paji�ti de pe versan�i sudici, din zone montane. Este prezent în soluri

superficiale uscate formînd un orizont de bioacumulare Au, Am, de grosime mic�,

de la cî�iva cm, pîn� la 10 cm. Con�ine humat de calciu de culoare închis�. Au o

reac�ie slab acid� spre neutr�.

Moder de paji�te alpin� �i subalpin� se formeaz� în zona alpin� �i

subalpin�, sub paji�ti de graminee, rezultînd un orizont Au, de culoare neagr�, cu

reac�ie acid� �i C/N între 15 – 20.

Humus mor (brut) este specific pentru soluri cu activitate biologic�

slab�, rezultînd printr-o mineralizare lent� �i foarte lent�. Este specific pentru

solurile p�durilor de conifere (sau paji�ti alpine), cu o activitate biologic� slab�

sub ac�iunea ciupercilor acidofile din zona montan�. Se acumuleaz� straturi groase

de litier�. Este alc�tuit din resturi organice slab humificate �i pu�in m�run�ite, fiind

un humus slab polimerizat, dominat de acizi fulvici. Este specific solurilor pu�in

active �i s�race în nutrien�i, rezultat prin degradarea fermentativ� a litierei. Gradul

de satura�ie cu baze este sc�zut, raportat C/N este cuprins între 25 – 40, cu reac�ie

puternic acid� (pe roci acide).

În cadrul tipului mor apar ca subtipuri principale:

� xeromorul calcic (mor sec, sau uscat) este fibros, slab humificat �i se

formeaz� în soluri formate pe versan�i însori�i, pe roci reprezentate

prin marne nisipoase.

� hidromorul este un humus mor (brut) hidromorf, format în condi�ii de

anaerobioz� par�ial� �i exces temporar de umiditate. Mai este numit �i

„mor fin” (Ehwald, 1958) sau „mor gros” întrucît are resturi organice

bine m�run�ite. Are culoare neagr� de c�rbune �i este umed.

Page 47: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

46

� mor calcic este un humus brut, format pe roci calcaroase. Are un pH

acid, cuprins între 5 – 6, cu raportul C/N între 22 – 30 (în medie 25),

are o grosime de peste 10 cm �i este bine structurat.

În condi�iile de exces de ap�, temporar� sau periodic�, se formeaz� humus

de tip: anmor.

Este specific în soluri cu exces periodic de ap� (gleiosoluri, stagnosoluri).

Este format dintr-un amestec intim de materie organic� bine humificat� (pîn� la

30 %) �i componen�a solid� mineral� a solului. Se formeaz� sub influen�a faunei

acvatice �i a bacteriilor anaerobe (în perioade cu exces de ap�) �i sub ac�iunea

faunei aerobe �i a bacteriilor aerobe( în perioade de secet�).

Are grad de satura�ie cu baze �i reac�ie variabil�, cu un raport C/N mai mic

de 20. În func�ie de mediul de formare, mai s�rac sau mai bogat în cationi bazici,

se disting 2 subtipuri:

� anmor calcic (mezotrof) în cazul rocilor bogate în calciu;

� anmor acid (oligotrof) pe roci acide.

Turba este format� din resturi organice de plante hidrofile, adunate în

straturi groase saturate permanent cu ap� (turba absoarbe ap�, de pîn� la 10 ori

greutatea ei), pu�in transformate printr-o descompunere �i humificare foarte lent�

,în condi�ii de anaerobioz� permanent�, sub ac�iunea bacteriilor anaerobe.

Resturile organice, natura apei �i a substratului, determin� formarea a 3

tipuri:

� turb� (eutrof�, calcic�);

� turb� mezotrof�;

� turb� oligotrof� (acid�).

Turba entrof� este slab acid�, neutr�, pîn� la slab alcalin� (pH 7 – 8), cu

raport C/N sub 30 (15 – 30), este bogat� în elemente minerale.. Apare în regiuni

joase, ml��tinoase din zone de cîmpie (pe substrat calcaros), pe seama unei

vegeta�ii de rogozuri �i stufuri (la marginea b�l�ilor, lacurilor �i în special în

regiunile inundabile ale rîurilor �i / sau în delt�, pe seama rizomilor de Phragmites

communis. Este cunoscut� sub denumirea de plaur, turb� de regiuni joase sau

turb� de lacuri.

Turba oligotrof� sau acid� se formeaz� în condi�ii umede �i reci (condi�ii

de anaerobioz�, sau a unui mediu slab aerat) din zone înalte montane, pe roci

Page 48: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

47

acide (s�race în calciu), respectiv pe un substrat impermeabil �i lipsit, sau s�rac în

s�ruri. Este format în cea mai mare parte din vegeta�ie acidofil� de tipul mu�chilor

(Sphagnum), ale c�ror resturi se turbific�, respectiv al�turi de celuloz� �i

hemiceluloz�, se îmbog��e�te în lignine �i acizi fulvici. Este s�rac� în elemente

nutritive �i puternic acid� (pH 4 – 5) �i un raport C/N ridicat, de pîn� la 40). Are

un aspect fibros �i grad de satura�ie cu baze sc�zut (pîn� la 10 %). Aceast� turb�

oligotrof� , datorit� modului lenticular de dezvoltare , formeaz� turb�rii înalte.

Turba mezotrof� este format� în zone de deal �i are aspect fibros, fiind

format� pe diferite roci intermediare. Are o reac�ie slab acid�. Este bine

aprovizionat� cu elemente nutritive �i prezint� o culoare neagr� din cauza

resturilor organice de plante hidrofile supuse degrad�rii prin turbificare lent�.

Prezint� însu�iri morfologice �i chimice intermediate între turbele montane �i cele

din zona de cîmpie expuse permanent excesului de ap� (freatic sau stagnant).

4.2.7. Principalele însu�iri ale substan�elor humice

Structura, caracterul coloidal, precum �i compozi�ia complex� a

substan�elor humice le confer� o serie de însu�iri:

� capacitatea ridicat� de absorb�ie �i schimb de cationi. Prin schimb

cationic �i complexarea unor metale, humusul are rol important în

dinamica �i asimilarea nutrien�ilor;

� capacitate de dispersie în mediu acid sau alcalin �i coagulare sub

influen�a cationilor bazici;

� sunt compu�i macromoleculari care au propriet��i specifice coloizilor

�i care influen�eaz� principalele însu�iri fizico-chimice ale solului;

� au capacitate mare de reac�ie cu substan�e minerale �i organice,

rezultînd compu�i organici �i organo-minerali ce alc�tuiesc complexul

absorbtiv al solului;

� prin compozi�ia lor, substan�ele humice reprezint� rezerva principal�

de nutrien�i care sunt elibera�i treptat prin descompunere (dup� Eliade

�i colab., 1983, raportul C/N/P/S din humus, este circa 100/10/1/1);

� reprezentînd masa organic�, substan�ele humice sunt principalul izvor

�i stimulent pentru activitatea biologic� din sol;

Page 49: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

48

� din cauza activit��ii chimice complexe, unele substan�e humice, în

m�sura în care sunt absorbite de plante, influen�eaz�, mai mult sau mai

pu�in, procesele metabolice: sunt stimulate reac�iile de oxido-reducere,

sinteza glucidelor, este modificat� permeabilitatea citoplasmei,

precum �i alte însu�iri fiziologice, precum �i stimularea cre�terii;

� sub ac�iunea luminii solare, în moleculele de substan�e humice, apar

concentra�ii ridicate de radicali liberi (Schnitzer, 1977) ce se comport�

ca fotosintetizatori pentru substan�ele adsorbite sau legate.

În acest fel, de exemplu, erbicidele adsorbite pot fi detoxificate de radicali

liberi a c�ror formare este stimulat� de lumin� �i oxigen.

� Acizii humici �i compu�ii lor au culori de la deschise pîn� la închise:

acizii huminici �i compu�ii lor imprim� solului culori închise, iar acizii

fulvici �i compu�ii lor imprim� solului o culoare deschis�, pîn� la

brun�.

4.2.7.1. Capacitatea de adsorb�ie �i de schimb cationic

Este una din cele mai importante însu�iri ale substan�elor humice, întrucît,

ca orice acizi, �i acizii humici con�in H+ �i ca atare se pot neutraliza (prin reac�ie

cu bazele, calciu, magneziu, sodiu, potasiu, care schimb� hidrogenul �i trec în

huma�i, care sunt s�ruri ale acizilor humici).

Întrucît acizii humici sunt substan�e macromoleculare �i cationii de H+

(prin schimb cu Ca2+, Mg2+, K+, Na+) sunt prezen�i la periferia macromoleculelor,

cationii bazici vor fi adsorbi�i, respectiv lega�i la suprafa�a macromoleculelor �i,

ca atare, pot fi schimba�i, la rîndul lor, de al�i cationi din solu�ia solului. Însu�irea

substan�elor humice de a absorbi �i de a schimba cationi, cu al�ii din solu�ia

solului, se nume�te capacitate de schimb cationic �i de adsorb�ie de ioni.

Adsorb�ia cationilor din solu�ia solulu, la suprafa�a coloizilor de acizi

humici, se datoreaz� grup�rilor func�ionale carboxil COOH �i hidroxil- fenolice

C6H5-OH , care disociaz� la anumite limite ale reac�iei solului.

Capacitatea de adsorb�ie de cationi a acizilor humici �i de schimb cationic

este mult mai mare fa�� de cea a coloizilor de argil� (datorit�, în special,

construc�iei macromoleculare �i deci a unei suprafe�e specifice a coloizilor de

acizi humici mult mai mare fa�� de argil�).

Page 50: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

49

Astfel, la mineralele argiloase, capacitatea de schimb cationic poate ajunge

uneori pîn� la 150 me/100 g material, la acizii fulvici poate ajunge pîn� la dublu,

respectiv 300 me/100 mg, iar la acizii huminici, pîn� la 600 me.

4.2.7.2. Capacitatea de dispersie �i de coagulare a acizilor humici

Datorit� însu�irii de dispersie, acizii fulvici �i himato-melanici, precum �i

huma�ii de sodiu �i potasiu, sunt solubili în ap� �i pot migra din orizontul de

bioacumulare pe profilul solului, uneori pîn� la apa freatic� (prin intermediul apei

de infiltra�ie). Migrarea �i eluvierea humusului are loc sub form� de particule

foarte fine, coloidale, nesaturate acide, sau saturate cu Na+, datorit� ac�iunii

dispersante a H+. Se distruge o migrare coloidal� omogen� (func�ie de interven�ia

antropic� �i intensitatea migr�rii), cînd con�inutul de humus scade propor�ional cu

adîncimea profilului, precum �i o migrare discontinu� datorit� lucr�rii solului, a

cr�p�turilor din timpul secetei etc. Însu�irea de coagulare a acizilor humici

(precum �i a argilei) are loc sub ac�iunea diferitelor s�ruri (electroli�i) care prin

disociere, elibereaz� (în adîncime pe profil) cationi în solu�ia solului, care duc la

coagularea �i precipitarea coloizilor organici, minerali �i organo-minerali, în

profilul solului la diferite adîncimi.

4.2.7.3. Acumularea humusului

În func�ie de cantitatea de resturi organice, precum �i de viteza �i

intensitatea descompunerii resturilor organice �i de mineralizarea humusului (în

diferite condi�ii de clim� �i sub diferite asocia�ii vegetale), are loc procesul de

acumulare a humusului în soluri.

Cantitatea maxim� (respectiv m�rimea limit�) de humus ce se poate

acumula în sol, se poate calcula cu ajutorul formulei lui Tiurin, 1937, citat de

Chiri��, 1974:

Ax

aS *

)1( − unde:

S – m�rimea limit� de aucumulare a humusului;

a – coeficientul de descompunere a resturilor organice;

x – coeficientul de descompunere a humusului;

A – m�rimea aportului de resturi organice.

Dup� Kononova, 1968, citat de Chiri��, 1974, datele privind acumularea

humusului în soluri din zona cald�, sunt:

Page 51: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

50

Acumularea humusului în diferite zone naturale

Zone naturale Vegeta�ia Soluri Humus Ac.huminici

Ac. fulvici

% forme

mobile de

humus

Step� uscat�

Subzon� sudic�

Artemisia sp.

Stipa sp

Festuca nelcata

Castanii deschise 1,5-2,0 1,2-1,5 10

Semide�ert

Semide�ert cu

Artemisia �i

graminee

Brune de

semide�ert 1,0-1,2 0,5-0,7 10

P�duri

subtropicale

umede

P�duri subtropicale

cu frunza lat� Crasnoziomuri

4,0-6,0 �i

peste 0,7-0,9 90-100

P�duri

tropicale P�duri tropicale Soluri feralitice 4,0 0,3-0,4 100

În zone calde, de�i este un raport abundent de resturi organice, din cauza

vitezei ridicate de descompunere, rezult� pu�in humus (în climat ecuatorial se

acumuleaz� adesea humus mai pu�in fa�� de subzona p�durilor din zona

temperat�).

Humusul nu se acumuleaz� decît atunci cînd factorii puternic limitativi,

împiedic� ac�iunea de descompunere a microorganismelor. Un astfel de factor este

oxigenul. Tocmai de aceea, în locuri joase, inundabile, slab drenate, cu tot

climatul ectuatorial, materia organic� începe s� se acumuleze, întrucît se

descompune foarte lent, rezultînd soluri organice.

În regiuni de savane, cu alternan�a de sezoane �i regim hidric contrastant,

turbele adev�rate sunt o excep�ie, astfel c� în locurile joase se formeaz� soluri

humice negricioase sau cenu�ii.

Condi�ii pu�in favorabile descompunerii materiei organice apar �i în soluri

foarte acide, formate de exemplu, pe nisipuri cuar�oase pure. În condi�iile de

aciditate accentuat� (pH = 5,5), activitatea bacteriilor este stînjenit� �i astfel c� la

suprafa�a solului se formeaz� o litier� sub�ire �i un strat de humus gros de cî�iva

centimetri.

Page 52: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

51

Se poate spune c� regiunile calde se caracterizeaz� prin formare redus� de

humus (excep�ie face zona joas�, depresionar� �i solurile foarte acide formate pe

nisipuri cuar�oase).

Procesul de acumulare a humusului din sol este un proces de durat� ce

depinde de condi�iile bioclimatice �i care poate atinge cîteva sute �i chiar peste

1000 ani.

În regiuni umede �i r�coroase din zona montan�, humusul reprezint� un

important determinant ecopedologic, prin acizii fulvici solubili �i nesatura�i.

Acizii fulvici, prin ionii de H+, favorizeaz� debazificarea silica�ilor �i deci

determin� o debazificare �i alterare mai intens�, cu formare de huma�i solubili,

care u�ureaz� deplasarea �i levigarea în profunzime.

Acizii humici apar ca un agent pedogenetic foarte activ în procesul de

alterare, eluviere �i iluviere. În solurile unde predomin� acizii huminici bruni �i

cenu�ii, puternic polimeriza�i �i satura�i, ace�tia sunt mai pu�in agresivi �i mai

stabili, formînd complexe argilo-humice rezistente la descompunerea sub

influen�a microorganismelor. Astfel, humusul saturat se acumuleaz� pe o mare

grosime în profilul solurilor din zonele temperate de step� �i silvostep�.

4.2.7.4. Rolul �i importan�a humusului în natur�

Humusul este cea mai abundent� �i r�spîndit� materie organic� din sol.

Humusul are rol important pentru activitatea microorganismelor din sol �i

reprezint� principalul determinant ecologic al troficit��ii solului. Este permanent

supus activit��ii de degradare sub ac�iunea microorganismelor �i de aceea,

substan�ele humice sunt într-un echilibru dinamic: descompunerea lor treptat� este

compensant� prin resintez�.

Humusul are efecte benefice (substrat organic complex)asupra vie�ii din

sol �i asupra însu�irilor solului. Prin activitatea microorganismelor, se degaj� CO2

cu rol activ în intensificarea proceselor de alterare a materiei organice �i minerale

din sol.

� are un rol important în formarea structurii glomerulare �i gr�un�oase,

prin cimentarea particulelor de sol;

� indirect, joac� rol important în îmbun�t��irea porozit��ii solului �i

consisten�ei, a permeabilit��ii pentru aer �i ap�. Humusul asigur�

re�inerea �i conservarea apei accesibile pentru plante;

Page 53: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

52

� influen�eaz� pozitiv cre�terea capacit��ii de re�inere a apei în forme

accesibile plantelor;

� al�turi de argil�, ajut� la împiedicarea levig�rii nutrien�ilor �i

ac�ioneaz� drept rezervor de nutrien�i, pe care îi stocheaz� �i îi

elibereaz� la nevoie;

� prin culoarea închis�, determin� absorb�ia radia�iilor solare calorice,

m�rind gradul de înc�lzire a solului.

La acestea se mai adaug� (Zarnea, 1994):

� capacitatea de re�inere �i schimb de ioni;

� modificarea permeabilit��ii membranei celulelor vegetale;

� participarea direct� în metabolismul plantelor prin stimularea

activit��ii unor enzime, precum �i utilizarea direct� de c�tre plante, a

compu�ilor care rezult� din descompunerea substan�elor humice.

Dup� Jenkinson �i Rayner, 1977, cele mai multe materiale humice au o

via�� de secole, contribuind pe perioade îndelungate la îmbun�t��irea însu�irilor

fizice ale solului.

� Enzimele extracelulare care au rol important în humificarea biologic�,

r�mase în stare liber� sunt expuse denatur�rii rapide, avînd astfel o

activitate efemer�. Legîndu-se de coloizii solului, enzimele pot s�

persiste timp foarte îndelungat. Substan�ele humice exercit� o ac�iune

de protec�ie a exoenzimelor.

Substan�ele humice sunt compu�i macromoleculari de natur� coloidal�,

care influen�eaz� foarte mult însu�irile fizice �i chimice ale solului.

Humusul reprezint�, al�turi de materia organic� din sol, o rezerv�

permanent� de nutrien�i, eliberînd continuu substan�e nutritive u�or accesibile

plantelor.

Permanent are loc în sol, pe o parte, formarea de humus, iar pe alt� parte,

au loc procese de descompunere a humusului, eliberîndu-se elemente nutritive.

Comparativ cu resturile organice, substan�ele humice sunt mai rezistente la

atacul microorganismelor �i ca urmare, elementele nutritive din humus, se

elibereaz� în mod treptat. Astfel, % de humus din sol nu numai c� nu se

mic�oreaz�, ci de cele mai multe ori cre�te.

Page 54: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

53

Humusul este principalul rezervor de nutrien�i (mai ales azot) �i, de aceea,

cantitatea �i calitatea lui reprezint� un indicator sintetic imprortant pentru nivelul

de fertilitate a solului.

Acizii humici, care sunt componen�i principali ai humusului, au însu�iri

coloidale de re�inere �i schimb cationic (humusul împreun� cu argila formeaz�

complexul argilo-humic al solului). Prin re�inere �i schimb de cationi, se pun în

libertate în solu�ia solului, principalele elemente nutritive: Ca, Mg, P, K, pentru a

fi la dispozi�ia plantelor,.

Prin re�inerea cationilor la suprafa�a coloizilor de acizi humici, ace�tia sunt

feri�i, într-o m�sur� oarecare, de eluviere pe profil.

Capacitatea de adsorb�ie �i schimb cationic este ridicat� la humus, datorit�

grup�rilor func�ionale CO2H �i OH fenolice, precum �i datorit� proceselor de

complexare a unor ioni metalici, fie prin leg�turi de H intramoleculare (care se

stabilesc între grup�rile CO, NO, CO2H, NO2, N=N �i gruparea OH), fie prin

leg�turi covalente coordinative între atomi de O, N �i ioni metalici în complec�i

interni. Prin schimbul cationic, precum �i prin complexarea unor metale, acizii

huminici au rol în balan�a �i dinamica nutrien�ilor din sol.

Sub ac�iunea luminii solare, apar în moleculele de acizi humici,

concentra�ii mari de radicali liberi, care se comport� ca fotosintetizatori pentru

substan�ele adsorbite sau legate. În acest fel, erbicidele adsorbite pot fi

detoxificate de radicalii liberi, a c�ror formare este stimulat� de oxigen �i lumin�.

O parte din substan�ele humice pot fi absorbite de plante (din cauza

activit��ii chimice complexe) �i influen�eaz� procesele metabolice: stimuleaz�

reac�iile de oxido-reducere, sinteza glucidelor, modificarea permeabilit��ii

citoplasmei, cît �i alte însu�iri fiziologice.

4.2.7.5. Formarea �i importan�a complexelor organo-minerale din sol

Materia organic� din sol (de diferite origini) cuprinde:

� materie organic� proasp�t� sau nedescompus�;

� metaboli�i microbieni (humina microbian� format� din aminoacizi,

polimonide �i polizaharide, rezulta�i prin neoformarea microbian�);

� materie organic� rezistent� la descompunere (humina mo�tenit� sau

rezidual�, reprezentînd o frac�iune apropiat� de natur� organic�

Page 55: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

54

proasp�t�, care este alc�tuit� din lignina transformat� prin demetixilare

�i oxidare);

� humina de insolubilizare (provine din insolubilizarea �i precipitarea

ireversibil� a compu�ilor fenolici lega�i de compu�ii peptidici);

� biomasa microbian�;

� compu�i humici alcalino-solubili de origine vegetal� (evolua�i prin

solubilizare), macromoleculele aromatice policondensate, sau produ�i

de neosintez� microbian� de natur� aromatic� �i peptidic�.

Ponderea acestor componente organice depinde de activitatea biologic�

din sol. Astfel, în soluri cu activitate biologic� intens� (soluri cu humus mull),

prin humificare se formeaz� un orizont de bioacumulare bine dezvoltat, ce con�ine

o cantitate mare de materie organic� sub form� de compu�i humici stabili (50–

80% din total), precum �i sub form� de polizaharide reînnoite continuu (10–

30%). Aceste 2 tipuri de compu�i organici se asociaz� cu compu�i minerali,

formînd complexe organo-minerale.

În condi�ii de mediu biologic mai pu�in activ (soluri cu humus de tip

moder sau mor), se formeaz� un profil diferen�iat puternic, care con�ine un orizont

de bioacumulare mai scurt �i care eviden�iaz� la suprafa�� un strat organic

rezistent la descompunere, care apoi este urmat în adîncime, de un strat de

acumulare a materiei organice redistribuite �i care prezint� complexe organo-

minerale.

În mod obi�nuit, materia organic� a solului (compu�i organici

nepolimeriza�i, cu greutate molecular� mic�, precum �i substan�e humice divers

polimerizate), se leag� de materia mineral� a solului (metale alcaline �i alcalin�-

p�mîntoase, hidroxizii de Fe �i Al, minerale argiloase), rezultînd a�a numitele

complexe organo-minerale ale solului.

Formarea �i stabilitatea complexelor organo-minerale, depinde de

reactivitatea grup�rilor func�ionale a substan�elor humice, de gradul de

polimerizare al compu�ilor organici, precum �i de gradul de solubilitate �i de

starea compu�ilor minerali complexa�i �i de natura for�elor de leg�tur� (leg�turi de

hidrogen, for�e de atrac�ie van der Waals, leg�turi covalente sau coordinative,

adeziune, chemosorb�ie, etc.). Complexele organo-minerale pot fi solubile,

insolubile în ap�, precum �i dispersabile coloidal (în func�ie de gradul de

Page 56: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

55

polimerizare a moleculei organice care are rol de anion), ceea ce poate duce la

r�mînerea lor pe locul de formare (cele cu grad mare de polimerizare), sau la

migrarea �i levigarea lor pe profil (cele cu grad intermediar �i mic de

polimerizare).

Ca urmare a form�rii complexelor organo-minerale, se consolideaz�

structura solului prin agregarea compu�ilor organici �i minerali pe trei niveluri

diferite de organizare (R. L�c�tu�u, 2000):

* un nivel structural prin asocierea microagregatelor minerale �i

organice;

* un nivel de organizare microstructural, format din compu�ii minerali �i

organici, la nivelul microagregatelor;

* un nivel molecular rezultat din formarea complexelor organo-minerale

de tip coloidal argilo-humic.

!��)����&���������������*���������������

5.1. Profilul de sol

Solul se formeaz� �i evolueaz� în timp, în anumite condi�ii de clim� �i

vegeta�ie, pe baza materialului parental �i a rocilor generatoare de sol, sub

ac�iunea unor procese complexe, denumite procese pedogenetice. În urma

execut�rii unei sec�iuni verticale, de la suprafa�a solului pân� la materialul

parental sau roca generatoare, constat�m existen�a unor straturi de sol, denumite �i

orizonturi genetice sau pedogenetice de sol.

Profilul de sol, denumit �i profil pedogenetic, este constituit dintr-o

succesiune de orizonturi pedogenetice desf��urate pe adâncime, de la suprafa�a

terenului �i pân� la roca de solificare sau materialul parental nealterat, sau pân� la

adâncimea la care se g�se�te apa freatic� într-o sec�iune vertical�. În�elegem deci,

���������

Page 57: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

56

prin profil de sol, aspectul morfologic pe care îl prezint� solul în sec�iune

transversal� natural� de la suprafa�a pân� la nivelul materialului parental sau a

rocii generatoare de sol.

În sec�iunea transversal� realizat� de la suprafa�a terenului pân� la roca de

solificare netransformat�, solul apare alc�tuit din mai multe straturi paralele sau

aproximativ paralele cu suprafa�a terenului, straturi care se deosebesc între ele prin

grosime, culoare, , propriet��i fizico-chimice �i biologice, diferite acumul�ri

specifice etc. Diferen�ierea straturilor, denumite orizonturi pedogenetice, a avut loc

în cursul procesului de formare �i evolu�ie a solului

Descrierea morfologic� a profilului de sol, precum �i studiul orizonturilor

pedogenetice din care acesta este alc�tuit, are o mare însemn�tate teoretic� �i

practic�, sub aspectul determin�rii �i descrierii însu�irilor de baz� ale solului �i de

eviden�iere a unor aspecte referitoare la genez�, evolu�ie, ameliorare �i utilizare

optim� a acestuia.

Ghe. Munteanu-Murgoci ar�ta c� profilul de sol reprezint� cel mai important

criteriu în stabilirea originii si evolu�iei solului. Cele mai noi clasific�ri ale solului

(Soil Taxonomy, F.A.O. – U.N.E.S.C.O., W.R.B. etc.) sunt bazate pe însu�irile

intrinseci ale solului, exprimate în primul rând de caracteristicile pedomorfologice

ale profilului pedogenetic.(F. Filipov 2005).

Caracterizarea �i descrierea unei unit��i teritoriale de sol se realizeaz� cu

ajutorul profilurilor principale de sol, profilurilor secundare �i a profilurilor de

control.

Profilurile principale de sol con�in elementele de baz� pentru determinarea

însu�irilor solurilor din respectiva unitate cartografic� �i au urm�toarele dimensiuni:

2 m lungime, 1 m l��ime �i 2 m adâncime. Adîncimea unui profil principal poate

ajunge la circa 2,5 m, dar nu dep��e�te 1- 1,5 m în cazul solurilor din regiunile

montane, cît �i în cazul solurilor în care nivelul apei freatice este situat aproape de

suprafa�a solului. Recoltarea probelor de sol pentru analize fizice �i chimice, se face

de la nivelul fiec�rui orizont, atât în a�ezare natural� cât �i în a�ezare modificat�,

începînd de la baza profilului de sol, c�tre suprafa�a acestuia.

Page 58: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

57

Am

AB

Bv

CCa

C

1

2

3

4

5

1

Profilul unui sol (1, 2, ... , 5 – ordinea de prelevare a probelor de sol;

Am, AB, Bv, Cca �i C – orizonturile pedogenetice) (F.Filipov, 2003).

Profilurile secundare se execut� pe o adâncime cuprins� între 1,00 �i 1,20

m, pentru a aprecia extinderea arealului unui tip de sol. Aceste profiluri secundare

de sol, permit cerceterea p�r�ii principale a solului, respectiv studierea

complementar� a solurilor caracterizate prin profiluri principale, stabilind limite

clare între unit��ile cartografice de sol.

Profilurile de control numite �i sondaje se execut� pe adâncimea de 0,50-

0,70 m, în vederea delimit�rii în teren, a unit��ilor de sol identificate �i caracterizate

prin profilurile principale �i secundare.

5.2. Orizonturi pedogenetice

Orizonturile pedogenetice sunt cunoscute �i sub denumirea de orizonturi

de sol sau straturi genetice de sol. Orizonturile de sol sunt dispuse în general

paralel cu suprafa�a terenului, fiind caracterizate printr-o anumit� grosime, o

anumit� culoare �i anumite propriet��i fizice, chimice �i biologice. Orizonturile de

sol s-au format din mineralele �i rocile ini�iale, care au fost supuse dezagreg�rii �i

alter�rii sub influen�a factorilor pedologici (organisme, clim�, relief, ape stagnante

�i freatice, interven�ie antropic�). Pentru identificarea �i definirea corect� a

orizonturilor sunt folosite atît m�sur�tori �i observa�ii în teren cît �i determin�ri de

laborator. Unele propriet��i fizice (textura, structura), unele propriet��i fizico-

Page 59: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

58

mecanice (consisten�a, plasticitatea, adezivitatea), cît �i propriet��i morfologice

(culoarea �i prezen�a pe profilul analizat la nivelul diferitelor orizonturi a

neoforma�iunilor biogene �i chimice), pot fi observate �i m�surate în unele cazuri

în teren, determin�ri care sunt completate în laborator cu analize de fine�e

(con�inut de humus, reac�ia solului, con�inut de s�ruri u�or solubile, nivel de

carbona�i, diver�i anioni �i cationi, etc). Existen�a unor materiale parentale

suprapuse avînd granulometrie diferit� determin� formarea de orizonturi cu texturi

diferite în cadrul aceluia�i profil de sol, orizonturi supraiacente (superioare)

formate pe seama materialului parental superior �i orizonturi subiacente

(inferioare) formate pe seama materialului parental inferior. Orizonturile

pedogenetice utilizate în succesiune cu alte orizonturi sau chiar singure sunt

utilizate în definirea unit��ilor taxonomice la diferite niveluri.

În func�ie de materialul constituent orizonturile pedogenetice pot fi

definite ca orizonturi organice , orizonturi minerale �i ca orizonturi organo-

minerale.

Orizonturile organice prezint� un con�inut de materie organic� mai mare

de 35% , în contextul în care componenta mineral� are mai mult de 60% argil�.

Orizonturile minerale sunt definite prin predominarea componentei

minerale, componenta organic� fiind mai mic� de 35% dac� con�inutul de argil�

este mai mare de 60%. Aceste orizonturi prezint� uneori �i cantit��i de materie

organic� sub 20%, în cazul în care nu con�in argil�. În cazul unui con�inut

intermediar de argil� ,cantitatea maxim� de materie organic� va fi cuprins� între

20-35% (cantitate direct propor�ional� cu con�inutul de argil�).

Orizonturile organo-minerale sunt definite prin prezen�a unui con�inut

de 20-35% materie organic� dac� con�inutul de argil� este mai mare de 60%, sau

cuprins între 5-20% în cazul în care nu con�ine argil�.

Orizonturile pedogenetice principale se noteaz� cu litere mari ale

alfabetului latin. Ex.:A, B, C, D, E, T, R.

În majoritatea cazurilor orizonturile de tip O �i C �i întotdeauna orizontul R

sunt definite ca straturi sau ca orizonturi litologice , deoarece caracteristicile lor

Page 60: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

59

nu sunt rezultatul ac�iunii proceselor pedogenetice. Fiind elemente de referin�� în

cadrul profilului de sol, acestea sunt introduse ca orizonturi principale.

Orizonturile pedogenetice de asociere determin� caracteristicile unui sol

numai atunci cînd sunt asociate unuia din orizonturile pedogenetice principale

men�ionate anterior. Caracterele acestor orizonturi se eviden�iaz� la nivelul

orizontului pe care se grefeaz�. Men�ion�m ca orizonturi de asociere: G, W, sa,

na, sc, ac, x, y. Ele se noteaz� al�turat dreapta orizontului principal cu care se

asociaz�: AG, CG, BW, Asa, Bv, etc.

Prezent�m orizonturile pedogenetice avînd caracteristicile esen�iale,

precum �i caracterele secundare, notate prin simbol, conform S.R.T.S.2003.

5.2.1. Orizontul A. Este un orizont mineral format În partea superioar� a

profilului de sol sau subiacent unui orizont organic, fiind mai închis la culoare

decît orizontul subiacent. Sunt considerate orizonturi A �i stratele arate - notate cu

Ap - chiar dac� sunt grefate direct pe orizonturi E, B sau C.

La nivelul orizontului A se eviden�iaz� o alterare puternic� a materiei

organice cît �i a componentei minerale pe fondul unei activita�i microbiologice

intense.

Orizontul A se caracterizeaz� prin formarea �i acumularea unei cantit��i

mari de humus, pe seama transform�rii sub ac�iunea micoorganismelor (bacterii �i

ciuperci), în anumite condi�ii climatice (temperaturi, precipita�ii), a resturilor

organice vegetale ramase la suprafa�a scoar�ei sau în orizontul de suprafa�� dup�

parcurgerea de c�tre vegeta�ie a ciclului biologic. Datorit� acumul�rii intense de

humus, orizontul A, poart� denumirea de orizont bioacumulativ sau orizont de

bioacumulare.

Orizontul A este un orizont fertil care pune la dispozi�ia plantelor prin

intermediul apei , substan�ele nutritive , respectiv elementele nutritive necesare

cre�terii �i dezvoltarii (majoritatea plantelor î�i dezvolt� sistemul radicular în

primii 50 cm ai profilului de sol).

În orizontul A sunt prezen�i compu�i minerali �i organici de sintez� si de

descompunere biochimic�, aceasta ca urmare a alter�rii prin intermediul

microorganismelor a resturilor organice vegetale precum �i a mineralelor �i rocilor

Page 61: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

60

ini�iale, eviden�iindu-se prezen�a la nivelul acestui orizont a lehmului de alterare

cu humus (loess alterat).F.FILIPOV 2005.

Deoarece procesul de solificare în cazul orizontului A, se desf��oar� pe o

anumit� adîncime, face din grosimea acestui orizont o constant� morfologic� în

cadrul fiec�rui tip de sol.

Orizontul A prezint� urm�toarele tipuri: A molic (Am), A umbric ( Au), A

ocric (Ao), A molic greic (Ame), A limnic (Al), A hortic (Aho), A antracvic

(Aaq).

A molic este un orizont mineral de tip A, avînd urm�toarele caractere:

crome �i valori < 3,5 la materialul în stare umed� �i valori < 5,5 la materialul în

stare uscat�, respectiv o culoare brun –închis�, negricioas� atît la materialul în

a�ezare natural� cit �i modificat� mecanic; con�inut de materie organic� de cel

pu�in 1% pe întreaga lui grosime �i cel mult 35%, dac� partea mineral� are peste

60 % argil� �i cel mult 20%, dac� nu con�ine argil�; la con�inuturi de argil�

intermediar� prezint� cantit��i propor�ionale maxime între 20 �i 35%; structur�

gr�un�oas�, glomerular� sau polidric�; grad de satura�ie în baze mai mare de 55%

dup� S.R.C.S. 1980 �i de peste 53% dup� S.R.T.S. 2003; consisten�a suficient de

friabil� pentru ca materialul de sol s� nu devin� dur �i masiv în stare uscat�.

Grosimea orizontului A este de minim 25 cm sau de cel pu�in 20 cm la solurile la

care orizontul R este situat în primii 75 cm �i la cele cu orizonturi Ame, AC, AR,

AG sau B, avînd în partea superioar� culori de orizont A molic sau chiar de 10 cm

în cazul în care orizontul A este situat pe un orizont cimentat (petric) sau direct pe

roca compact� (dur�, consolidat�).Se noteaz� cu simbolul Am.

A umbric este un orizont mineral de tip A asem�n�tor orizontului A molic,

în ceea ce prive�te culoarea, con�inutul în materie organic�, structura, consisten�a

�i grosimea, dar se diferen�iaz� de acesta, avînd un grad de satura�ie în baze egal

sau mai mic de 55% dup� S.R.C.S. 1980 �i egal sau mai mic de 53% dup�

S.R.T.S. 2003.

Se noteaz� cu simbolul Au.

A ocric este un orizont mineral de tip A, deschis la culoare, care devine

masiv �i dur sau foarte dur în perioada uscat� a anului. Prezint� un con�inut mai

mic de materie organic� �i este mai sub�ire decît un orizont de tip Am sau Au.

Prezint� structur� prismatic� foarte mare (peste 30 cm în diametru) care este

Page 62: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

61

inclus� în structura masiv� dac� nu exist� o structur� secundar� în interiorul

prismelor.Se noteaz� cu simbolul Ao.

Dac� un orizont A prezint� toate caracterele unui orizont molic sau

umbric, cu excep�ia grosimii, se consider� tot orizont A ocric, dar se noteaz� cu

Aom �i respectiv Aou.

Orizontul A molic greic este un orizont mineral situat între un orizont Am

�i un orizont Bt. Prezint� acumul�ri reziduale de gr�un�i de cuar� dezbr�ca�i de

pelicula coloidal� sau alte particule minerale rezistente la alterare, sub form� de

pete suficient de frecvente. Acest orizont prezint� culori cu valori egale sau mai

mari de 3 �i crome mai mici de 2 la materialul în stare uscat�. S-a format ca

urmare a ac�iunii conjugate a dou� importante procese pedogenetice :

bioacumulare �i eluviere. Se mai nume�te A molic slab luvic (hipoluvic) l�sînd

impresia unei pudr�ri cu cuar� �i reprezint� stadiul de debut în formarea unui

orizont de tip eluvial luvic.. Acest orizont a purtat denumirea de orizont A molic

eluvial �i de orizont A molic pudrat, denumiri la care s-a renun�at pentru a nu se

confunda cu orizonturile de eluviere luvic�, în care procesul de migrare a argilei

are loc pe toat� sec�iunea orizontului. Se noteaz� cu simbolul Ame.

Orizontul A limnic este un orizont mineral de tip A format prin acumulare

de resturi vegetale �i animale subacvatice în diferite stadii de humificare �i

turbificare, sau precipitate organice �i minerale , sau suspensii. Orizontul A limnic

se caracterizeaz� printr-un aspect de gel sau n�mol, avînd o consisten�� foarte

moale. Con�inutul de materie organic� este mai mare de 1%,iar cel de ap�,

raportat la materialul uscat dep��e�te 100%, fiind cuprins frecvent între 100-

400%. Densitatea aparent� este cuprins� între 0,3- 0,6%.Cularea orizontului poate

fi cenu�ie, cenu�iu-verzuie, neagr�. Prin expunere la aer, materialul î�i schimb�

culoarea în brun sau oliv. În timp, prin desecare �i cultivare, pe fondul unei

matur�ri fizice, orizontul A limnic se transform� în orizont A antracvic sau orizont

A molic semiturbos, avînd o culoare închis� �i o grosime de 30-60 cm. În urma

desec�rii terenurilor submerse �i prin evapotranspira�ie, are loc o contrac�ie

ireversibil� a materialului, care determin� formarea unor poliedri cu diametrul de

12-15 cm. Cr�p�turile formate sunt destul de largi (0,2-15 cm),coborînd spre

adîncine, frecvent pîn� la nivelul franjului freatic. Cu toate c� poliedrii forma�i

gonfleaz� sau se contract� în func�ie de starea de umiditate a solului, cr�p�turile

Page 63: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

62

existente sunt permanente,ele putînd persista o foarte lung� perioad� de timp de la

luarea în cultur� a terenurilor respective,cu efect direct asupra drenajului intern al

solului.Se noteaz� cu simbolul Al.

Orizontul A hortic este un orizont antropedogenetic de suprafa��. S-a format

prin fertilizare puternic�, lucrare profund� �i adaos de resturi organice de natur�

animal� �i/sau vegetal� în amestec cu material p�mîntos, uneori avînd incluziuni

de c�r�mizi, fragmente de oale,etc. Acest orizont are un grad de satura�ie în baze

mai mare de 53%. Are un con�inut apreciabil de humus, pe fondul unei activit��i

microbiologice intense. Prezint� o culoare închis� la materialul în stare umed�,

avînd crome �i valori mai mici de 3. Se deosebe�te de orizontul A molic, prin

con�inutul de fosfor extractibil, care este mai mare de 250 ppm (exprimat în

P2O5), în primii 25 de cm. Se noteaz� cu simbolul Aho.

Orizontul A antracvic este un orizont antropogenetic, format în cazul

solurilor intens irigate sau a celor utilizate ca orez�rii. Aceste soluri sunt o mare

parte din an, sau în permanen�� saturate cu ap�. Se caracterizeaz�: a) printr-un

strat arat la suprafa��, urmat imediat de un strat permeabil saturat cu ap� în

majoritatea anilor (3 sau mai multe luni pe an).Acest strat prezint� crome mai mici

sau egale cu 2; b) un orizont de subsuprafa�� care poate avea pete de s�r�cire în

fier, cu valori de 4 �i crome de 2 în macropori, sau concentr�ri (pete, concre�iuni)

de oxizi de fier, sau un con�inut de fier de dou� ori mai mare decît în stratul arat.

Se noteaz� cu simbolul Aaq.

Orizontul antropogenetic este de fapt un orizont mineral de suprafa��, foarte

puternic transformat prin fertilizare îndelungat� �i lucrare adînc� sau rezultat din

în�l�area suprafe�ei prin adaos de material în urma unei lungi perioade de cultivare

�i/sau irigare, avînd însu�iri mult modificate fa�� de cele ini�iale.

5.2.2. Orizontul E. Este un orizont mineral, care are un con�inut mai

sc�zut de argil� �i/sau sescvioxizi de fier �i aluminiu �i materie organic�, prezint�

o acumulare relativ� de cuar� �i/sau alte minerale de dimensiunea nisipului sau

prafului, care au rezistat la alterare. Culoarea este determinat� în primul rînd de

culoarea particulelor primare de nisip �i praf, dar �i de particulele de oxizi de fier

�i de al�i constituien�i care mascheaz� culoarea particulelor primare. Este situat de

obicei aproape de suprafa��, subiacent unui orizont de tip O sau A �i supraiacent

Page 64: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

63

unui orizont de tip Bt(excep�ie cazul profilurilor de sol decopertate �i/ sau

erodate). Se disting trei feluri de orizont E.

Orizontul E luvic, este un orizont mineral de eluviere, situat supraiacent

unui orizont Bt �i subiacent unui oriyont de tip O sau A.. Se caracterizeaz� prin

culori deschise la materialul în stare uscat�, cu valori mai mici de 6,5; pot avea �i

valori mai mari sau egale cu 6,5 dar asociate numai cu crome mai mari de 3.

Structura la nivelul acestui orizont este polidric� sau lamelar� sau f�r� structur�.

Textur� este mai grosier� decît a orizontului subiacent, Bt. Are o grosime minim�

de 5 cm �i un con�inut de aluminiu schimbabil peste 1,5 ori mai mare decît

orizontul supraiacent. Poate fi considerat orizont El �i orizontul Ea, în cazul în

care prezint� o grosime mai mic� de 10 cm. Se noteaz� cu simbolul El.

Orizontul E albic, este un orizont mineral de eluviere, situat supraiacent

unui orizont Bt �i subiacent unui orizont de tip O sau A, avînd urm�toarele

caractere: culori mai deschise decît în cazul orizontului El în stare uscat�,

respectiv valori mai mari sau egale cu 6,5 �i crome mai mici sau egale cu 3; de

regul�, se înregistreaz� o diferen�� de cel pu�in dou� unit��i de valoare mai mari

decît cele apreciate la materialul în stare umed�. Structura orizontului este

lamelar� sau poliedric� slab dezvoltat�. Textura este mai grosier� decît a

orizontului subiacent. Grosimea minim� a orizontului Ea este de 10 cm. La

nivelul acestui orizont are loc o segregare a sescvioxizilor sub form� de

concre�iuni �i pete, frecvent intens� în cazul solurilor afectate de stagnogleizare.

Se noteaz� cu simbolul Ea.

Orizontul E spodic este un orizont mineral situat supraiacent unui orizont

Bs �i subiacent unui orizont de tip O sau A, avînd urm�toarele caractere: culori

deschise, respective la materialul în stare umed� valori mai mari sau egale cu 4 �i

mai mari de 5, la materialul în stare uscat� . Este un orizont lipsit de structur�

Orizontul Es este un orizont de eluviere a materiei organice �i a sescvioxizilor.

Con�inutul în materie organic� �i material amorf activ aluminoferic scade

puternic, concomitant cu îmboga�irea rezidual� la nivelul acestui orizont, în cuar�

�i alte particule minerale reyistente la alterare. Dac� în profil se identific�

orizontul subiacent un Bt, orizontul eluvial va fi El sau Ea, în func�ie de

caracterele lui; dac� se identific� un orizont subiacent B spodic (Bs sau Bhs),

orizontul eluvial va fi Es.. Se noteaz� cu simbolul Es.

Page 65: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

64

5.2.3. Orizontul B. Este un orizont mineral situat subiacent unui orizont

de tip A, E, O, orizont la nivelul c�ruia se constat� o pierdere în întregime sau

aproape în întregime a structurii ini�iale a rocii. Orizontul de tip B este un orizont

de sub suprafa��,excep�ie f�cînd cazurile de profiluri decopertate �i/sau erodate. În

cazul orizonturilor de tip B se constat� o alterare a materialului parental, înso�it�

sau nu de o îmbog��ire în argil� prin iluviere sau acumulare rezidual� �i/sau în

materie organic� prin iluviere, motiv pentru care aceste orizonturi se

caracterizeaz� prin: o concentrare iluvial� de argil� silicatic�, de substan�e amorfe

active formate din materie organic� �i de oxizi de aluminiu cu sau f�r� fier;

prezen�a peliculelor de argil� �i a secsvioxizilor de fier �i de aluminiu; o

morfologie rezultat� ca urmare a levig�rii carbona�ilor alcalino-p�mânto�i; o

alterare a materialului ini�ial cu generare �i eliberare de argil� silicatic� ce

determin� formarea unei structuri prismatice sau poliedrice în urma schimb�rilor

de volum ca urmare a oscila�iilor volumului de ap�; Se disting patru feluri de

orizont B : Bv; Bt; Bs: Bcp.

Orizontul B cambic este un orizont mineral format prin alterarea pe loc

sau “in situ” a materialului parental, avînd urm�toarele caractere: culori mai

închise sau cu crome mai mari sau în nuan�e mai ro�ii decît materialul parental;

structur�, obi�nuit poliedric� medie �i mare sau columnoid- prismatic�, în cel

pu�in 50 % din volum; textura poate fi mai fin� decît cea a materialului parental

(nisipoas� foarte fin�), plusul de argil� rezultînd din alterarea unor minerale

primare, respectiv din argilizare în situ; grosime de cel pu�in 15 cm, cu baza

situat� la cel pu�in 25 cm; un grad de alterare a mineralelor primare de la slab la

moderat. În cadrul orizontului Bv poate fi încadrat �i orizontul Bv lamelar, orizont

care prezint� benzi fine de sub 1 cm grosime, sau la care benzile mai groase de 1

cm nu însumeaz� mai mult de 15 cm pe adîncimea de 200 cm. Se noteaz� cu

simbolul Bv.

Orizontul B argic este un orizont mineral de sub suprafa�� la nivelul c�ruia

se realizeaz� o diferen�iere textural� pe profil. Este situat subiacent unui orizont de

tip Am, Ao, El, Ea. Are urm�toarele caractere: argil� orientat� (iluvial�), care

formeaz� pelicule pe fe�ele verticale �i orizontale ale elementelor structurale �i

umple porii fini; îmbrac� gr�un�ii minerali �i/sau formeaz� pun�i între ei; culori

Page 66: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

65

diferite (brun, negru, ro�u etc.), mai închise decît cele ale materialului parental;

structur� prismatic�, columnoid�, poliedric� sau masiv�; grosime de cel pu�in 25

cm cînd grosimea solului (grosimea însumat� a orizonturilor supraiacente,

A.+E+B) este mai mic� de 75 cm, de 35 cm cînd grosimea solului este de 75-100

cm �i de peste 45 cm cînd grosimea solului este mai mare de 100cm. Acest orizont

se caracterizeaz� deasemenea printr-o compactare evident� �i o diminuare

semnificativ� a permeabilit��ii, datorate acumul�rii de argil� translocat� din

orizontul supraiacent, a�ez�rii mai dense a materialului cît �i prezen�ei argilei

gonflante. În acela�i tip de orizont se încadreaz� �i orizontul B nisipos cu benzi

mai fine, dac� lamelele, respectiv benzile sunt groase de cel pu�in 1 cm �i

însumeaz� cel pu�in 15 cm grosime pîn� la cel mult 200 cm adîncime de la

suprafa�a solului. Se noteaz� cu simbolul Bt.

Orizontul B argic- natric, este un orizont mineral asem�n�tor orizontului

Bt. Spre deosebire de acesta prezint� urm�toarele caractere: satura�ie în ioni de

Na+ mai mare de 15 % din T (capacitatea total� de schimb cationic), cel pu�in pe

15 cm într-unul din suborizonturile situate în primii 20 cm ai orizontului; dac�

orizontul C subiacent are o satura�ie în Na+ de peste 15%, atunci pentru ca

orizontul Bt s� fie natric, trebuie s� aib� mai mult Mg+2 + Na+ schimbabil, decît

Ca+2 + H+, în primii 20 cm ai orizontului; structur� columnar� sau prismatic� �i o

grosime minim� de 15 cm. Se noteaz� cu Btna.

Orizontul B spodic este un orizont mineral, format din acumulare de

material amorf constituit din materie organic� �i/sau sescvioxizi, stuat subiacent

unui orizont de tip A, E, sau AE. Materialul amorf con�inut la nivelul acestui

orizont are o sarcin� ridicat�, dependent� de pH, o mare suprafa�� specific� �i o

mare capacitate de re�inere a apei. Orizontul Bs prezint� urm�toarele caractere:

compu�i amorfi de materie organic� �i/sau sescvioxizi, sub form� de aglomer�ri

subangulare sau rotunjite; culori, în general, în nuan�e de 7,5 YR �i mai ro�ii, cu

crome mici dac� orizontul este humico-feriiluvial sau mari, dac� este feriiluvial;

f�r� structur� sau aceasta este foarte slab dezvoltat�; capacitatea de schimb

cationic este relativ mare (2 me la 100 g); grosime minim� de 2,5 cm iar limita

superioar� este situat� sub 10 cm de la suprafa�a solului mineral.

Orizonturile spodice au o textur� grosier�, mijlociu-grosier�, mai rar,

mijlocie. Se noteaz� cu simbolul Bhs, în cazul în care materialul amorf con�ine

Page 67: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

66

atît humus iluvial cît �i sescvioxizi (mai mult humus decît în orizontul

supraiacent) �i cu simbolul Bs, în cazul în care con�ine predominant sescvioxizi

(mai putin humus decît în orizontul supraiacent).

Orizontul B criptospodic este un orizont mineral, întîlnit în cazul

profilurilor de sol puternic acide, cu acumulare de material iluvial amof activ,

predominant humic �i aluminic �i foarte rar feric, motiv pentru care, acest orizont

nu eviden�iaz� coloritul ro�cat, specific orizontului spodic. În unele cazuri,

con�inutul de materie organic� de peste 10%, mascheaz� coloritul ro�cat al

orizontului B criptospodic. Acest orizont are o culoare în nuan�e 10 YR cu valori

mai mici sau egale cu 3 �i crome mai mici sau egale cu 2. Este situat subiacent

unui orizont de tip A ,foarte humifer, care con�ine peste 20% materie organic� slab

mineralizat�, cu valoarea raportului C/N mai mare de 20-25 �i cu reflexe cenu�ii

în partea inferioar� .

5.2.4. Orizontul C este un orizont mineral, constituit din materiale

neconsolidate sau slab consolidate, situate la partea inferioar� a profilului de sol.

Acest orizont nu prezint� caracterele orizonturilor supraiacente, de tip A, B, sau

E, cu toate c� în anumite condi�ii poate constitui materialul parental al acestor

orizonturi ( cazul solurilor formate pe materiale a c�ror compozi�ie ini�ial� a fost

omogen�, respectiv loessuri �i depozite leossoide). Orizontul C nu reprezint�

materialul parental al solului respectiv, în condi�iile în care solul s-a format pe

depozite neomogene sau a avut o evolu�ie polifazic� ( dezvoltare policiclic�). Sunt

considerate orizonturi C �i materialele geologice relativ compacte, care se desfac

în 24 de ore din momentul în care fragmentele uscate sunt puse în ap�, sau dac�

materialul în stare umed�, poate fi f�rîmi�at. Se consider� orizont C �i materialul

anterior form�rii solului, puternic alterat pe care au evoluat solurile. În unele

cazuri ,orizontul C poate fi penetrat de r�d�cini. La nivelul orizontului C sunt

prezente acumul�ri de carbonat de calciu, s�ruri u�or solubile,gips. În func�ie de

natura �i de con�inutul orizontului C în carbonat de calciu, distingem : orizont C

necarbonatic, orizont C cu carbona�i reziduali �i orizont C carbonatoacumulativ.

Orizontul C carbonatoacumulativ este un orizont C cu acumulare de

carbona�i (carbonat de calciu secundar), sub form� difuz�, dispersat în matrice,

sau sub form� de concre�iuni discontinue, eflorescen�e, pseudomicelii, pete,

pelicule, tubu�oare, vini�oare. Orizontul C carbonatoacumulativ poart� denumirea

Page 68: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

67

de orizont calcic sau calxic �i de orizont carbonatoiluvial �i prezint� urm�toarele

caractere: con�inut de carbona�i de peste 12%; cel pu�in 5% din volum carbona�i

secundari (acumul�ri dure sau friabile) mai mult decît orizontul C cu carbona�i

reziduali; grosime minim� 15 cm. Este situate la baza profilului de sol, subiacent

unor orizonturi de tip Am sau B, excep�ie f�cînd cazurile în care orizonturile

men�ionate anterior au fost decopertate sau erodate. Se noteaz� cu simbolul Cca.

Orizontul C necarbonatic este un orizont mineral de tip C , prezent în

profilul solurilor formate pe roci f�r� carbonat de calciu, soluri de tip “ pedalfer”.

Aceste soluri evolueaz� repede, dar datorit� reac�iei acide �i a gradului foarte

sc�zut de satura�ie în baze, prezint� o fertilitate natural� slab�. Se noteaz� cu

simbolul Cn.

Orizontul C cu carbona�i reziduali este un orizont mineral de tip C care a

evoluat din materialul parental carbonatat . Este situat la baza profilului de sol. Se

noteaz� cu simbolul Ck.

Orizontul R este un orizont mineral, situat în partea inferioar� a unor

profiluri de sol, fiind constituit din roci compacte-consolidate. În cadrul rocilor

consolidate-compacte sunt incluse în mod conven�ional pietri�urile cimentate

impermeabile, rocile fisurate permeabile �i pietri�urile necimentate. Fragmentele

din orizontul R, uscate la aer nu se f�rîmi�eaz� dac� sunt �inute în ap� timp de 24

de ore. Rocile de tip granit, bazalt, andezit, pot prezenta fisuri care sunt destul de

înguste �i foarte pu�in numeroase, încît numai un num�r mic de r�d�cini le pot

penetra. În cazul în care orizontul R este nefisurat, se noteaz� cu simbolul Rn, iar

dac� oriyontul R este fisurat, permeabil format din fragmente de roc� sau pietri�

fluviatil, avînd mai pu�in de 10% material fin, atunci orizontul se noteaz� cu

simbolul Rp.

5.2.5. Orizonturi organice principale

Orizontul organic nehidromorf este un orizont organic format la

suprafa�a solului în condi�iile unui mediu nesaturat sau saturat cu ap� doar cîteva

zile pe an. La nivelul acestui orizont, frac�iunea mineral� reprezint� mai pu�in de

60% din masa total�. Acest orizont este situat în partea superioar� a solurilor

minerale formate sub p�dure, dar uneori poate fi situat la o anumit� adîncime fiind

acoperit de material mineral provenit din eroziune. Se noteaz� cu simbolul O. În

Page 69: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

68

cazul profilurilor de sol formate sub o vegeta�ie lemnoas�, orizintul organic

nehidromorf poate fi de tip: organic de litiera, constînd din material organic

proasp�t, nedescompus sau foarte pu�in descompus, notat cu simbolul Ol; organic

de fermenta�ie, format din materie organic� incomplet descompus�, în care se

recunosc cu ochiul liber sau cu lupa, resturi vegetale cu structur� caracteristic�,

notat cu simbolul Of; organic de humificare, în care materialul organic este într-

un stadiu foarte avansat de descompunere, încît, nu se mai recunosc cu ochiul

liber, ci numai cu lupa, resturi vegetale cu structur� caracteristic�, se noteaz� cu

simbolul Oh.

În cazul în care grosimea orizontului organic nehidromorf dep��e�te 20 cm,

atunci acest orizont poart� denumirea de orizont folic .

Orizontul organic hidromorf sau orizontul turbos este un orizont organic

de suprafa�� sau de sub suprafa��, format în condi�iile unui mediu saturat în ap� în

cei mai mul�i ani, mai mult de o lun� pe an, cu excep�ia cazurilor cînd solurile au

fost drenate. Este constituit predominant din mu�chi, ciperaceae �i alte plante

hidromorfe. Are o grosime de 20 cm. Se noteaz� cu simbolul T. În func�ie de

gradul de descompunere a materiei organice orizontul turbos poate fi: fibric,

hemic, sapric.

Orizontul turbos fibric este un orizont organic hidromorf ,caracterizat prin

prezen�a materiei organice slab descompuse, respectiv dou� treimi din materia

organic� este slab transformat�, astfel încît se pot distinge �esuturile de plant�.

Orizontul turbos hemic este un orizont organic hidromorf,caracterizat prin

prezen�a materiei organice într-un stadiu mediu de descompunere, o situa�uie

intermediar� între orizont turbos fibic �i orizont turbos sapric.

Orizontul turbos sapric este un orizont organic hidromorf, caracterizat

prin descompunerea puternic� a �esuturilor de plante, acestea nu se mai disting sau

se disting foarte slab pe maxim 1/6 din volumul materialului.

În func�ie de condi�iile de mediu în care se formeaz�, turba poate fi: eutrof�,

mezotrof� �i oligotrof�.

5.2.6. Orizonturi pedogenetice de asociere

Orizontul gleic este un orizont mineral format în condi�iile unui mediu

saturat în ap�, cel pu�in o parte din an, determinat de apa freatic� situat� la

Page 70: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

69

adîncime mic�. Este situat în general subiacent unui orizont de tip T sau se

asociaz� cu orizonturi de tip A, B, sau C. Se noteaz� cu simbolul G. Se disting

orizonturi gleice de reducere �i orizonturi gleice de oxidare-reducere.

Orizont gleic de reducere, format în condi�ii predominant de

anaerobioz�, avînd urm�toarele caractere: colorit uniform în culori de reducere

sau aspect marmorat, în care culorile de reducere apar în propor�ie de peste 50 %

din suprafa�a rezultat� prin sec�ionarea materialului f�r� structur�. Sunt

considerate culori de reducere, culorile neutrale N cu crome mai mici de 1,

culorile mai spre albastru decît 10 Y �i nuan�ele de 2,5 Y- 10 Y cu crome mai mici

de 1,5. �isturile �i sedimentele, sunt considerate orizont gleic de reducere numai

dac� prezint� crome mici �i dac� au rezultat în urma unui îndelungat process de

umezire în exces. Se noteaz� cu simbolul Gr.

Orizontul gleic de oxidare-reducere este format în condi�ii de aerobioz�

alternînd cu perioade de anaerobioz�, respectiv exces de umiditate o parte din an.

Prezint� un aspect marmorat, în care culorile de reducere apar în propor�ie de 16 -

50% iar culorile de oxidare apar sub form� de pete de oxidare, în propor�ie de

peste 16 % din suprafa�a rezultat� prin sec�ionarea elementelor dac� acestea exist�

( sunt considerate culori de oxidare, culorile în nuan�e de 10 YR �I mai ro�ii avînd

crome mai mari de 2). Acest orizont eviden�iaz� o segregare a sescvioxizilor sub

form� de pelicule �i concre�iuni. Se noteaz� cu simbolul Go.

Orizontul stagnogleic este un orizont mineral, format la suprafa�� sau în

profilul solului, în condi�iile unui mediu în care solul este mare parte din an

saturat cu ap� acumulat� din precipita�ii �i stagnant� deasupra unui strat

impermeabil sau slab permeabil. Se grefeaz� pe orizonturi A, E sau B.

Are urm�toarele caractere: aspect marmorat, în care culorile de reducere

sunt prezente atît pe fe�ele, cît �i în interiorul elementelor structurale �i ocup�

peste 50% din suprafa�a rezultat� prin sec�ionarea elementelor structurale dac�

exist�, asociate cu pete de oxidare avînd culori în nuan�e de 10YR �i mai ro�ii �i

crome mai mari de 2; precipitare a sescvioxizilor, sub form� de pelicule �i

concre�iuni; grosime de cel pu�in 15 cm. Se noteaz� cu simbolul W.

Orizontul salic este un orizont mineral îmbog��it secundar prin iluviere în

s�ruri mai u�or solubile decît gipsul. Acest orizont are un con�inut de s�ruri în

extras apos 1: 5, de cel pu�in 1%, dac� tipul de salinizare este cloruric �i de cel

Page 71: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

70

pu�in 1,5% dac� este sulfatic �i de cel pu�in 0,7% dac� orizontul con�ine sod�

(valori valabile pentru textur� medie). Concentra�ia de saruri u�or solubile

men�ionat� în cazul texturii lutoase se mic�oreaz� cu 7,5% pentru textura

nisipoas� �i se mare�te cu 15% pentru textura argiloas�. Dac� salinitatea este

exprimat� prin electroconductibilitate, orizontul, pentru a fi salic va avea 24(30)

dS/m la temperatura de 25 de grade Celsius, dac� valoarea pH este mai mic� de

8,8 �i mai mare de 12(15) dS/m la temperatura de 25 de grade Celsius, dac�

valoarea pH este mai mare de 8,9 (solul con�ine carbona�i alcalini).

Orizontul salic are o grosime minim� de 10 cm, sau de 5 cm în cazul

solurilor nisipoase. Se noteaz� cu simbolul sa.

Orizontul hiposalic este un orizont mineral, care con�ine s�ruri mai u�or

solubile decît gipsul (în ap� rece), în cantitate mai mic� decît orizontul salic,

respectiv 0,1- 1,0% pentru tipul de salinizare cloruric� �i între 0,15 �i 1,50%

pentru tipul de salinizare sulfatic� �i de 0,07- 0,7% dac� con�ine �i sod�. Aceste

concentra�ii sunt valabile în cazul texturii medii se mic�oreaz� sau se amplific� în

cazul texturii nisipoase sau a texturii argiloase �i/sau a solurilor organice, cu

acelea�i procente ca �i în cazul orizontului salic. Dac� salinitatea este exprimat�

prin electrocoductibilitate, orizontul pentru a fi hiposalic va avea minim 4 dS/m la

temperature de 25� Celsius. Acest orizont are o grosime minim� de 10 cm. Se

noteaz� cu simbolul sc.

Orizontul natric este un orizont mineral care are o satura�ie în Na+

schimbabil mai mare de 15% din capacitatea total� de schimb cationic (T), pe o

grosime de minimum 10 cm, sau raportul de adsorb�ie al natriului (SAR) mai

mare de 13. Se asociaz� cu un orizont de tip B argic. Se noteaz� cu simbolul na.

Orizontul hiponatric sau hipospodic este un orizont mineral care are o

satura�ie în Na+ schimbabil de 5- 15% din capacitatea total� de schimb cationic

(T), sau cu raportul de adsorb�ie al natriului (SAR) cuprins între 4- 13. Are o

grosime minim� de 10 cm. Se noteaz� cu simbolul ac.

Orizontul vertic este un orizont mineral cu un con�inut de cel pu�in 30%

argil� ( frecvent peste 50% ), predominant gonflant� �i care se asociaz� cu un

orizont de tip A, B, C. Prezint� fe�e de alunecare oblice (10- 600 fa�� de

orizontal�) �i/sau elemente structurale mari, de asemenea oblice, cu unghiuri �i

muchii ascu�ite într-unul dintre suborizonturi; cr�p�turi largi de peste 1 cm, pe o

Page 72: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

71

grosime de cel pu�in 50 cm în perioada uscat� a anului; grosime minim� de 50 cm.

Se noteaz� cu simbolul y.

Orizontul pelic este un orizont mineral de asociere care are un con�inut

mai mare de 45% argil� nesmectitic�. Materialele parentale pe care se dezvolt� un

astfel de orizont, sunt materiale argiloase de diferite origini, inclusiv argile

marnoase. Orizontul pelic prezint� urm�toarele caractere: în stare uscat� este dur,

în timp ce în stare umed� devine plastic; prezint� structur� poliedric� mare în stare

umed�, cu formare de agregate structurale prismatice sau poliedrice foarte mari,

care devin vizibile în stare uscat�; împachetare dens�; cr�p�turi largi �I adînci �i

local, mai pu�in frecvent fe�e de alunecare care nu determin� formarea unei

structuri sfenoidale; fe�e de alunecare care nu au înclinarea celor de la nivelul

orizontului vertic; la nivelul orizontului pelic, valoarea capacit��ii totale de schimb

cationic este mai mic� decît în orizontul vertic. Acest orizont are o grosime

minim� de 50 cm. Se noteaz� cu simbolul z.

Orizontul sulfuratic este un orizont mineral sau organic, situat într-un

mediu mediu permanent saturat în ap� �i al c�rui material con�ine mai mult de

0,75% sulf, raportat la materialul în stare uscat� predominant sub form� de sulfuri,

în special pirit�. Con�inutul de carbonat de calciu la nivelul acestui orizont este

mai mic decît triplul con�inutului de sulf. Reac�ia este mai mare de 3,5 unit��i pH.

Orizontul are o grosime minim� de 15 cm. Materialul cu caracter sulfuratic se

acumuleaz� în cazul solurilor care sunt permanent saturate cu ape salmastre, dar

�i în mla�tinile cu ape dulci, dac� con�in compu�i cu sulf. Pe fondul existen�ei unei

re�ele de drenaj are loc o oxidare a sulfurilor cu formare de acid sulfuric, avînd ca

efect acidifierea solului. Se noteaz� cu simbolul sf.

Orizontul sulfuric este un orizont de suprafa��, cu reac�ie extrem acid�,

datorit� prezen�ei acidului sulfuric (pH în ap� mai mic de 3,5 ). Cînd este asociat

unui sol mineral, în acest orizont se observ� pete g�lbui cu nuan�e de 2,5 Y �i

crome mai mari sau egale cu 6, aceasta datorit� prezen�ei unor minerale de tip

jarosit �i schwertmannit. În cazul solurilor organice, aceste pete nu apar în orizont,

iar pentru identificarea acestuia este suficient� o valoare a pH-lui mai mic� decît

3,5. Orizontul sulfuric se eviden�iaz� în cazul solurilor ml��tinoase, s�race în

carbonat de calciu, drenate artificial ,ca urmare a oxid�rii sulfurilor, în special

pirit�. În absen�a carbonatului de calciu, acidul sulfuric format în procesul de

Page 73: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

72

oxidare, nu este complet neutralizat. Orizontul sulfuric are o grosime minim� de

15 cm. Se noteay� cu simbolul su.

Orizontul scheletifer este un orizont pedogenetic de tip A, E, sau B,

dezvoltat într-un material cu fragmente grosiere de roci sau cu pietre. Peste 26% din

material este constituit din particule mai mari de 2 mm. Pentru a fi diagnostic,

orizontul trebuie s� aib� o grosime mai mare de 20 cm. Se noteaz� cu simbolul q.

Orizontul petrocalcic este un orizont calcic înt�rit sau cimentat continuu.

Cimentarea este determinat� de prezen�a carbonatului de calciu, a carbonatului de

magneziu, �i în unele cazuri poate fi prezent� �i silicea coloidal�. Cimentarea este

atît de puternic� încît solul în stare uscat� nu poate fi str�b�tut de sond� sau cazma

iar fragmentele uscate, l�sate în ap� nu se desfac.Materialul de sol la nivelul acestui

orizont are un aspect masiv �i lamelar, foarte tare �i extrem de tare în stare uscat� �i

extrem de ferm, în stare umed� .Porii necapilari sunt astupa�i, motiv pentru care în

orizontul petrocalxic conductivitatea hidraulic� este slab� �i în unele cazuri foarte

slab� putînd constitui o barier� pentru r�d�cini. Grosimea minim� a orizontului este

de 10 cm. Poate fi considerat orizont petrocalxic �i orizontul lamelar cimentat cu

carbonat de calciu, situat pe roc� compact� sau pat de pietri� dac� are o grosime de

peste 2,5 cm �i un con�inut de carbona�i mai mare de jum�tate din greutatea

materialului. Se noteaz� cu simbolul pc.

Orizontul andic este un oriyont mineral constituit din materiale cu

propriet��i andice, propriet��i eviden�iate, prin prezen�a în materialul solului a unor

cantit��i apreciabile de allofane, imogolit, ferihidrit sau complec�i alumino-humici,

reyulta�i în urma alter�rii moderate a depozitelor piroclastice. Pot fi întîlnite �i în

asocia�ie cu materiale nevulcanice de tip loess, argilite, cît �i produse de alterare

ferallitic�. Compozi�ia mineralogic� este dominat� de materiale “short range-

order”, formate prin alterarea produselor piroclastice primare rezultate în urma

erup�iilor vulcanice sau ale produselor secundare în care apar materiale

vulcanogene. Acest orizont poate s� apar� la suprafa�� sau sub suprafa�� �i con�ine

de regul�, cantit��i mari de materie organic�, nedep��ind 25% C organic. Orizontul

andic trebuie s� îndeplineasc� �i una dintre urm�toarele condi�ii: valoarea

procentului de aluminiu plus o jum�tate din valoarea procentului de fier extractabil

în solu�ie de oxalat acid s� însumeze peste 2% în p�mîntul fin ,sub 2 mm; valoarea

densit��ii aparente m�surat� la umiditatea corespunz�toare capacit��ii de camp,

Page 74: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

73

respective 0,33 atmosfere s� fie mai mic� de 0,9 g/cm3; valoarea reten�iei de fosfat

s� fie mai mare de 85%.În p�mîntul fin,diametrul particulelor mai mic de 2 mm,

valoarea reten�iei de fosfat s� fie de cel pu�in 25%, în frac�ia nisipoas� diametrul

particulelor de 0,02-2 mm de cel pu�in 30% �i s� r�spund� uneia dintre urm�toarele

cerin�e: suma con�inutului de aluminiu plus jum�tate din con�inutul de fier

extractabil în oxalat acid s� fie mai mare de 2% la un con�inut de sticl� vulcanic� în

frac�ia cu diametrul de 0,02-2,0 mm, mai mare de 5%; suma con�inutului de

aluminiu plus jum�tate din con�inutul de fier extractabil în oxalat acid s� fie de

0,4% la un con�inut de sticl� vulcanic�, în frac�ia 0,02-2,0 mm, mai mare de 30%;

dac� suma con�inutului de aluminiu plus jum�tate din con�inutul de fier extractabil

în oxalat acid este între 0,4 �i 2% în p�mîntul fin, con�inutul de sticl� vulcanic�, în

frac�ia 0,02-2,0 mm, trebuie s� fie peste o valoare cuprins� între 30% �i 5%, invers

propor�ional� cu cre�terea aluminiului plus jum�tate din fierul extractabil în oxalat

acid, între 0,4- 2%. În teren, ca �i în laborator, testul reac�iei solului în solu�ie de

NaF este foarte util: pH-ul unei suspensii de 1 g sol în 50 ml NaF, solu�ie N,

prezint� valori de peste 9,5-10 (dup� 2 min).Testul care indic� prezen�a materialelor

allofanice �i/sau a compu�ilor alumino-organice este orientativ deoarece

reac�ioneaz� la fel �i în orizonturile spodice iar, pe de alt� parte, nu reac�ioneaz�

corespunz�tor în orizonturile andice bogate în materie organic� acid�. Grosimea

minim� a orizontului, pentru a fi diagnostic, trebuie s� fie de peste 30 cm .Se

noteay� cu simbolul an.

Orizontul fragic sau fragipan este un orizont mineral de sub suprafa��,

lutos, uneori chiar nisipolutos sau nisipos fin �i care prezint� urm�toarele

caractere: con�inut foarte sc�zut de materie organic�; densitate aparent� mare

comparativ cu orizonturile supraiacente; consisten�� tare sau foarte tare, aparent

cimentat în stare uscat�, fragmentat, se dezmembreaz� în ap�; în stare umed�

materialul este slab moderat, casant, nu se deformeaz� deoarece elementele

structurale au tendin�a de a se rupe brusc la presiune u�oar�; coloritul este, în mod

obi�nuit p�tat, datorit� stagnogleiz�rii; slab sau foarte slab permeabil pentru ap� �i

prezint� planuri verticale albite, respective fe�e de poliedri sau de prisme mari �i

foarte mari; este situat, dar nu în mod necesar, direct sub un orizont eluvial,

cambic, argic sau spodic, cu excep�ia cazurilor cînd solul este trunchiat, uneori

suprapunîndu –se par�ial sau complet cu un orizont argic sau cambic; structura

Page 75: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

74

este poliedric� angular� sau prismatic�; partea interioar� a elementelor structurale

poate s� aib� porozitate total� mare dar, din cauza unei împachet�ri dense a

acestora, nu exist� continuitate între porii intrapedali �i fisuri; este lipsit de o

activitate intens� a faunei cu excep�ia unor spa�ii între agregatele structurale,

motiv pentru care mai mult de 90% din volumul solului nu poate fi explorat de

sistemul radicular �i este izolat de apa de procesare; identificarea fragipanului se

poate face numai în teren. Orizontul fragipanic are o grosime minim� este de 25

cm. Se noteaz� cu simbolul x.

5.2.7. Orizonturi de tranzi�ie

Sunt orizonturi care prezint� o parte din caracterele orizontului supraiacent

�i o parte din ale celui subiacent c�tre care se face tranzi�ia.Exist� dou� tipuri de

orizonturi de tranzi�ie:

a) orizonturi de tranzi�ie obi�nuite sau propriu-zise, la care tranzi�ia se face

treptat de la propriet��ile unui orizont la propriet��ile celuilalt orizont �i se noteaz�

cu cele dou� litere majuscule corespunz�toare orizonturilor respective: AB, BC, EB,

CR, etc;

b) orizonturi de tranzi�ie mixte sau de întrep�trundere, respectiv acele

orizonturi în care se întrep�trund propriet��ile celor dou� tipuri de orizonturi

principale, trecerea între orizonturi fiind neregulat� sau sub form� de limbi

(caracter glosic ). Se noteaz� cu dou� litere mari între care apare semnul +: E+B,

B+R, C+R, etc.

5.3. Nota�ii pentru caracteristici morfologice secundare:

� e – caracter slab luvic sau hipoluvic; acumulare rezidual� de gr�un�i de

nisip sau praf f�r� pelicule coloidale, respective o pudrare cu cuar�.

� g – gleizare slab�; avînd 6- 15% culori de reducere.

� h – talpa plugului; se refer� la prezen�a t�lpii plugului, respective un strat

îndesat format la partea inferioar� a stratului arat din cauza circula�iei

excesive �i a execut�rii repetate a ar�turii la aceea�i adîncime; poate

caracteriza numai un orizont de tip Ap.

� j – recent maturat; materialele de sol sunt maturate, cu portan�� normal�

�i o densitate aparent� extrem de mic�.

Page 76: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

75

� k – con�inut de peste 1% carbona�i.

� l – caracter lamelar; existen�a în profilul de sol a unor benzi sau lamele

constituite din material mai fin decît restul profilului; acest caracter poate

ap�rea numai în soluri cu textur� grosier� la nivelul cazul orizontului Bv

sau Bt.

� m – caracter melanic; este asociat cu orizontul Bt �i marcheaz� prezen�a

unui suborizont Bt mai închis la culoare care contrasteaz� cu

suborizonturile adiacente;

� n – material coprogenic sau turb� sedimentar� suborganic�; se refer� la

straturile de material organic, formate pe fundul lacurilor eutrofe,

alc�tuite din dejec�iile faunei �i resturile vegeta�iei subacvatice. În

condi�iile de submersie se prezint� ca n�mol organic slab vîscos, slab

plastic �i neadeziv; culorile comune sunt oliv, brun-oliv �i brun-cenu�iu

cu nuan�e de 2,5Y sau 5Y cu valori mai mici de 5, respective 3-4 �i crome

de 2 sau 3; se schimb� relativ pu�in în contact cu aerul; se asociaz� cu

orizontul T.

� p – stratele arate; chiar dac� sunt grefate pe A, E, B sau C.

� � – orizont în�elenit; partea superioar� a orizontului A al solului din paji�ti,

în care predomin� masa de r�d�cini a plantelor ierboase.

� x – caracter de fragipan; densitate aparent� mare, consisten�� dur�,

friabil, casant. Apare în unele orizonturi B care devin fragipanuri.

� iz – con�inut apreciabil de rizomi; se refer� la un orizont mineral cu peste

15% din volum ocupat de rizomi de plante acvatice slab descompu�i sau

vii, de regul� poate caracteriza, un orizont de tip Go sau Gr.

Pe lîng� sufixele literale men�ionate mai sus se utilizeaz� �i urm�toarele litere

pentru notarea orizonturilor pedogenetice principale avînd urm�toarele semnifica�ii:

t –asociat cu B, eviden�iind o acumulare de argil�; s –asociat cu B eviden�iind o

acumulare iluvial� de sescvioxizi; h –asociat cu B, eviden�iind o acumulare iluvial�

de humus;v – alterare in situ; y – prezen�a de fe�e de alunecare oblice cu unghiuri de

10-60º fa�� de orizontal� �i agregate structurale mari sfenoidale, respective caracter

de orizont vertic.

Page 77: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

76

!����������)��$ ���������

Procesele elementare care se desf��oar� în mod continuu la nivelul

înveli�ului superior al scoar�ei terestre, în anumite condi�ii de mediu, determin� în

timp, formarea �i evolu�ia solului. Profilul de sol, este rezultatul ac�iunii factorilor

pedogenetici asupra materialului parental, sau a rocii generatoare de sol, ac�iune

manifestat� cu intensit��i variabile, pe fondul ac�iunii unor procese chimice, fizice

�i biologice, cunoscute sub denumirea de procese pedogenetice.

Totalitatea proceselor care intervin în formarea solurilor, constituie

obiectul de studiu în Pedogenez�. Materialul parental, sau roca generatoare de sol,

sufer� în timp o serie de modific�ri fizico-chimice (dezagregare, alterare), urmate

de acumularea �i/sau migrarea constituien�ilor nou forma�i, sub ac�iunea energiei

solare �i gravita�ionale.

Pedogeneza ac�ioneaz� asupra substratului mineral, fiind corelat� cu

circula�ia apei �i a elementelor chimice din sol, favorizînd procesul de sintez�

continu� �i de transformare a materiei organice (F.Filipov, 2000).

Tipurile de procese pedogenetice care intervin în formarea solurilor din

România, cît �i intensitatea de manifestare a acestora, este intim legat� de factorii

de mediu �i de însu�irile materialului parental, sau a rocii generatoare de sol �i

sunt reprezentate de: bioacumulare, argilizare, argiloiluviere, eluviere �i iluviere,

gleizare �i stagnogleizare, salinizare �i sodizare, criptopodzolire, podzolire humico

feriiluvial�, procese vertice �i procese vermice.

La nivel global, ca urmare a intesit��ii variabile a ac�iunii proceselor

pedogenetice pe fondul unor condi�ii zonale �i locale diferite, solificarea

eviden�iaz� formarea de soluri diferite.

6.1. Procesul de bioacumulare

Procesul de bioacumulare constituie fundamentul solific�rii �i determin�

acumularea de substan�e organice (humus) în orizontul de la suprafa�a profilului

de sol. Organismele vegetale �i animale, intervin în transformarea materialul

����������

Page 78: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

77

organic vegetal r�mas la suprafa�a �i/sau în orizontul de la suprafa�a profilului de

sol, astfel încît materialul vegetal aflat în diferite stadii de transformare, este legat

treptat de partea mineral� a solului, determinînd humificarea, pe fondul

diferen�ierii unui orizont humifer de bioacumulare, de tip A.

Datorit� bioacumul�rii, la suprafa�a oric�rui profil, se formeaz� un orizont

bioacumulativ individualizat (care poate fi recunoscut morfologic), fertil, de

culoare brun-neagr� (cu valori �i crome mai mici sau egale cu 2, cazul orizontului

Am, Au, sau cu valori �i crome mai mari sau egale cu 2, cazul orizontului Ao).

Condi�iile de mediu �i cele de substrat litologic, influen�eaz� major asupra

procesului de bioacumulare, astfel încît în zona de step�, pe materiale parentale

bogate în elemente bazice, are loc o acumulare humico-calcic�, cu formarea de

substan�e humice stabile (de culoare închis�) �i saturate în special în ioni de

calciu, în timp ce în zona de p�dure, caracterizat� prin precipita�ii abundente, prin

lipsa elementelor bazice la nivelul materialului parental �i prezen�a unei vegeta�ii

mixte cu caracter acidofil, are loc o levigare a substan�elor minerale �i organice,

determinînd o bioacumulare acid�.

Prezen�a excesului de umiditate permanent�, pe fondul unei vegeta�ii de

plante hidrofile (mu�chi, Cyperaceae, Juncaceae), determin� formearea un orizont

organic hidromorf, de tip T, a c�rui reac�ie este puternic acid�.

În cazul solurilor formate �i evoluate sub influen�a unei vegeta�ii de

p�dure, în condi�iile unui climat rece �i umed, în prezen�a rocii generatoare

aproape de suprafa�� �i în lipsa unui exces de ap� de natur� pluvial� sau freatic�,

supraiacent orizontului de bioacumulare de tip A, are loc acumularea de resturi

vegetale nedescompuse sau par�ial transformate, neamestecate cu partea mineral�

a solului �i formarea unui orizont organic nehidromorf, de tip O.

Morfologia profilurilor de sol va eviden�ia prezen�a tuturor celor trei

categorii de bioacumulare, respectiv prezen�a a trei tipuri de orizonturi

bioacumulative.

Bioacumularea, în care materia organic� vegetal� este humificat� �i intim

legat� cu partea mineral� a solului, este cea mai frecvent�, cu eviden�ierea la

suprafa�a profilului de sol a unui orizont bioacumulativ de tip Am, Au, Ao.

Bioacumularea în care materia organic� vegetal� este transformat� slab �i

neamestecat� intim cu partea mineral� a solului (materie organic� aflat� în diferite

Page 79: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

78

stadii de descompunere), va determina formarea unui orizont organic

nehidromorf, de tip O.

În func�ie de stadiul de transformare al resturilor organice vegetale r�mase

la suprafa�a profilului, dup� parcurgerea de c�tre plante a ciclului biologic, se

disting trei tipuri de orizonturi organice nehidromorfe:

Ol (organic de litier�), în care materialul organic este proasp�t,

nedescompus, sau aflat în stadii incipiente de descompunere;

Of (organic de fermenta�ie), în care materialul vegetal este descompus

incomplet, putîndu-se observa relativ u�or structura caracteristic� a resturilor

vegetale;

Oh (organic de humificare), în care materialul organic vegetal se afl� într-

un stadiu înaintat de humificare, fiind intim legat cu partea mineral� a solului,

motiv pentru care, structura caracteristic� primar� a componentei organice

vegetale, nu poate fi recunoscut� cu ochiul liber.

6.2. Procesul de argilizare

Argilizarea este un proces complex de alterare a silica�ilor primari din sol,

care are ca efect apari�ia materialelor argiloase. Prin argilizare se formeaz� un

orizont specific (Bv). Acest orizont este denumit orizont de alterare sau de

argilizare �i comparativ cu restul orizonturilor de tip B, este un orizont care s-a

format pe baza alter�rii materialului parental.

Alerarea materialului parental, determin� modificarea de culoare �i

structur� în orizontul Bv (comparativ cu substratul litologic), putînd uneori

eviden�ia �i un plus de argil� �i sescvioxizi de fier, care sunt rezultatul form�rii “

in situ”, ca urmare a alter�rii manifestate la nivelul acestui orizont.

Chiar dac� uneori exit� un plus de argil� iluvial� la nivelul orizontului Bv,

provenit� din eluvierea orizonturilor supraiacente, aceasta nu determin� apari�ia

unor forme peliculare (ca în cazul orizontului Bt), respectiv nu se eviden�iaz� o

diferen�iere textural� pe profil la nivelul acestui orizont.

Alterarea are loc în condi�iile unui climat umed �i rece (unde în mod

normal solificarea ar trebui s� determine formarea unor orizonturi de tip Bt sau

Bhs), dar datorit� unor condi�ii specifice de roc� ( substrat litologic cu caracter

bazic) �i relief (drenaj extern bun), debazificarea se manifest� cu intensitate

Page 80: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

79

redus�, f�r� eluviere de argil�, sau cu eluviere foarte slab�, pe fondul alter�rii

clare a materialului parental. Deasemenea, în condi�ii de substrat litologic acid �i

debazificare puternic�, în cazul în care prin alterare nu se formeaz� argil� �i oxizii

de fier nu migreaz� pe profil, are loc formarea unui orizont de tip Bv (�t.Puiu,

1980).

În prim� faz�, orizontul Bv se individualizeaz� ( prin eluvierea CaCO3 se

intensific� alterarea silica�ilor primari, avînd ca efect formarea mineralelor

argiloase �i eliberarea Fe2+ care se hidrateaz� �i se oxideaz�, pe fondul pigment�rii

orizontului, în culoarea galben sau ro�ietic), dup� care urmeaz� alungirea continu�

a orizontului Bv ( datorit� eluvierii CaCO3 c�tre baza profilului). Delimitarea

orizonturilor Bv �i Cca, constituie “linie de efervescen��” a solului cu solu�ie de

HCl (1/3), deoarece CaCO3 a fost îndep�rtat în totalitate din orizontul Bv

(Ghe.Blaga, 2005).

Datorit� ac�iunii simultane a proceselor de alterare �i a activit��ii

organismelor vegetale �i animale, este favorizat� formarea unei structuri

poliedrice subangulare sau columnoid-prismatice, orizontul Bv fiind cunoscut ca

un orizont de structur�, sau de culoare (avînd o culoare mai ro�iatic�, comparativ

cu aceea a materialului parental).

6.3. Procese de gleizare �i stagnogleizare

Cele dou� procese se desf��oar� în condi�iile unui exces accentuat �i

prelungit de ap� freatic� sau de ap� provenit� din precipita�ii, stagnant� pe profil

la nivelul unui orizont slab permeabil, sau practic impermeabil (Bt).

Condi�iile de anaerobioz� sau alternan�a condi�iilor de anaerobioz� cu cele

aerobe, favorizate de excesul permanent sau temporar de ap� freatic� sau pluvial�,

determin� manifestarea pe profil a proceselor de reducere �i a celor de oxidare, cu

reducerea compu�ilor de fier �i mangan, pe fondul unei mobiliz�ri �i concentr�ri

accentuate pe fe�ele sau în interiorul elementelor structurale, la nivelul porilor, în

lungul fisurilor �i a canalelor de r�d�cini,.

Reac�iile de reducere determin� apari�ia unor forme bivalente reduse ale

fierului, care sunt relativ mobile �i complexabile, amplificînd astfel domeniul de

mobilitate în planul reac�iei solului.

Page 81: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

80

Gh. Blaga, 2005, arat� c� ionul feric este redus la un poten�ial redox cu

valoare de sub 19 unit��i, soludilitatea fiind mai sc�zut� în mediul neutru decît în

mediul acid, determinînd acumularea acestuia sub forme insolubile, cu apari�ia

culorii gri-verzui.

Procesele de gleizare au loc sub influen�a apei freatice stagnante pe profil

la nivelul unui orizont slab permeabil sau practic impermeabil, iar procesle de

stagnogleizare sunt determinate de stagnarea pe profil a apei de natur� pluvial�.

Ac�iunea proceselor de gleizare, determin� apari�ia pe profil a unor

orizonturi de gleizare, care pot fi de tip Gr sau Go, în func�ie de intensitatea de

manifestare a gleiz�rii, respectiv de procentul culorilor de reducere. În condi�iile

reduceri intense a compu�ilor de fier, pe fondul unui exces permanent (prelungit �i

accentuat) de ap� freatic�, la nivelul unui orizont cu permeabilitate redus�, apar

culori de reducere, în procent de peste 50%, cu formarea unui orizont de tip Gr.

Excesul mai pu�in intens de ap� freatic� pe profilul de sol (la nivelul unui orizont

slab permeabil sau practic impermeabil), determin� o alternan�� a condi�iilor de

anaerobioz� cu cele de aerobioz�, respectiv prezen�a compu�ilor de fier atît sub

form� redus� cît �i oxidat�, cu formarea unui orizont de gleizare de tip Go, a c�rui

culoare este determinat� atît de prezen�a petelor de reducere, în procent de 16-

50% (albastru, vine�iu, violaceu, verzui), cît �i a petelor de oxidare (galben,

portocaliu, ro�iatic).

Stagnogleizarea este determinat� de stagnarea pe profil (la nivelul unui

orizont slab permeabil sau practic impermeabil) a apei provenite din precipita�ii.

Procesele de reducere se manifest� �i în cazul stagnogleiz�rii, intensitatea

reducerii determinînd formarea orizonturilor de tip W (stagnogleic), la care

procentul culorilor de reducere este de peste 50% (în condi�iile unui exces intens

�i prelungit de ap� pluvial�, în mediu predominant anaerob), sau a orizontului w

(stagnogleizat), în care procentul culorilor de reducere este între 16-50%, ( pe

fondul alternan�ei condi�iilor de anaerobioz� cu cele aerobe, determinate de un

exces mai redus de ap� de precipita�ii ( numai în anumite perioade), cu

manifesterea atît a proceselor de reducere, cît �i a celor de oxidare).

Prezen�a pe profil a orizonturilor gleice �i a orizonturilor stagnogleice

determin� prezen�a pe profil la nivelul acestor orizonturi, a unui aspect marmorat,

Page 82: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

81

p�tat ( determinat de alternan�a culorilor de reducere cu cele de oxidare) �i este

caracteristica solurilor din clasa hidrisoluri (stagnosol, gleiosol, limnosol).

6.4. Procese de eluviere �i iluviere

Ac�iunea acestor procese determin� o diferen�iere pe vertical� a profilului

de sol.

Eluvierea �i iluvierea sunt procese generale, cu ac�iune interdependent�,

determinate în special de transportul în solu�ie sau în suspensie a unor constituen�i

ai solului, prin intermediul apei (curentulul descendent �i ascendent). Cele dou�

procese se desf��oar� cu intensitate variabil�, determinat� de condi�iille de

solificare (în special de condi�iile climatice). Deplasarea pe profil a unor

constituen�i, poate fi determinat� �i de activitatea organismelor �i

microorganismelor, de alternan�a fenomenelor de înghe�-dezghe� �i contrac�ie-

gonflare, etc.

Eluvierea, se manifest� prin ac�iunea de sp�lare, migrare, eluviere,

îndep�rtare, deplasare sub ac�iunea apei, din partea superioar� a profilului, a

constituen�ilor cu solubilitate mare �i medie, afla�i în suspensie, pe fondul

îndep�rt�rii CaCO3, a debazific�rii complexului coloidal �i acidifierii solului.

Datorit� eluvierii, se formeaz� orizonturi s�r�cite în componen�i eluvia�i, respectiv

orizonturi eluviale. În func�ie de intensitatea de manifestare a eluvierii, se

eviden�iaz� pe profil, orizonturi de tip El, Ea, Es.

Începutul eluvierii este indicat de formarea la suprafa�a profilului de sol, a

unui orizont care eviden�iaz� atît caractere de eluviere, cît �i de bioacumulare,

respectiv un orizont Ame, caracteristic faeoziomurilor greice. Eluvierea moderat�,

determin� formarea unui orizont de tip El, iar orizontul Ea se formeaz� în urma

eluvierii intense, pe fondul unei debazific�ri �i acidifieri accentuate, determinînd o

acumulare rezidual� puternic� de gr�un�i de cuar� dezbr�ca�i de pelicula coloidal�

�i alte particule minerale rezistente la alterare. În zona montan�, în condi�ii de

alterare �i levigare foarte puternic�, pe fondul unei reac�ii intens acide, are loc

eluvierea sescvioxizilor de fier �i aluminiu (Fe2O3, Al2O3), rezulta�i prin

alterarea silica�ilor primari, care sunt desf�cu�i în silice �i secsvioizi, cu formarea

unui orizont caracteristic de eluviere, respectiv Es, de culoare cenu�iu deschis

Page 83: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

82

(albicios). Acest tip de orizont se g�se�te situat, în mod obligatoriu, supraiacent

unui orizont de tip Bs sau Bhs.

Eluvierea constituen�ilor existen�i sau forma�i prin solificare, este diferit�.

S�rurile sunt u�or sp�late, deoarece în prezen�a apei disperseaz� în ioni, formînd

solu�ii adev�rate. Urm�toarele s�ruri au solubilitate mare: NaCl, KCl, CaCl2,

MgCl2, Na2SO4, K2SO4, Na2CO3, K2CO3. Gipsul (CaSO4 * 2H2O) prezint�

solubilitate mijlocie. CaCo3 �i MgCO3 sunt s�ruri greu solubile.

Substan�ele coloidale (argila, humus, sescvioxizi de fier �i aluminiu), nu

sunt solubile în ap�, dar migreaz� sub form� de particule foarte fine, numai în

condi�iile unui climat umed �i rece, pe fondul debazific�rii �i acidifierii. Ex:

eluvierea coloidului de argil� are loc în condi�iile unui pH cu valori cuprinse între

5 �i 7 unit��i �i în lipsa s�rurilor.

Iluvierea este procesul de depunere la nivelul unor orizonturi subiacente, a

constituen�ilor proveni�i din eluvierea orizonturilor supraiacente, respectiv

îmbog��irea orizonturilor subiacente în constituen�i proveni�i din eluvierea

orizonturilor superioare ale profilului de sol. Datorit� iluvierii se formeaz�

orizonturi iluviale, îmbog��ite în constituen�i depu�i la nivelul unor orizonturi

inferioare (Bt, Bs, Bhs, Cca).

Prin iluviere are loc o acumulare de argil� la nivelul orizontului subiacent,

cu formarea unui orizont de tip Bt, de culoare mai închis� (ro�iatic� sau g�lbuie)

decît culoarea materialului parental, cu structur� prismatic� �i care eviden�iaz�

pelicule de argil� pe fe�ele �i în interiorul elementelor structurale. Îmbog��irea

orizonturilor subiacente în sescvioxizi de fier �i aluminiu, în condi�iile unui climat

umed �i rece, determin� formarea de orizonturi de tip Bs, care prezint� culoare

ruginiu portocalie, datorit� amestecului oxizilor de fier de culoare ro�ie, cu

hidroxizii de fier de culoare galben� �i componen�i minerali de culoare alb� sau

cenu�ie.

Migrarea pe profil a unei p�r�i din acizii humici, al�turi de sescvioxizii

men�iona�i anterior, determin� apari�ia pe profil a orizontului Bhs, de culoare

cafenie. Asocierea orizonturilor Es cu Bs sau Bhs este caracteristic� podzolurilor

�i este cunoscut� sub denumirea de podzolire feriiluvial� sau humicoferiiluvial�.

Page 84: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

83

6.5. Procesul de criptopodzolire

Procesul de criptopodzolire este determinat de translocarea slab� de

materie organic� �i sescvioxizi de aluminiu �i de acumularea materialului amorf

humic �i aluminic �i mai pu�in material amorf feric, cu formarea unui orizont Bcp,

întîlnit la criptopodzoluri �i la subtipurile criptospodice ale altor tipuri de sol.

Acest proces este eviden�iat numai prin analize chimice (Ghe.Blaga, 2005).

Ghe.Blaga, 2005 arat� c� acest proces proces: este mascat morfologic de

abunden�a materiei organice (de regul� peste 10%) care exercit� o ac�iune coloid

protectoare, determinând stabilizarea acestui proces �i men�inerea în stare amorf�

�i activ� a compu�ilor aluminici �i ferici. Criptopodzolirea nu poate fi identificat�

morfologic, cu toate c� partea inferioar� a orizontului “A” (cu peste 20% materie

organic� slab mineralizat�) prezint� reflexe cenu�ii, iar orizontul “E” este “înecat

în humus”.

6.6. Procesul de andosolizare

Este determinat de ac�iunea coraborat� a proceselor de dezagregare �i

alterare asupra rocilor vulcanice, cu acumularea materialului amorf în profilul

solului. Materialele cu propriet��i andice sunt constituien�ii complec�i specifici,

forma�i prin amestecul intim dintre materia organic� cu allofane �i geluri de

hidroxizi de aluminiu �i fier (Ghe.Blaga, 2005). Prin ac�iunea andosoliz�rii se

formeaz� andosol, sau subtipuri andice, în cadrul unor tipuri de sol ce apar�in

altor clase de soluri.

6.7. Procesul de salinizare

Procesul de salinizare determin� o acumulare la nivelul unor orizonturi din

cadrul profilului de sol a s�rurilor u�or solubile (NaCl ; Na2SO4; Na2CO3; MgCl2;

MgSO4). S�rurile solubile se întîlnesc în solurile sau în materialul parental

constituit dominant din cationi de Na+, Ca2+, Mg2+ �i din anioni de Cl- �i SO42-. În

cantit��i reduse, se întîlnesc �i ioni de K+, HCO-3, CO2-

3, NO-3.

Diferi�i autori (V.A.Kovda,1947,1959, L.A.Richards,1954,

W.P.Kelley,1951, J.H.Durand,1958), explic� geneza s�rurilor prin:

� alterarea mineralelor primare;

Page 85: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

84

� prezen�a într-o anumit� zon� a rocilor sedimentare (domuri de sare,

aluviuni recente saline);

� emana�iile vulcanice;

� transportul s�rurilor prin vînt;

� transportul s�rurilor de c�tre apele curg�toare;

� con�inutul de s�ruri al precipita�iilor;

� activitatea microorganismelor;

� aportul de s�ruri prin apa de iriga�ie;

� desc�rc�rile electrice,

� procese chimice �i fotochimice.

Ionii de Cl- �i SO42-care sunt elibera�i în procesul de dezagregare, au o

mare mobilitate, fiind primii prezen�i în procesul de acumulare a s�rurilor. Ace�ti

ioni sunt complet îndep�rta�i din roc�, putîndu-se acumula în can�it��i mari în ape

freatice �i în soluri. Prezen�a apelor freatice mineralizate situate la adîncime

critic� sau subcritic�, sau evolu�ia solului pe material parental salifer (marne

sarma�iene salifere), favorizat� de climatul arid �i / sau semiarid �i de relieful plan

�i / sau depresionar, determin� apari�ia pe profil a orizonturilor de tip sa �i sc,

caracteristice solonceacurilor, soluri incluse în clasa salsodisoluri, sau a

subtipurilor salinizate, care apar�in unor tipuri de sol incluse în alte clase de soluri

�i care se grefeaz� pe profilul solului la nivelul orizonturilor de suprafa��.

Orizontul sa are o acumulare de s�ruri solubile de peste 1,0g% pentru

s�rurile anionului Cl- �i de peste 1,5g% pentru s�rurile anionului SO42-, în timp ce

orizontul sc eviden�iaz� un con�inut de 0,1-1,0g/% pentru s�rurile anionului Cl- �i

între 0,15- 1,5g% pentru s�rurile anionului SO42- .

Evapotranspira�ia este considerat� principala cauz� de acumulare în sol a

s�rurilor. Acumularea s�rurilor are loc numai în cazul în care volumul de ap�

evaporat� dep��e�te volumul precipita�iilor.

Gh. Ionescu-Sise�ti, 1939, citat de E. Teodorescu-Soare, 1998, arat� c�

acumul�rile masive de s�ruri sunt caracteristice zonelor aride �i semiaride, caz în

care evapotranspira�ia poten�ial� este superioar� evapotranspira�iei reale, avînd un

deficit de umiditate, în general mai mare de 200 mm anual.

Acumularea s�rurilor are loc dup� transportul acestora, ca urmare a

evapor�rii apei în care aceste s�ruri au fost dizolvate. Salinizarea orizonturilor de

Page 86: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

85

la suprafa�a profilului are loc prin intermediul curentului ascendant, respectiv apa

freatic� mineralizat� prezent� la adîncime critic�, se ridic� prin capilaritate c�tre

suprafa��, unde este consumat� de plant�, sau se evapor�, pe fondul precipit�rii �i

cristaliz�rii s�rurilor. S�rurile u�or solubile determin� apari�ia la suprafa�a

profilului a eflorescen�elor, a cristalelor de sare, sau a unei cruste de s�ruri.

6.8. Procesul de sodizare sau alcalizare

Procesul de sodizare, sau alcalizare este cunoscut ca un proces tipic de

formare a solone�urilor, proces prin care sodiul este adsorbit în complexul argilo-

humic al solurilor, pe fondul unor valori pH mai mari de 8,4 �i al prezen�ei

Na2CO3, NaHCO3.

Prin sodizare, la nivelul complexului adsorbtiv are loc o înlocuire a ionilor

dizolva�i de Ca2+ �i Mg2+, cu ioni Na+, determinînd formarea orizontului ac

(Na/T% =5-15%), sau a orizontului na (Na/T% >15%).

Caracterul chimic �i fizic al solurilor care eviden�iaz� pe profil prezen�a

unui orizont de tip ac sau na, determin� dereglarea procesului de cre�tere �i

dezvoltare al plantelor, avînd ca efect diminuarea produc�iei. În timp ce con�inutul

de s�ruri solubile este sc�zut, ECe este mai mic de 40ds/m, valorile ESP sunt mai

mari de 15, iar indicele SAR are valori de peste 13, ceea ce arat� un nivel ridicat

de Na+ în complexul adsorbtiv. Valorile pH sunt de peste 8,5, crescînd pîn� la 10,

sau în unele cazuri chiar mai ridicate (N.C.Brady, 1995, citat de E.Teodorescu-

Soare, 1998).

Concentra�iile ridicate ale ionilor de Na+, OH- �i HCO3-, cumulate cu o

slab� permeabilitate pentru ap�, determin� cre�terea �i dezvoltarea anormal� a

plantelor de cultur�. Valorile mari ale pH-ului sunt datorate hidrolizei

carbonatului de sodiu:

2Na+ +CO32+ H2O 2Na+ + HCO3

- +OH-

Ionul de Na+ din complex este deasemenea hidrolizat:

MICELA + Na+ + H2O H+ MICELA + Na+ + OH-

Datorit� dispersiei, sodiul are influen�� defavorabil� asupra însu�irilor

fizice. Structura agregatelor este distrus�, porii sunt acoperi�i cu materiale fine, iar

conductivitatea hidraulic� �i influen�a apei sunt reduse la minim. Datorit�

Page 87: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

86

dispersiei humusului, solurile sodice sunt decolorate la suprafa��, (E.Teodorescu-

Soare, 1998).

6.9. Procesele vermice

Procesele vermice sunt caracteristice solurilor din zona de step� �i

silvostep�. Aceste procese se desf��oar� pe fondul unei activit��i intense a faunei.

Sub influen�a ac�iunii diverselor organisme din sol ( insecte, rîme, cîrti�e, �oareci,

popînd�i, hîrciogi), o mare parte din masa solului este ingerat�. O alt� parte este

deplasat� dintr-un orizont în altul, determinând atenuarea coprogen� a limitelor

dintre orizonturi. Astfel, pentru zona de step�, pe suprafa�a de 1 ha, s-au num�rat

circa 3000 de vizuini de popînd�i �i circa 40000 de galerii de �oareci.( V. Dumitru

2005). Caracterele vermice se eviden�iaz� în denumirea solului, la nivel de subtip,

în cazul în care mai mult de 50 % din volumul orizontului supraiacent �i peste 25

% din volumul orizontului subiacent sunt determinate de activitatea organismelor

din sol (�t.Puiu, 1980)..

6.10. Procesele vertice

Sunt caracteristice solurilor cu un con�inut mai mare de 30% argil�,

predominant gonflant�, cît �i solurilor din zone climatice, unde în decursul anului,

perioadele umede alterneaz� cu perioade secetoase. În perioadele secetoase, în

lipsa apei, materialul de sol sufer� contrac�ii puternice �i apar cr�p�turi largi care

fragmenteaz� masa solului. În perioadele umede, cu exces de ap�, materialul de

sol desprins �i depus la baza cr�p�turilor î�i m�re�te volumul, elementele

structurale sunt presate, r�sturnate sau întoarse �i alunec� unele peste altele,

schimbându-�i pozi�ia �i determinînd formarea la suprafa�a solului, a unui

microrelief de co�cove sau de gilgai, cu numeroase microdenivel�ri.Procesele

vertice determin� apari�ia la nivelul profilului de sol a unui orizont de tip y, care

se grefeaz� pe un orizont de suprafa��, care poate fi de tip Am, Ao, Au. Se noteaz�

cu Ay, deoarece acest ortizont, chiar dac� are culoare închis� (neagr�), nu poate fi

molic sau umbric (�t.Puiu, 1980).

În solificare, împreun� cu procesele men�ionate anterior, ac�ioneaz� �i

procese prin care materialul de la suprafa�a profilului de sol poate fi deplasat ca

urmare a sediment�rii, eroziunii, solifluc�iunii �i alunec�rii. Aceste procese au

Page 88: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

87

deasemenea un rol determinant asupra evolu�iei solurilor, men�inînd solificarea în

stadii incipiente.

!�����&����&��&����� ��+�$ �����

�������

7.1. Solu�ia solului. Considera�ii generale

Înc� din primele studii asupra solului, principala aten�ie a cercet�rilor s-a

îndreptat asupra fazei solide a solului, care a fost considerat� c� reprezint� solul

însu�i. Faza lichid� a solului, format� din apa înc�rcat� cu substan�e organice �i

minerale fie dizolvate, fie dispersate coloidal era considerat� drept un factor

variabil �i mai pu�in ca o parte component� a solului. Apa din sol dizolv� o serie

de substan�e formînd o solu�ie diluat� foarte complex�, în care diferite s�ruri se

afl� în stare ionic�, coloidal� sau molecular�. Deci, apa lichid� din sol nu este

pur�, ci este înc�rcat� cu diferite substan�e organice �i minerale dizolvate, sau

dispersate coloidal �i alc�tuie�te solu�ia solului. Solu�ia solului este o component�

important� a solului, deoarece reprezint� mediul din care plantele î�i extrag

substan�ele nutritive. Solu�ia solului ocup� atît porii capilari cît �i pe cei

necapilari.

F�r� ap�, solul devine un corp inert �i nu-�i poate îndeplini principala

func�ie, aceea de a între�ine via�a plantelor. De aceea, faza lichid� trebuie s� fie

considerat� ca o component� important� a solului.

Solu�ia solului este o component� natural� a solului �i între ea �i mediul

înconjur�tor se stabilesc numeroase leg�turi directe (R.L�c�tu�u, 2000).

Principala surs� de formare a solu�iei solului este apa pluvial�, în care s-au

dizolvat înc� din atmosfer� diferite substan�e, în anumite procente.

Dintre gazele dizolvate în ap�, cele mai importante sunt CO2, O2 �i N2. La

temperatura de 200 C, raportul dintre acestea este urm�torul: 57/2,1/1,0.

(R.L�c�tu�u, 2000).

����������

Page 89: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

88

Solu�ia solului se formeaz� sub ac�iunea mai multor factori de mediu,

considera�i ca surse de formare: apa din precipita�ii, materia organic� în curs de

descompunere, de humificare �i mineralizare, materialul mineral al solului �i roca

parental�, complexul adsorbtiv argilo-humic, acidul carbonic �i al�i acizi,

microorganismele. Ace�tia provoac� �i între�in în sol numeroase procese de

dizolvare, disociere, adsorb�ie etc. Apa din precipita�ii, ajuns� în sol, î�i schimb�

mult compozi�ia din cauza diferitelor procese de alterare din sol: dizolvare,

hidratare, hidroliz�, disociere, adsorb�ie, schimb ionic etc. ( L�c�tu�u).

Func�iile solu�iei solului sunt deosebit de importante:

� prin compozi�ia sa chimic� complex� �i din cauza reînnoirii continue a

con�inutului s�u, îndepline�te principalul rol de mediu nutritiv;

� între solu�ia solului �i complexul adsorbtiv au loc permanente rela�ii de

schimb reciproc de ioni;

� complexul coloidal, prin procesele de adsorb�ie �i schimb de ioni, are

rolul de regulator al concentra�iei, precum �i a compozi�iei chimice a

solu�iei solului;

� prin compozi�ia �i concentra�ia ei, solu�ia solului contribuie la

declan�area, între�inerea �i desf��urarea procesului de alterare a

materiei minerale din sol (disociere, hidratare, hidroliz�, dizolvare etc.);

� solu�ia solului contribuie, de asemenea, la declan�area �i desf��urarea

proceselor de transformare biologic� a resturilor organice din sol,

precum �i la humificarea �i mineralizarea materiei organice.

Elementele componente ale apei din sol, care, împreun� cu aceasta

reprezint� solu�ia solului, se afl� atît în stare de dispersie ionic�, cît �i molecular�

�i coloidal�.

Con�inutul solului în ap�, se exprim� în procente de greutate sau în

procente din volum. Astfel, în solurile care au con�inut sc�zut de materie organic�,

se exprim� în procente din greutate. În solurile care con�in materie organic� mult�

(soluri de ser� sau solarii etc.) se exprim� prin procente din volum. Con�inutul de

substan�e organice �i minerale din solu�ia solului variaz� de la un sol la altul,

precum �i de la un anotimp la altul.

Concentra�ia solu�iei solului depinde de natura substan�elor solubile ale

fazei solide:

Page 90: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

89

� de gradul lor de solubilitate;

� de puterea dizolvant� a fazei lichide (care depinde de pH-ul solu�iei, de

con�inutul de acid carbonic, precum �i de al�i acizi);

� de temperatur�;

� de starea de umiditate a solului;

� de activitatea microorganismelor;

� de gradul de salinizare a solu�iei solului.

Asupra concentra�iei ionice a solu�iei solului, influen�eaz�, de asemenea,

activitatea microorganismelor, precum �i activitatea de absorb�ie �i schimb, a

r�d�cinilor plantelor. Al�turi de acestea, se poate considera �i interven�ia

factorului antropic, prin diferite lucr�ri tehnologice, cum ar fi: fertilizarea chimic�

la sol, aplicarea de amendamente pe soluri acide �i hiposodice, etc.

Exist� o varia�ie diurn� �i una sezonier� a dinamicii concentra�iei solu�iei

solului.

Din cauza oscila�iilor diurne ale concentra�iei CO2 din sol, care este

maxim� noaptea �i minim� ziua, are loc dizolvarea carbona�ilor �i înlocuirea

ionului de Ca2+ din complexul coloidal adsorbtiv al solului. Deci, se poate afirma

c� în solu�ia solului, concentra�ia ionilor de Ca2+ este minim� în timpul zilei �i

maxim� pe timpul nop�ii.

Pe parcursul unui an de zile apar 2 etape: una de acumulare �i una de

diluare.

Etapa de diluare a solu�iei solului apare în perioadele mai umede din

toamn� �i iarn�.

Etapa de acumulare a s�rurilor în solu�ia solului, începe prim�vara �i �ine

pîn� la sfîr�itul sezonului estival. Astfel, din cauza perioadelor calde,

evapotranspira�ia determin� concentrarea solu�iei solului care poate atinge un grad

de satura�ie cu s�ruri în jur de 400 mg/l.

Din cauza proceselor permanente de intrare-ie�ire a apei pluviale �i a

pierderilor prin absorb�ia r�d�cinilor plantelor �i prin eluviere, solu�ia solului este

considerat� un sistem deschis (R.L�c�tu�u, 2000).

Concentra�ia solu�iei solului este influen�at� de umiditatea solului, precum

�i de concentra�ia s�rurilor din sol.

Page 91: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

90

Concentra�ia solu�iei solului în func�ie de umiditate �i gradul de salinizare a solului

(Gh.Sandu, 1984, citat de R.L�c�tu�u, 2000)

Con�inutul de s�ruri solubile din sol (mg/100 g sol) Nivelul umidit��ii

solului Umiditatea

% Redus (<0,5) Moderat

(1,0) Puternic

(2,0) F. puternic

(> 5,0)

Higroscopic 3 167 333 666 1670

Capilar-suspendat 12 42 83 167 417

Capilar-sprijinit 18 28 56 112 278

Capacitate de cîmp pentru ap� 26 19 38 79 192

Se observ� c�, concentra�ia solu�iei solului, scade de la nivelul umidit��ii

higroscopice, pîn� la umiditatea echivalent� capacit��ii de cîmp pentru ap�.

De asemenea, se observ� c� odat� cu cre�terea nivelului de solubilizare de

la slab salinizat, pîn� la foarte puternic, are loc �i cre�terea concentra�iei solu�iei

solului.

7.1.1. Leg�tura dintre solu�ia solului �i faza solid�

Pentru solu�ia solului, faza solid� mineral� �i organic� reprezint� sursa

principal� de substan�e minerale �i organice care o compun. Solu�ia solului se

alimenteaz� din materia organic� în curs de descompunere, din materia mineral�

în curs de alterare, precum �i din complexul adsorbtiv coloidal al solului.

Între cele 2 faze: solid� �i lichid� nu se poate realiza �i men�ine un

echilibru în care s� fie aplicabile legile generale ale solu�iilor �i care s� fie

determinat de con�inutul solului în ap� �i de valoarea constantelor de solubilitate

ale diferitelor substan�e din faza solid�. Cercet�rile în domeniu eviden�iaz� o

realitate �i anume, c� atît compozi�ia, cît �i concentra�ia în substan�e minerale �i

organice ale solu�iei solului, sunt în permanen�� variabile în timp. Aceste dou�

însu�iri ale solu�iei solului sunt determinate de: cantitatea, gradul de solubilitate,

natura substan�elor solubile din faza lichid�, puterea dizolvant� a fazei lichide

(aceasta depinde de cantitatea de ap� din sol) �i de con�inutul acesteia în acid

carbonic �i în al�i acizi), de temperatur�, de intensitatea �i natura proceselor

fiziologice �i biochimice din sol (determinate de microorganisme �i r�d�cinile

plantelor). Permanent, în sol exist� în fiecare moment tendin�a de realizare a unui

echilibru de solubilitate între faza solid� �i solu�ia solului, dar în acela�i timp �i o

tendin�� �i ac�iune tampon (de amortizare) a varia�iei concentra�iei solu�iei solului.

Page 92: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

91

De�i permanent exist� aceste 2 tendin�e, de echilibrare �i de tamponare,

solu�ia solului sufer� modific�ri importante în decursul anului, sub aspectul

compozi�iei �i concentra�iei, care sunt aproximativ paralele cu varia�ia intensit��ii

proceselor biochimice din sol.

De asemenea, se constat� c�, concentra�ia solu�iei solului în diferite

substan�e organice �i minerale este cu atît mai mare cu cît activitatea biologic�

desf��urat� de microorganisme este mai intens� (Chiri��, 1955).

Deci, se poate spune, pe baza acestui paralelism, c� atît compozi�ia cît �i

concentra�ia solu�iei solului nu pot fi doar rezultatul unui proces simplu de

dizolvare a fazei solide în apa solului. Aceste dou� însu�iri importante ale solu�iei

solului sunt rezultatul unui permanent �i dinamic schimb de materie, între faza

solid� �i lichid�, precum �i a unui complex de procese fizice, biochimice �i fizico-

chimice foarte active.

Întrucît constitu�ia fazei solide a solului, precum �i procesele biochimice �i

umiditatea solului sunt variabile de la un tip de sol la altul, rezult� c� �i

compozi�ia �i concentra�ia solului variaz� cu tipul de sol.

Trebuie men�ionat faptul, c� atît concentra�ia, cît �i compozi�ia solu�iei

solului sunt legate strîns de condi�iile de levigare din sol. Astfel, în soluri bogate

în s�ruri solubile �i humus, din areale aride, precum �i în solurile fertilizate intens

cu îngr���minte, concentra�ia solu�iei solului este mai ridicat� în compara�ie cu

solurile levigate �i care nu au fost recent �i permanent fertilizate chimic, unde

concentra�ia s�rurilor solubile este mai redus�. Se constat� un paralelism între

concentra�ia solu�iei solului în elemente minerale �i gradul de satura�ie cu baze al

complexului coloidal adsorbtiv al solului. Concentra�ia este cu atît mai mare cu cît

gradul de satura�ie în baze este mai ridicat.

Complexul coloidal, prin procesele de schimb �i adsorb�ie, reprezint� un

rezultat al concentra�iei �i compozi�iei solu�iei solului.

Permanent, faza solid� mineral� �i organic�, aflat� în descompunere,

cedeaz� substan�e minerale (ioni, acizi, baze, s�ruri) �i substan�e organice, c�tre

solu�ia solului.

7.1.2. Compozi�ia chimic� a solu�iei solului

Dup� Michin, 1983 în solu�ia solului se g�sesc, în principal, dizolvate

s�ruri de Ca, Mg, K, Na, NH4, s�ruri ale acizilor minerali (azotic, azotos, sulfuric,

Page 93: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

92

clorhidric, fosforic, carbonic), diferi�i compu�i ai fierului, aluminiului,

manganului: CO2, NH4, diferi�i acizi organici (humici, mai ales fulvici,

aminoacizi, acid acetic, amide, zaharuri, acid oxalic etc.). Cel mai abundent cation

este Ca2+. Magneziul se afl� în cantitate de 1/16 – 1/20 fa�� de cantitatea de calciu,

iar amoniul apare la urm�, fiind mereu absorbit �i nitrificat.

În soluri din step� �i silvostep�, propor�ia de substan�e minerale din solu�ia

solului este aproximativ egal� cu cea a substan�elor organice.

În soluri din zone aride �i în unele hidrisoluri, domin� substan�ele minerale

(Tîrziu, 1997). În solurile levigate de s�ruri solubile, precum �i în cele nefertilizate

chimic, predomin� nitratul �i bicarbonatul de calciu, pe cînd s�rurile de tipul

sulfa�ilor �i clorurilor, apar în cantit��i mici (urme de ordinul sutimilor de %). În

salsodisoluri, domin� (în % mari), s�rurile de tipul clorurilor �i sulfa�ilor.

În solurile hiposodice, con�inutul în coloizi humici al solu�iei solului poate

fi foarte ridicat. În solurile acide, solu�ia solului con�ine în dispersie coloidal�,

cantit��i variate de acizi humici, hidroxid de Al3+, Fe3+, Fe2+, silice coloidal�.

Con�inutul solu�iei solului în diferite specii de ioni depinde mult de starea de

umiditate a solului. Cînd solul are umiditatea la nivelul capacit��ii pentru ap� în

cîmp, con�ine o solu�ie mai diluat� în ioni de Na+, K+, Ca2+, Mg2+, Cl-, NO-3 fa��

de starea de umiditate mai sc�zut�. Concentra�ia ionilor de fosfor variaz�

independent de con�inutul de umiditate din sol (Lixandru �i colab., 1990), fiind

influen�at� de intensitatea proceselor biochimice.

Concentra�ia ionilor din solu�ia solului saturat cu ap� (mg/l �i me/l)

– dup� Fried �i Shapiro, 1961, cita�i de Lixandru �i colab., 1990

Soluri acide Soluri calcaroase Elementul

Valori extreme

mg/l mg/l me/l mg/l me/l

Ca 20,0-1520 136 6,8 560 28 Mg 16,8-2400 45 3,8 168 14 K 7,8-390 27 0,7 39 1,0 Na 9,2-3450 23 1,0 667 29 N (NO-

3) 9,9-3410 75 12,1 806 13 P(H2PO-

4) 0,097-97 0,68 0,007 2,91 0,03 S(SO2-

4) 9,6-14400 48 1,0 2304 48 Cl 7,1-8165 48 1,1 710 20

În solu�ia solului, se constat� c� cantitatea de P2O5 este foarte mic� fa�� de

rezerva solului în fosfor. Aceste cantit��i mici nu sunt suficiente pentru nutri�ia

Page 94: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

93

plantelor �i realizarea de recolte mari. Con�inutul de P2O5 se reînnoie�te continuu

�i repede din rezerva solului �i din îngr���mintele chimice aplicate la sol.

Rezerva solului este alc�tuit� din fosfa�i insolubili �i greu solubili, precum

�i din fosfor din materia organic� nehumificat� �i fosforul re�inut de coloizii

electropozitivi.

C.Chiri��, 1955, explic� reînnoirea relativ u�oar� a acidului fosforic în

solu�ia solului, prin cantitatea ridicat� a rezervelor de acid fosforic din sol, fa�� de

cantitatea neînsemnat� care trece în solu�ie.

Dup� C.Chiri��, 1955, cantitatea de P2O5 din solu�ia solului variaz� între

valorile de 0,1 �i 2 – 3 mg/l (la un hectar de sol agricol aproximativ 3000 tone, la

o umiditate de 15 % în solu�ia solului se afl� cam 1,5 kg P2O5). Dup� Tîrziu, 1997

concentra�ia solului în fosfor este diluat� pîn� la nivelul de 0,2 – 3 g/l.

Potasiul se afl� în solu�ia solului în cantit��i ceva mai ridicate, totu�i

concentra�ia acestui macroelement nutritiv r�mîne de regul�, foarte mic�. Dup�

Chiri��, 1955, în solurile lutoase, con�inutul de potasiu din solu�ia solului este mai

mic de 7,5 mg/l. Doar în solurile u�oare acest con�inut se poate dubla sau chiar

tripla (la un hectar de sol agricol care nu a fost recent fertilizat chimic cu

îngr���minte potasice, cantitatea de potasiu din solu�ia solului este de 1 – 5 g K2O,

destul de pu�in fa�� de rezervele solului). Dup� Tîrziu, 1997, concentra�ia K2O este

de pîn� la 7 g/l. Solu�ia solului poate s� între�in� bine vegeta�ia, întrucît aceasta î�i

reînnoie�te în mod continuu con�inutul de potasiu.

Concentra�ia solu�iei solului în potasiu, variaz� pu�in în func�ie de

umiditatea solului.

Dup� R.L�c�tu�u, 2000, elementele chimice din solu�ia solului apar atît

sub form� ionic� (anioni, cationi) cît �i sub form� de complec�i (ace�tia în

anumite condi�ii pot predomina fa�� de ionii simpli). Dintre complec�i, amintim

formele apoase: Si (OH)4, Al(OH)2, HCO3 în care Si4+, Al3+ �i CO-3 ac�ioneaz� ca

un grup central, care atrage al�i atomi sau molecule. Ionii asocia�i: OH- �i H+ se

numesc liganzi (termen utilizat normal în cazul anionilor sau moleculelor neutre

legate coordinativ de cationi metalici complec�i, formînd chela�i).

Exemplu de chela�i ce con�in 2 sau mai multe grup�ri func�ionale ale unui

singur ligand, legate coordinativ cu un cation metalic, formînd complec�i. Este

cazul complexului format de cationul metalic Al3+ cu acidul citric

Page 95: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

94

[Al(COO)2COOH(CH2)2COOH] unde Al3+ leag� coordinativ dou� grupe COO- �i

un grup COOH.

Liganzii pot veni în contact direct, sau prin intermediul unor molecule de

ap� cu grupul central. Atunci cînd liganzii sunt în contact cu grupul central, prin

intermediul moleculelor de ap�, întregul complex se nume�te complex de

solvatare. Astfel de complec�i de solvatare, pot fi realiza�i de c�tre cationi �i ioni

liberi (OH-, Na+), care atrag dipolii de ap�.

Dup� Sposito, citat de L�c�tu�u, 2000), prezent�m principalele specii

ionice, din soluri alcaline �i acide. Ordonarea lor (a ionilor simpli �i complec�i),

atît pe rînd, cît �i de la stînga la dreapta, �ine cont de sc�derea concentra�iei

acestora.

În solu�ia unui sol pot ap�rea între 100 – 200 complec�i solubili, care

con�in majoritatea, cationi metalici (complec�i de tip chelat), precum �i liganzi

organici.

Principalele specii chimice (ioni simpli �i complec�i din solu�ia solului)

Cationul Soluri acide Soluri alcaline Na+ Na+ Na+, NaHCO0

3, NaSO-4

Mg2+ Mg2+, MgSO04, Orgx Mg2+, MgSO0

4, MgCO30

Al3+ Org, AlF2-, AlOH2+ Al(OH)-, Org Si4+ Si(OH)0

4 Si(OH)04

K+ K K+, KSO-4

Ca2+ Ca2+, CaSO04, Org Ca2+, CaSO0

4, CaHCO3 Cr3+ CrOH2- Cr(OH)-

4 Cr6+ CrO2-

4 CrO4

2-

Mn2+ Mn, MnSO04, Org Mn2+, MnSO0

4, MnCO03, MnB(OH)-

4 Fe2+ Fe2+, MgSO0

4, FeH2PO-4 FeCO0

3, Fe2+, FeHCO-3, FeSO4

0 Fe3+ FeOH2+, Fe(OH)0

3, Org Fe(OH)03, org

Ni2+ Ni2+, NiSO4, NiHCO-3, Org NiCO0

3, NiHCO-3, Ni2+, NiB(OH)4

Cu2+ Org, Cu2+ CUCO03, org, CUB(OH)4

-, CU[B(OH)4]04

Zn2+ Zn2+, ZnSO04, Org ZnHCO-

3, ZnCO03, org, Zn2+, ZnSO0

4, ZnB(OH)0

4

Mo5+ H2MoO04, HMoO-

4 HMoO-4, MoO2-

4

Cd2+ Cd2+, CdSO04, CdCl- Cd2+, CdCl-, CdSO0

4, CdHCO-3

Pb2+ Pb2+, Org, PbSO04, PbHCO3 PbCO0

3, PbHCO-3, org, Pb(CO)2-, PbOH-

X org – complec�i organici, de tipul complec�ilor acidului fulvic, acidului

huminic etc.

Page 96: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

95

7.2. Reac�ia solului

7.2.1. Considera�ii generale

Reac�ia solului este o însu�ire chimic� important� �i este determinat� de

raportul dintre concentra�ia ionilor de H+ (sub form� de hidroniu H3O+) �i ionii de

OH- din solu�ia solului.

Însu�irea solului de a disocia ioni de hidrogen (H+), sau hidroxil (OH-), la

contactul cu apa, este numit� reac�ia solului.

Aceast� însu�ire important� pentru chimismul solului este hot�rîtoare

pentru geneza �i evolu�ia solului.

Reac�ia solului are un important rol în dinamismul proceselor de alterare a

p�r�ii minerale a solului, precum �i în mineralizarea materiei organice, în

mobilitatea elementelor chimice din sol �i în dinamica absorb�iei elementelor

nutritive de c�tre plant�. Via�a microorganismelor solului, precum �i procesele

vitale din celula vegetal� a plantelor, sunt condi�ionate puternic de cantitatea de

ioni H+ din solu�ia solului.

Al�turi de ioni de H+ �i OH- din solu�ia solului, particip� la reac�ie �i

coloizii solului (datorit� caracterului lor acid sau bazic).

În parte, substan�ele dizolvate în solu�ia solului sunt disociate electrolitic

în ionii componen�i respectivi. Chiar �i apa este disociat� în propor�ie mic� în ioni

de H+ �i OH-. Anumite s�ruri disociaz� hidrolitic, iar ionii respectivi se combin�

cu ionii apei, rezultînd acizi �i baze. Aceste substan�e rezultate, pot fi electroli�i

puternici (cînd se disociaz� complet în ionii respectivi) sau electroli�i slabi (cînd

se disociaz� foarte slab sau deloc).

Procesele de dizolvare �i disociere care au loc permanent în sol, determin�

anumite raporturi între cantit��ile ionilor H+ �i OH-.

Page 97: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

96

Prezen�a în solu�ia solului a bicarbona�ilor �i carbona�ilor, a CO2, a

humusului acid, a microorganismelor, a secre�iilor r�d�cinilor, determin�

îmbog��irea acesteia, în diferite concentra�ii a ionilor de H+ �i OH-.

Apa pur� (f�r� CO2), con�ine în stare disociat� un num�r de ioni de H+ egal

cu cel al ionilor de OH-, caz în care se consider� c� are o reac�ie neutr�.

Atunci cînd în solu�ia solului predomin� ionii de H+, se consider� c�

reac�ia solului este acid�, iar cînd predomin� ioni de OH- , reac�ia solului este

alcalin�. Ionii de H+ �i OH- prezen�i în solu�ia solului, provin din disocierea

electrolitic� a unor compu�i chimici, fie minerali (acizi sau s�ruri), fie organici

(acizi huminici, acizi fulvici) sau organo-minerali. În cercet�rile de agrochimie �i

pedologie, ionii de H+ au o importan�� major� atît pentru sol, cît �i pentru

fiziologia plantelor. Obi�nuit se vorbe�te de aciditatea solului. Ionii de H+,

disocia�i în solu�ia solului, sunt determinan�i ai acidit��ii actuale sau disociate

(active), pe cînd ionii de H+ re�inu�i în complex �i îngr���minte func�ionale �i care

în anumite condi�ii pot trece �i ei în solu�ia solului, sunt determinan�i ai acidit��ii

poten�iale a solului.

Aciditatea care este determinat� de to�i ionii de H+ se nume�te aciditate

total� sau adsorbit� (de neutralizare). Aceasta este egal� cu suma acidit��ilor

active �i poten�iale.

Ionii de H+ sunt cei mai mici ioni din sol (Ø = 0,10 – 0,12 Å unde

1 Å = 0,000000 1 mm) �i prezint� cea mai mare mobilitate în solu�ia solului.

Avînd un volum foarte mic, o energie cinetic� foarte mare �i o puternic� ac�iune

polarizant� asupra anionilor, ionii de H+ p�trund foarte u�or �i se fixeaz� rapid în

re�eaua cristalin� a silica�ilor. În acest mod, sl�besc leg�tura oxigenului cu cationii

�i u�ureaz� astfel îndep�rtarea cationilor din re�eaua cristalin� a coloizilor minerali

argilo�i. Astfel, ionii de H+ determin� distrugerea re�elei cristaline �i ca urmare,

silica�ii primari se desfac (în procesul alter�rii) în componentele respective: baze,

hidroxizi de aluminiu �i fier, silice coloidal�, iar restul de mineral, de tipul

silica�ilor primari, se afîneaz� �i se regrupeaz� în minerale argiloase, care sunt

silica�ii secundari.

De asemenea, în diferite procese de schimb, ionii de H+ ocup� o pozi�ie

excep�ional�, schimbînd u�or diferi�i cationi de la suprafa�a coloizilor, fixîndu-se

puternic în complexul coloidal adsorbtiv al solului. Astfel, are loc procesul de

Page 98: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

97

podzolire, determinat de ac�iunea destructiv� a ionilor de H+ asupra silica�ilor

primari, precum �i asupra argilei, conjugat� cu ac�iunea acizilor fulvici.

Dominan�a ionilor de H+ în solu�ia solului determin� o reac�ie acid�, iar

dominan�a OH- în solu�ia solului determin� o reac�ie alcalin�. Atunci cînd ionii de

H+ se g�sesc în echilibru cu ionii de OH-, reac�ia solului este neutr�.

7.2.2. No�iunea de pH

Atunci cînd într-o solu�ie, într-un anumit volum, se afl� acela�i num�r de

ioni H+ �i ioni OH- , se spune c� reac�ia acelei solu�ii este neutr�. Cînd ionii H+

sunt într-un num�r mai mare decît ionii OH-, reac�ia este acid�. Cînd ionii OH-

sunt într-un mai mare fa�� de ionii H+, reac�ia este alcalin�.

Apa pur�, f�r� CO2 are în stare disociat� un num�r egal de ioni H+ �i ioni

OH- �i de aceea are o reac�ie neutr�. Con�ine la un litru, acela�i num�r de ioni de

H+ �i OH- , adic� acela�i num�r de ioni-gram de H+ �i OH-. La temperatura de 250

C (o temperatur� de lucru utilizat� frecvent în laboratoare), concentra�ia activ� a

ionilor H+ (cantitate/litru) este de 1– 10-7 (sau 1/10.000.000), ioni-gram/litru adic�

1 litru de ap� con�ine 10-7 ioni gram H+, precum �i tot aceea�i concentra�ie a

ionilor de OH-.

Se poate spune în loc de 1/10.000.000 ioni – gram/litru �i invers: 1 ion-

gram la 10.000.000 litri.

Pentru aceast� stare de fapt, în loc s� se spun� c� apa pur�, sau o oarecare

solu�ie neutr� con�ine la litru 10-7 ioni-gram H+ , sau c� are o concentra�ie C H+ =

10-7 se folose�te no�iunea de pH, spunîndu-se c� are un pH = 7 (Chiri��, 1955).

pH-ul este logaritmul zecimal, cu semn schimbat al concentra�iei hidrogenului;

log C H+ = log 10-7, adic� pH = - log aH+, unde:

a – concentra�ia ionilor de H+.

No�iunea pH sau pouvoir hydrogène (pondus hydrogeni) a fost introdus�

de Sörensen în 1909; prin aceast� no�iune, acesta a denumit activitatea ionilor H+

din solu�ii acide foarte diluate. Deci pH sau indicele ionilor de hidrogen este

logaritmul zecimal cu semn schimbat al activit��ii ionilor H+ dintr-o solu�ie: pH

log 1/AH+ = -log AH+ (unde AH+

concentra�ia ionilor de H+).

În chimie �i agrochimie se utilizeaz� frecvent termenul de concentra�ia

ionilor de H+, astfel c� ecua�ia aceasta se poate scrie:

Page 99: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

98

)log(1

log +−== HA

pHH

Apa pur�, distilat�, disociaz� în ioni H+ �i OH- , între care conform legii

ac�iunii maselor, apare rela�ia:

H2O <=>H+ + OH-

KOHOHH =∗ −+

2

)()( sau K � H2O = (H+) * (OH-)

Doar o parte mic� din moleculele de ap� se disociaz� �i ca atare, se poate

spune c� concentra�ia în molecule de ap� nedisociat� este egal� cu cantitatea total�

de ap� (Tîrziu, 1997). Pentru un mol-gram rela�ia este:

(H+) ⋅ (OH-) = K = 10-14

Deci, produsul dintre concentra�ia ionilor H+ �i OH- este constant la

aceea�i temperatur�.

K – constanta de disocia�ie a apei pentru o anumit� temperatur� sau mai

este denumit� drept produs ionic. Acest produs ionic, pentru ap� la temperatura de

250 C, este de 10-14. Apa neutr� are concentra�ia ionilor H+ = ioni OH-, de unde

rezult�:

(H+) (OH-) = 10-7 ioni gram/l solu�ie �i pentru cologaritmul concentra�iei

ionilor se noteaz� cu pH (denumit �i exponentul hidrogenului sau poten�ialul de

hidrogen).

Altfel spus, produsul ionic al apei (K) în cazul disocierii acesteia, rezult�

din ecua�iile:

Kw = CH+ * COH- = 10-14 la temperatur� constant� de 250 C sau

- log CH+ - log COH- = - log 10-14 sau,

- log (H+) – log (OH-) = 14 sau,

pH – pOH = 14

unde: p = - log

Page 100: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

99

Rezult� c� nu este necesar s� determin�m ambele valori, pH �i pOH,

deoarece calculînd una dintre ele, rezult� automat valoarea celorlalte constante

ionice pentru aceea�i temperatur� constant�.

Adic�:

� dac� C H+ = 10-7, COH- = 10-7, adic� pH = 7 �i pOH = 7

� dac� CH+ = 10-6; COH- = 10-8 adic� pH = 6 �i pOH = 8

� dac� CH+ = 10-8; COH+ = 10-6 adic� pH = 8 �i pOH = 6

Pentru pH, exist� �i o alt� denumire (pe lîng� cea de concentra�ia ionilor

de hidrogen, sau raportul dintre ionii de H+ �i OH-) �i anume aceea de putere sau

exponent la care trebuie ridicat� cifra 10 pentru a ob�ine concentra�ia activ� a

ionilor de H+. La temperatur� constant� de 250 C, pH-ul poate lua valori cuprinse

între 0 – 14. Dac� concentra�ia ionilor de H+ este mai mare de 10-7, reac�ia va fi

acid� (adic� pH este mai mic de 7).

Dac� concentra�ia va fi mai mic� de 10-7 atunci reac�ia este alcalin� (adic�

pH este mai mare de 7). La temperaturi între 0 – 600 C, valoarea maxim� a pH-

ului pentru produsul ionic al apei, este 10-14,94, respectiv 10-13,02 �i de aceea este

nevoie s� se fac� mereu corec�ii ale valorii pH, func�ie de temperatur�.

Apa din ploi, sursa principal� de formare a solu�iei solului, nu este pur�

pentru c� are dizolvat� o anumit� cantitate de CO2 �i de aceea are un pH acid, în

jur de 5,70 (la o concentra�ie de CO2 de 0,03 %) �i de 5,22 (la o concentra�ie de

CO2 de 0,3 %.

Limite de apreciere a reac�iei solului (dup� ICPA Bucure�ti, 1987), în valori pH în

extract apos (sol: solu�ie = ½,5)

Reac�ia Limite pH Reac�ia Limite pH

Extrem de acid� < 3,5 Neutr� 6,9-7,2 Foarte puternic acid� 3,6-4,3 Slab alcalin� 7,3-7,8;7,9-8,4 Puternic acid� 4,4-5,0 Moderat alcalin� 8,5-9,0 Moderat acid� 5,1-5,4; 5,5-5,8 Puternic alcalin� 9,1-9,4

Foarte puternic alcalin� 9,5-10,0 Slab acid� 6,9-6,4;6,5-6,8 Extrem de alcalin� > 10,0

În cazul solurilor din România, valorile pH sunt cuprinse între 3,5 �i 9,5.

Solurile cu reac�ie acid� (cu pH-ul sub 6,0), precum �i cele cu reac�ie

alcalin� (cu pH-ul peste 8), trebuie ameliorate cu ajutorul amendamentelor

calcaroase pe soluri acide �i cu ghips �i fosfogips pe soluri alcaline.

Page 101: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

100

Pe lîng� plantele de cultur� care au cerin�e deosebite fa�� de reac�ia solului,

men�ion�m c� �i microorganismele din sol au de asemenea, diferite cerin�e fa�� de

pH. De exemplu, bacteriile prefer� o reac�ie în jur de neutru �i slab acid (pH –

6,8), pe cînd ciupercile prefer� o reac�ie acid� (pH 4-5).

Valori ale pH-ului solu�iilor unor s�ruri, întîlnite în soluri

(dup� Sandu, 1984, citat de L�c�tu�u, 2000)

Natura s�rurilor pH

Na2CO3 12-13 CaCO3 f�r� accesul CO2 10,20 CaCO3 cu accesul CO2 8,48 MgCO3 11,47 Ca(HCO3)2 6,13-8,40 NaHCO3 8,50-9,50 CaSO4 7,00 H2O 6,7-7,1 Na2SO4, MgSO4, NaCl, MgCl2 6,3-6,5-6,8 NH4Cl 4,7 H2CO3 3,9-5,7 Kal(SO4)2, AlCl3 2,0-4,0

Intervale optime de pH pentru culturi de cîmp, legume, pomi �i vie

(Davidescu �i colab., 1999)

Planta Limite PH Planta Limite pH

1) Plante de cîmp �i furajere 2) Legume

a) Tolerante la aciditate 4-6 a) Mijlociu tolerante la aciditate

Ov�z 5,0-6,0 Tomate 5,5-7,0 Cartof 5,0-6,0 Hrean 5,5-7,0 Lupin galben 5,0-6,0 Castrave�i 5,5-7,0 Festuca ovina 4,5-6,0 Pepene verde 6,0 Festuca pratensis 4,5-7,0 Morcov 5,5-7,0 Secara 5,0-6,0 Spanac 6,0-7,0 Festuca rubra 5,5-6,5 b) Tolerante la alcalinitate b) Mijlociu tolerante la aciditate 5-7 Salat� 6,0-7,5

Hri�ca 5,5-7,0 Varz� 6,7-7,4 Grîu 5,5-6,5 Conopid� 7,0-8,0 Tutun 5,5-7,5 Praz 7,0-8,0 Porumb 5,5-7,5 Sfecl� ro�ie 7,0-8,0 Timoftic� 5,5-8,0 3) Vi��-de-vie 5,5-6,3 In fuior 6,0-6,5 4) Pomi �i arbu�ti fructiferi Cînep� 6,0-7,0 a) Toleran�i la aciditate Golom�� 6,0-7,0 Agri� 4,6-4,8 Fasole 6,0-7,5 Zmeur 5,0-6,0

c) Tolerante la alcalinitate b) Mijlociu tolerante la aciditate

Floarea soarelui 6,0-7,5 Citrice 5,0-7,0 Mu�tar 6,0-7,5 M�r (soiuri nordice) 5,5-7,0

Page 102: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

101

Firu�� 6,0-7,5 Cire� 5,8-7,0 In ulei 6,0-8,0 Piersic 6,8-7,0 Lucern� 6,5-8,0 P�r 6,0-7,5 Orz 6,5-8,0 Coac�z 6,0-7,0 Sfecl� zah�r 7,0-7,5 Prun 6,0-7,0 Sfecl� furajer� 7,0-8,0 Cais 7,0 Rapi�� 7,0-8,0 Vi�in 7,0 c) Tolerante la alcalinitate M�r soiuri sudice 7,0-7,5 Smochin 7,0-7,5 Gutui 7,0-8,0 Migdal 7,0-8,0

Asimilarea nutrien�ilor de c�tre plante �i microorganisme este influen�at�

de reac�ia solului. Oligoelementele sunt asimilate mai u�or în mediu acid �i mai

greu �i mediu alcalin.

Elementele Ca �i Mg sunt mai u�or asimilate în cazul reac�iei neutru – slab

alcaline (pH-ul 7– 8,5). Azotul este u�or asimilat în condi�ii de reac�ie slab acid�

(pH-ul 6,0 – 6,8).

Solurile prea acide �i prea alcaline au însu�iri fizice nefavorabile: structur�

degradat�, porozitate mic�, regim aerohidric deficitar.

Prezint� însu�iri chimice �i biologice nefavorabile mai ales solurile

alcaline, în care este prezent� soda Na2CO3, care arde r�d�cinile plantelor �i duce

la blocarea unor microelemente (Bo, Zn, Cu, Mo).

!��&����� ���)�*���#+����)�*���#��

�� �������$ ������������

Propriet��ile fizice ale solului au influen�� major� asupra modului în care

solul func�ioneaz� în cadrul unui ecosistem. Cre�terea �i dezvoltarea plantelor,

cît �i regimul apei �i a solu�iei solului sunt intens legate de propriet��ile fizice

ale acestuia. Culoarea solului, textura, structura �i celelalte propriet��i fizice

sunt criterii în clasificarea diferitelor tipuri de sol.

����������

Page 103: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

102

Textura solului define�te m�rimea particulelor de sol în timp ce structura

acestuia face referiri la modul în care aceste frac�iuni sunt dispuse împreun�,

definind natura sistemului de pori �i canale în sol.

Materia organic� ac�ioneaz� ca un liant între particulele individuale de sol,

determinînd formarea unor grup�ri sau agregate de sol.

Solul este un sistem complex, constituit din faz� solid�, lichid� �i

substan�e gazoase, în care faza lichid� �i gazele ocup� spa�iile poroase dintre

particulele solide.

Propriet��ile fizice fac referire direct� asupra naturii fazei solide a solului,

cu impact asupra regimului de ap� �i aer în sol. Împreun�, structura �i textura

solului ajut� la determinarea capacit��ii de aprovizionare cu nutrien�i a fazei solide

a solului �i a capacit��ii solului de a re�ine �i conduce apa �i aerul necesare

activit��ii radiculare a plantelor.

De asemenea, propriet��ile fizice ale solului dau indica�ii asupra modului

de prelucrare mecanic� a acestuia, cît �i asupra eroziunii.

Faza solid� a solului ocup� aproximativ 45- 60% din volumul acestuia �i

este constituit� din substan�e în stare de dispersie molecular� �i ionic�, coloidal� �i

grosier�. Componenta principal� este reprezentat� de cuar� �i de mineralele

cristalizate din clasa silica�ilor. Textura solului face referire la m�rimea �i

propor�ia particulelor, respective a frac�iunilor granulometrice ce alc�tuiesc solul,

excluzînd substan�ele în stare molecular� �i ionic�, precum �i humusul. Stabilirea

compozi�iei granulometrice face referire la determinarea unor grupe de particule,

denumite frac�iuni granulometrice. A. Canarache (1990), define�te particula

elementar�, ca fiind particula mineral� solid�, silicatat�, care nu poate fi divizat�

Page 104: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

103

prin tratamente fizice sau chimice simple, în alte particule mai mici. Textura

solului este dat� de con�inutul procentual cu care frac�iunile granulometrice cu

diametrul mai mic de 2 mm ( argil�, lut sau praf �i nisip ), care particip� în

definirea unei probe de sol.

8.1. Sisteme de frac�iuni granulometrice

Particulele cu dimensiuni cuprinse între anumite limite au propriet��i

specifice, formînd o categorie de particule, respectiv grupe sau frac�iuni

granulometrice. Cu cît gradul de m�run�ire este mai avansat, cu atît suprafa�a �i

num�rul particulelor este mai mare.

Num�rul �i suprafa�a particulelor în func�ie de gradul de m�run�ire

(Gr. Obrejanu, St. Puiu, 1972)

Categoria de particule ∅∅∅∅ mm Nr. particule/g

Suprafa�a total� a particulelor

1 g/cm3

Nisip grosier 2,0 - 0,2 90 - 720 11 - 23

Nisip fin 0,2 - 0,02 720 - 46000 24 - 91

Praf 0,02 - 0,002 46000 - 5776000 91 - 454

Argil� > 0,002 5776000 - 90260853 454 - 8000000

În definirea texturii solului sunt folosite numai frac�iunile granulometrice

de nisip, praf �i argil�. A. Canarache (1990), indic� c� între frac�iunile

granulometrice, exist� corela�ii foarte distinct semnificative: argila coloidal�

(diametrul mai mic de 0,002mm) �i argila fizic� (diametrul mai mic de 0, 01mm).

La stabilirea grupelor de particule granulometrice sunt utilizate diferite

sisteme de clasificare. Sistemul roman de clasificare (sistemul Atterberg), este

adoptat cu unele complet�ri, dup� clasificarea elaborat� de Societatea

Interna�ional� de �tiin�a Solului ( S.I.S.S.).

Page 105: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

104

Sistemul Atterberg de clasificare a fra�iunilor granulometrice

– Argil� 0,002 mm – Praf 0,002mm ...0,002 mm – Nisip fin 0,2mm ...0,02 mm – Nisip grosier 2,0mm ...0,2 mm – Pietri� 20mm ...2,0 mm – Pietre 200mm ...20 mm – Bolovani > 200 mm

Sistemul Kacinski de clasificare a fra�iunilor granulometrice

– Argil� 0,001 mm – Praf: fin 0,005 ..... 0,001 mm – Praf mediu 0,01 ..... 0,005 mm – Praf mare 0,05 ..... 0,01 mm – Nisip fin 0,25 ..... 0,05 mm – Nisip mediu 0,50 ..... 0,25 mm – Nisip grosier 1,0 ..... 0,50 mm – Pietri� 3 ..... 1,0 mm – Pietre ..... > 3,0 mm

Sistemul american de clasificare a fra�iunilor granulometrice

– Nisip 2,00 ..... 0,05 mm – Praf 0,05 ..... 0,002 mm – Argil� > 0,002 mm

Diametrul maxim de 2,0 mm al particulelor elementare al p�r�ii fine a

solului, este considerat ca limit� de separa�ie între p�mîntul fin �i scheletul

solului., deoarece la aceast� dimensiune, capacitatea materialului de re�inere a

apei este sc�zut�, pe fondul unei unei permeabilit��i marite pentru ap� �i aer.

8.1.1. Caracterizarea solurilor dup� textur�

În func�ie de con�inutul în frac�iuni granulometrice, solurile sunt numite

nisipoase, lutoase, argiloase, nisipo-lutoase, luto-argiloase etc.

1. Solurile nisipoase sunt constituite aproape în întregime din nisip �i

prezint� un con�inut maxim de 12% praf �i 10% argil�. Datorit� acestui aspect,

solurile nisipoase prezint� permeabilitate mare pentru ap� �i aer, nu au structur�,

Page 106: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

105

coeziune �i plasticitate, sunt s�race în humus �i elemente nutritive, se înc�lzesc

repede �i puternic, sunt spulberate de vînt �i prezint� fertilitate redus�.

2. Solurile nisipo-lutoase sunt constituite din 75 - 85 % nisip. În cazul

unui con�inut bun de humus, ele prezint� o fertilitate ridicat�. Propriet��ile fizice,

fizico-chimice, mecanice �i biologice sunt bune.

3. Solurile luto-nisipoase au un con�inut de nisip între 60- 85% �i de

maxim 20 % argil�. Pe aceste soluri se dezvolt� în condi�ii bune o vegeta�ie

forestier�.

4. Solurile lutoase. Cele trei frac�iuni granulomerice, argil�, praf �i nisip

particip� în alc�tuirea probei de sol în cantit��i aproximativ egale, respectiv 10-

30% argil�, 15- 32% praf �i maxim 65% nisip. Prezint� o permeabilitate moderat�

pentru ap� �i au capacitate de absorb�ie, re�inînd astfel substan�ele nutritive.

5. Solurile luto-argiloase con�in circa 42,5% argil� �i circa 15- 32,5%

praf, avînd propriet��i fizico-mecanice bune, asem�n�toare solurilor lutoase.

���

���

���

� �

� �

� � � �

� �� �

� �

��

��

� �

� �

��

� �

� � ��

� �

� �

��

��

� � � �

� � � � � �

� � � �

� �

� �

� �

� �

� �

Diagrama triunghiular� a texturii (dup� F. Filipov,2003)

G – texturi grosiere (N – nisip, U – nisip lutos)

M – texturi mijlocii (S – lut nisipos, L –lut)

F – texturi fine (A – argil�, T –lut argilos)

Page 107: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

106

În clasele texturale N �i U sunt incluse 3 subclase texturale care sunt definite

în func�ie de valoarea raportului dintre nisip fin �i nisip grosier.

6. Solurile argiloase. Con�in un minim de 55% argil� �i un maxim de 40%

praf �i 45% nisip. Frac�iunea granulometric� de argil� fiind dominant�, aceste

soluri prezint� o permeabilitate redus� pentru ap� �i aer, re�in puternic apa; au o

capacitate de absorb�ie mare, capacitate de schimb cationic ridicat�, plastiticitate

�i aderen�� puternic�. În perioadele cu exces de ap� î�i m�resc volumul iar în stare

uscat� au o contrac�ie puternic�, se lucreaz� greu, reclamînd un consum mare de

energie motiv pentru care au fost denumite soluri grele. Au o fertilitate ridicat� iar

pentru îmbun�t��irea propriet��ilor fizice, hidrofizice, mecanice �i de aera�ie sunt

necesare m�suri ameliorative: aplicarea de substan�e fertilizante organice, lucr�ri

agrotehnice efectuate la timpul optim, cultivarea în asolament a plantelor perene,

etc.

8.2. Structura solului

V.R.Wiliams (1950) consider� c� structura solului este tr�s�tura de baz� de

care depinde fertilitatea acestuia. Particulele elementare ale solului sunt organizate

la nivel superior în forma�ii complexe, care constituie structura.

Agregatele structurale ale solului rezult� prin asocierea �i agregarea

particulelor elementare de sol. C Chiri�� (1955) arat� c�, în majoritatea cazurilor,

agregatele structurale au rezultat prin fragmentarea masei de sol �i nu prin

agregarea particulelor elementare. A. Canarache (1991), pe baza celor amintite

anterior, folose�te un termen cu arie mai larg�, acela de “element structural”, pe

care îl define�te ca fiind: o unitate complex� format� în procesul de pedogenez� �i

care este constituit� din mai multe particule primare �i / sau microagregate de

sol, alipite sub ac�iunea unui agent de agregare sau rezultat� din fragmentarea

solului.

8.2.1. Principalele tipuri de structur�

Diversitatea formei �i m�rimii agregatelor, cît �i caracterele diferite ale

suprafe�elor �i muchiilor elementelor structurale, determin� prezen�a în sol, la

nivelul diferitelor orizonturi, a mai multor tipuri morfologice de structur�. În cazul

solurilor de pe teritoriul României, pentru cazul solurilor structurate, întîlnim

Page 108: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

107

urm�toarele tipuri de structur�: glomerular�, gr�un�oas� (granular�), poliedric�,

prismatic� columnar�, lamelar� �i lenticular�.

Structura glomerular� prezint� agregate de form� sferic�, cu diametrul

între 0,2 - 5 mm, sunt poroase în interior, avînd conturul ondulat, iar prin ap�sare

se desfac în agregate mai mici. Acest tip de structur� este caracteristic

orizonturilor de bioacumulare de tip A (cernoziom, rendzin� �i ro�cat-brun etc.).

Structura gr�un�oas�. În cadrul structurii gr�un�oase, forma agregatelor

este sferic�, cu diametre cuprinse între 5- 10 mm. Agregatele structurale prezint�

în interior o porozitate mai redus�, fiind mai îndesate �i mai compacte. Este

caracteristic�, orizonturilor cu humus al solurilor cultivate, solurilor de p�dure �i

paji�tilor.

Structura poliedric� subangular� (alunar�), prezint� agregate rotunjite,

cu diametrul cuprins între 0,5- 3 mm (fe�e curbe �i rotunjite). Se întîlne�te în

orizonturile de tip Bv (cu un con�inut moderat de argil�) �i în orizonturile de

tranzi�ie de tip AB �i EB.

Structura poliedric� (nuciform�). Agregatele sunt aproape rotunde, cu o

dezvoltare egal� pe cele 3 direc�ii spa�iale �i un diametru cuprins între 0,5 - 2 cm,

cu fe�e neregulate, m�rginite predominant de muchii. Acest tip de structur�, este

caracteristic� orizonturilor de tip Bv, Bt sau în cazul orizonturilor de tranzi�ie de

tip AB sau EB.

Structura prismatic�, prezint� fragmente în form� de prism�, avînd

dimensiuni între 3 - 5 cm. Este caracteristic� orizonturilor de tip Bv.

Structura columnar� prezint� agregate prismatice, rotunjite în partea

superioar�. Este caracteristic� orizonturilor de tip Btna, întîlnite la solul de tip

solone�.

Structura lamelar� (�istuoas�). Agregatele sunt alungite, avînd fe�e de

separa�ie plane, cu dimensiuni între 3- 5 mm. Este întîlnit� în cadrul solurilor

luvice (luvosoluri), la nivelul orizontului E.

Structura lenticular�. Agregatele au aspect lenticular, cu dimensiuni

cuprinse între 1- 3 mm �i cu suprafe�e curbate. Este caracteristic� solurilor formate

�i evoluate pe marne, marne argiloase, marne �istuoase etc.

Page 109: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

108

În cazul solurilor nestructurate, particulele elementare sunt necoezive �i

dispuse mai mult sau mai pu�in îndesat, uneori cimentate într-o mas� de sol

nefragmentabil�. Tipurile de structur� întîlnite în cazul solurilor nestructurate

sunt: masiv� �i monogranular�.

Structura masiv�. Particulele minerale sunt consolidate sau cimentate,

masa întregului orizont sau a unei p�r�i din orizont este nefragmentabil� în

elemente structurale.

Structura monogranular�. Particulele elementare ale orizontului

pedogenetic sau a unei p�r�i dintr-un orizont nu sunt grupate în elemente

structurale.

8.3. Densitatea solului (D)

Densitatea solului este cunoscut� �i sub denumirea de greutate specific�

(GD), fiind definit� ca mas� a unit��ii de volum a particulelor solide.

VptG

GssauD =

În sistem metric, densitatea particulelor poate fi exprimat� cu termenul de

megagrame pe m3 (Mg/m3). Astfel, dac� 1 m3 de particule solide cînt�re�te 2,6

Mg, densitatea particulelor este de 2,6 Mg/m3 (care poate fi exprimat� �i în grame

pe centimetru cub (g/cm3). Densitatea depinde de compozi�ia chimic� �i de

structura cristalin� a particulelor minerale, nefiind afectat� de porozitate. A�adar

densitatea particulelor nu este în raport cu dimensiunea particulelor sau cu modul

de aranjare a acestora (structur�):

8.4. Densitatea aparent� (Da)

Este cunoscut� �i sub denumirea de greutate volumetric� (Gv) �i reprezint�

greutatea unit��ii de volum total al solului uscat la 1050 C, în structur� natural� �i

se exprim� în grame de sol uscat pe 1 cm3.

VtG

GvsauDa =

Da sau Gv = densitatea aparent�;

G = greutatea unei probe de sol uscat la 1050 C;

Vt = volumul total (volumul particulelor + volumul porilor).

Page 110: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

109

Datorit� faptului c� în calculul densit��ii aparente intervine Vt (volumul

total) adic� volumul ocupat de particulele solide, cît �i de spa�iile libere dintre

particule (porii), valorile densit��ii aparente sunt mult mai mici decît ale densit��ii

fiind cuprinse de obicei între 1 �i 2. Factorii de care depinde densitatea aparent� a

unui sol sunt: compozi�ia mineralogic�, con�inutul solului în materie organic� �i în

special modul de a�ezare a particulelor solide în masa solului (tasare respectiv

afînare).

8.5. Porozitatea solului

Sub aspectul dimensiunilor porilor �i a volumului total al spa�iului poros

(spa�iu lacunar), avem o varia�ie în func�ie de modul de a�ezare (afînat sau

îndesat) al elementelor texturale �i structurale. Porozitatea total� a solului este

exprimat� în % din volumul total al acestuia:

)(%D

DaP −= 1100

Porozitatea total� este constituit� din porozitate capilar�, (pori cu diametrul mai

mic de 1 mm) �i porozitate necapilar�, (pori cu diametrul mai mare de 1 mm),

cunoscut� �i sub denumirea de porozitate de aera�ie. Porozitatea de aera�ie

reprezint� porii ocupa�i cu aer cînd solul are o umiditate la nivelul capacit��ii de

camp �i se calculeaz� cu urm�toarea formul�:

Pa = Pt - CC x Da

Situa�ia optim�, sub aspectul porozit��ii, este întîlnit� la solurile cu textur�

mijlocie �i structur� glomerular�, ce au o porozitate total� de 50 - 60 % din care

peste jum�tate o reprezint� porozitatea necapilar� sau de aera�ie.

La solurile cu textur� argiloas� porozitatea de aera�ie este mai mic� decît

în cazul solurilor cu textura grosier� �i, de asemenea, solurile nestructurate

prezint� valori mai sc�zute ale porozit��ii de aera�ie decît cele structurate.

Propriet��i fizico-mecanice ale solului

8.6. Coeziunea solului

Particulele elementare �i agregatele structurale ale solului sunt lipite între

ele prin for�e de atrac�ie reciproc�, no�iune cunoscut� sub denumirea de "coeziune

a solului". Aceast� coeziune este determinat� de atrac�ia electrostatic� dintre ioni,

Page 111: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

110

de atrac�ia molecular�, de coagularea coloizilor solului, de for�ele capilare, de

a�ezarea compact� a particulelor elementare, de cimentarea acestor particule cu

compu�i chimici insolubili, de substan�ele organice din sol rezulate ca urmare a

ac�iunii microorganismelor.

Coeziunea solului este influen�at� de textura, structura, nivelul varia�iei de

umiditate a acestuia, de con�inutul în humus �i de natura cationilor adsorbi�i.

Astfel, în cazul nisipului, coeziunea manifestat� prin punctele de contact ale

particulelor este foarte sc�zut� �i aceasta numai la un anumit grad de umiditate.

Particulele de argil� prezint� o coeziune foarte ridicat� în special în stare uscat�.

La umiditate ridicat�, coeziunea solului scade datorit� atenu�rii atrac�iei

particulelor solide, în prezen�a moleculelor de ap�. În cazul solului cu structura

distrus� sau slab dezvoltat�, particulele elementare au o a�ezare îndesat� masa

solului prezentînd o coeziune ridicat� (num�r mai mare de particule). Coeziunea

se refer� la întreaga mas� a solului, însumînd coeziunea dintre particulele ce

alc�tuiesc agregatele �i coeziunea dintre particulele masei nestructurate (coeziune

global�).

8.7. Aderen�a solului

Este cunoscut� �i sub denumirea de adeziunea solului, reprezint�

proprietatea pe care o au particulele de sol ca, la un anumit grad de umiditate

(solul umezit la consisten�a plastic� lipicioas�), s� se lipeasc� de piesele active ale

utilajelor �i ma�inilor agricole cu care vin în contact. Adeziunea este dat� de

for�ele de atrac�ie dintre particulele de sol �i suprafa�a uneltelor �i utilajelor prin

intermediul peliculelor de ap�

Aderen�a solului se manifest�, în special la umiditatea corespunz�toare

limitei superioare a plasticit��ii, în intervalul 16 - 40 % umiditate), în timp ce sub

limita inferioar� a plasticit��ii (< 16 % umiditate) solul nu ader�, se m�run�e�te

u�or, avînd o rezisten�� specific� mic� la prelucrarea mecanic�. . For�ele de

atrac�ie manifestate între particulele de sol, devin mai mici decît cele manifestate

între particule �i obiectele cu care acestea vin în contact.

Page 112: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

111

8.8. Plasticitatea solului

Plasticitatea reprezint� proprietatea solului ca la o anumit� umiditate, (

într-un anumit interval de umiditate), sub ac�iunea unor for�e mecanice exterioare,

s�-�i modifice forma f�r� a se rupe (f�r� a se cr�pa sau sf�rîma) �i de a-�i p�stra

aceast� form� �i s-o men�in� �i dup� încetarea for�ei �i pierderea apei (dup�

uscare). Cantitatea minim� de ap� la care apare plasticitate reprezint� limita

inferioar� a plasticit��ii, iar cantitatea maxim� de ap� pîn� la care se men�ine este

denumit� limita superioar� a plasticit��ii..

Indicele de plasticitate define�te domeniul de umiditate la care solul este

plastic:

Ip = W1 – Wp în care:

Ip = indicele de plasticitate;

W1 = limita superioar� de plasticitate;

Wp = limita inferioar� de plasticitate.

Pentru valori mari ale indicelui de plasticitate, intervalul optim de

umiditate, în vederea efectu�rii lucr�rilor solului, este foarte mic. În cazul unui

con�inut sc�zut de ap� al solului ar�tura este prea bolov�noas�, iar în cazul unui

con�inut mare de ap� al solului, ar�tura prezint� brazde sub form� de curele.

8.9. Consisten�a solului

Prin consisten�a unui sol se în�elege modul de comportare a agregatelor de

sol sub ac�iunea de rupere sau deformare mecanic� la diferite st�ri de umiditate,

cît �i tendin�a acestuia de a adera la corpuri str�ine.

Factorii care influen�eaz� asupra consisten�ei solului sunt: textura �i

structura solului, con�inutul de humus, natura mineralogic� a argilei, starea de

umiditate.

Consisten�a cre�te odat� cu cre�terea gradului de dispersitate a materiei.

Cu cît un sol are o structur� mai bun�, cu atît consisten�a este mai mic�

(excep�ie solurile nisipoase).

Humusul are consisten�a mai mare decît praful �i nisipul dar mai mic�

decît argila, avînd un efect moderat asupra consisten�ei solurilor.

Page 113: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

112

Consisten�a se m�soar� cantitativ prin: rezisten�a la penetrare la umiditatea

corespunz�toare a 50% din capacitatea capilar� �i prin compactitate sau prin

coeziune global�. În practica agricol�, condi�iile optime corespund consisten�ei

friabile, respectiv unei umidit��i sub limita de fr�mîntare la care solul se lucreaz�

u�or.

8.10. Contrac�ia �i gonflarea solului

Procesul prin care masa solului î�i mic�oreaz� volumul, ca urmare a

sc�derii umidit��ii, prin pierderea apei (uscare), poart� denumirea de contrac�ie a

solului.

Contrac�ia este fenomenul invers gonfl�rii. Contrac�ia se manifest� cu

intensitate în cazul solurilor bogate în particule elementare de argil� în cazul

solurilor cu structur� distrus� sau slab structurate, �i în cazul solurilor cu un

complex saturat în baze.

Pe m�sur� ce solul pierde apa (uscare), presiunea capilar� cre�te,

particulele elementare se apropie unele de altele, avînd ca efect formarea la

suprafa�a solului a cr�p�turilor �i, în unele cazuri, ruperea r�d�cinilor (perioadele

secetoase). Deosebim în mod curent contrac�ie liniar� �i contrac�ie de volum.

Contrac�ia liniar� este dat� de diferen�a dintre lungimea probei înainte �i dup�

contrac�ie, raportat� la lungimea dinaintea contrac�iei �i înmul�it� cu 100 pentru

exprimare procentual�.

Procesul de m�rire a volumului total al solului, determinat de cre�terea

umidit��ii, poart� denumirea de gonflare. Gonflarea este proprietatea prin care

solul î�i m�re�te volumul specific prin îmbibare cu ap�. Intensitatea gonfl�rii �i

contrac�iei unei probe de sol este dat� de coeficientul de extensibilitate liniar� sau

de indicele de contrac�ie:

COLE = 131

−��

���

DAwDAo

IC = ( )

WDAwDAo −

COLE – coeficient de extensibilitate liniar�;

IC – indicele de contrac�ie (g/cm3);

DAo – densitatea aparent� a solului uscat (g/cm3);

Page 114: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

113

DAw – densitatea aparent� la umiditatea de prelevare a probei (g/cm3);

W – umiditatea de prelevare a probei.

8.11. Rezisten�a la arat

Rezisten�a la arat, reprezint� rezisten�a la trac�iune, opus� la înaintarea

plugului, sau rezisten�a opus� de sol asupra plugului, ca urmare a ac�iunii de

t�iere, dislocare, ridicare, r�sturnare �i m�run�ire a brazdei.

Comportarea solurilor în procesul complex de lucrare mecanic� se exprim�

prin rezisten�a la arat. Rezisten�a specific� a solului este influen�at� de textur�,

structur�, con�inut în humus, umiditate, grad de în�elenire, stare de tasare, prezen�a

CaCO3 etc. Ca urmare a ac�iunii de înaintare a plugului în timpul efectu�rii

ar�turii, solul opune rezisten�� manifestat� prin reac�ii elementare de compresiune,

de forfecare, de torsiune, de frecare, de rupere, de întindere a particulelor de sol.

Rezisten�a solului la arat se raporteaz� la suprafa�a sec�iunii brazdei

(rezisten�a specific�) �i se exprim� în kg/cm2 sau kg/dm2).

Rela�ia de calcul este:

lhFa

Rsp⋅

= , unde:

Fa – for�a de trac�iune (Kgf);

Rsp – rezisten�� specific� la arat (Kgf/dm2);

h – adîncimea de lucru a plugului (dm);

l – l��imea de lucru a plugului (dm).

Valorile rezisten�ei specifice sunt determinate de o serie de propriet��i

fizice, fizico-mecanice (textura, structura, consisten�a, plasticitatea, etc.), precum

�i de o serie de factori ce nu depind de propriet��ile solului (adîncimea �i l��imea

brazdei, viteza de lucru, forma pieselor componente a plugului etc.).

Reparti�ia terenurilor arabile din România, pe clase de rezisten�� specific�

la arat, se prezint� astfel:

Rezisten�a specific� la arat (kgf/dm2)

În condi�ii de umiditate optim�

În condi�ii de umiditate obi�nuit� în perioada

ar�turilor Sub 36 4 2 36-45 4 3 46-55 22 2 56-60 25 29 61-75 41 19

Page 115: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

114

Peste 75 4 45 Total 100 100

În func�ie de rezisten�a la arat avem:

� soluri u�oare, cu o rezisten�� la arat mai mic� de 35 kg f/dm2;

� soluri mijlociu-u�oare, cu o rezisten�� la arat între 36 - 45 kg/f/dm2;

� soluri mijlocii, cu o rezisten�� la arat între 46 - 55 kg/f/dm2;

� soluri grele, cu o rezisten�� între la arat 56 - 75 kg/f/cm2;

� soluri foarte grele, cu o rezisten�� la arat între 76 - 100 kg/f/dm2;

� soluri extrem de grele, avînd o rezisten�� specific� mai mare de 100

kg/f/dm2.

Umiditatea optim� la arat se poate estima prin calcul cu urm�toarea rela�ie:

Wg = 15,3 + 0,32⋅A – 0,0046005⋅A2 + 0,00005894⋅A3 – 5,553⋅DA +

0,02104⋅A⋅DA2 , în care:

Wg – umiditatea optim� la arat (%g/g); A – argila < 2µ (%); DA – densitatea

aparent� (g/cm3).

În România, din punct de vedere al rezisten�ei specifice la arat, predomin�

solurile grele �i foarte grele (A. Canarache, 1991).

Propriet��i hidrofizice

8.12. Apa din sol

În sol apa este necesar� atît în procesul de solificare, cît �i pentru

satisfacerea necesit��ilor plantelor. Plantele au nevoie de ap� pe tot parcursul

perioadei de vegeta�ie, respectiv la germinare, r�s�rire, fructificare.

Prin intermediul apei, plantele primesc elementele nutritive necesare

cre�terii �i dezvolt�ri. Cantitatea de ap� necesar� plantei pentru formarea unui

gram de materie vegetal�, variaz� între 220 g �i 1000 g.

Sursa principal� de ap� a solului o constituie precipita�iile atmosferice, apa

provenit� din ploi �i apa sub form� de z�pad�.

În sol, apa poate ajunge �i prin interven�ie antropic�, respectiv apa de

iriga�ie. În cantit��i mult mai reduse, apa în sol provine din condensarea �i

absorb�ia vaporilor de ap� din atmosfer�.

Page 116: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

115

O alt� surs� de ap� pentru sol este apa freatic� �i cea provenit� din scurgeri

laterale.

În cazul unui con�inut sc�zut în ap�, datorit� for�elor de adsorb�ie,

moleculele de ap� sunt re�inute prin atrac�ia reciproc� dintre dipolul de ap� �i

suprafa�a particulei de sol.

În cazul solurilor nesaturate, apa se g�se�te sub form� pelicular� continu�

în jurul particulelor de sol, fiind re�inut� de for�ele capilare sau de for�ele de

menisc.

Pentru solurile saturate în ap�, mi�carea acesteia este realizat� de ac�iunea

for�ei de gravita�ie. În cazul solurilor cu un con�inut ridicat de s�ruri solubile, un

rol deosebit revine for�elor osmotice, care se manifest� cu intensitate ridicat�,

determinînd apari�ia secetei fiziologice.

8.12.1. For�ele de re�inere a apei în sol

For�ele de re�inere a apei în sol la suprafa�a particulelor �i în pori sunt de

natur� diferit�, astfel încît re�inerea �i mi�carea apei se manifest� cu intensit��i

variate. O importan�� mai mare o au for�a gravita�ional�, for�ele capilare, for�ele

de adsorb�ie sau sorb�ie, for�ele determinate de tensiunea vaporilor de ap� din sol,

for�ele de sugere a r�d�cinilor, for�ele osmotice, for�ele hidrostatice etc.

8.12.2. For�a gravita�ional�

Ac�ioneaz� asupra apei din porii necapilari ai solului (în condi�iile unui sol

saturat în ap�). Sub ac�iunea for�ei gravita�ionale apa circul� descendent prin porii

necapilari, umectînd profilul de sol pe adîncimi mari, uneori pîn� la nivelul

pînzelor freatice. Pe m�sur� ce cantitatea de ap� se mic�oreaz� for�a gravita�ional�

se diminueaz� ca intensitate. Pe terenurile înclinate, sub ac�iunea for�ei

gravita�ionale apa se deplaseaz� din zonele mai înalte c�tre cele mai joase, prin

scurgere de suprafa�� sau lateral�.

8.12.3. For�ele capilare

Dup� eliminarea apei din porii necapilari ai solului, apa este men�inut�

datorit� for�elor capilare în porii capilari ai acestuia.

Re�inerea �i mi�carea apei în capilare este determinat� de deficitul de

presiune ce se creeaz� în capilarele solului, deficit definit prin rela�ia lui Laplace:

Page 117: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

116

rp

α2=∆

α - tensiunea superficial�;

r - raza meniscului.

Deficitul de presiune sau for�a capilar� este invers propor�ional� cu raza

capilarului (apa se mi�c� din capilarele mai mari, unde deficitul de presiune

este mai mic c�tre capilarele mai mici unde deficitul de presiune este mai

mare).

8.12.4. For�ele de absorb�ie sau de sorb�ie

Acestea se manifest� asupra apei aflat� la suprafa�a particulelor de sol.

Prin pierderea apei din porii necapilari �i apoi capilari, r�mîne în sol ap� re�inut�

la suprafa�a particulelor. Aceast� ap� este re�inut� foarte puternic (10.000 km) nu

se mi�c� sau se mi�c� foarte lent (de la peliculele mai groase c�tre peliculele mai

sub�iri sau sub form� de vapori). For�ele de adsorb�ie sunt de natur� electrostatic�

�i se manifest� datorit� caracterului dipolar al moleculelor de ap� care sunt atrase

la suprafa�a particulelor de sol unde exist� sarcini electrice libere

(HIDRATAREA).

8.12.5. For�ele determinate de tensiunea vaporilor de ap�

În porii solului se g�se�te �i apa sub form� de vapori. Tensiunea

(presiunea) vaporilor de ap� depinde de temperatura �i umiditatea solului. La

umiditate constant�, tensiunea cre�te cu temperatura. Diferen�ele de tensiune

creaz� for�e ce determin� mi�carea vaporilor de ap� din zonele unde presiunea

este mai mare, c�tre cele cu presiune mai mic�.

8.12.6. For�ele de sugere a r�d�cinilor plantelor

Apa din sol este în contact permanent cu r�d�cinile plantelor �i este supus�

for�elor cu sugere a acestora. În cazul majorit��ii plantelor, for�ele de sugere sunt

între 15 - 20 atmosfere. Pe m�sur� ce apa din imediata apropiere a r�d�cinilor se

consum�, apa de la distan�e mai mari este atras� �i se mi�c� c�tre acestea.

8.12.7. For�ele osmotice

Ac�ioneaz� în cazul solurilor bogate în s�ruri solubile. Prin solubilizarea

s�rurilor în apa din sol, presiunea osmotic� cre�te cu cît cantitatea de s�ruri

Page 118: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

117

dizolvate este mai mare. Datorit� presiunii osmotice ridicate apa din solurile

bogate în s�ruri solubile este re�inut� puternic, a�a încît chiar atunci cînd solul are

ap� peste capacitatea de cîmp, aceasta nu poate fi utilizat� de plante (seceta

fiziologic�).

8.12.8. For�ele hidrostatice.

Ac�ioneaz� în cazul în care solurile sunt saturate în ap� (orez�rii sau terenuri

pe care b�lte�te apa). Aceste for�e sunt datorate greut��ii stratului de ap� care

determin� p�trunderea acesteia în adîncime.

8.13. Indicii hidrofizici ai solului

Ace�ti indicatori hidrofizici sunt aprecia�i prin valori conven�ionale

exprimate în procente ale masei de ap� în raport cu masa solului uscat. Ace�ti

indicatori sunt reprezenta�i de: coeficientul de higroscopicitate, coeficientul de

ofilire, capacitatea pentru ap� în cîmp �i capacitatea maxim� pentru ap� fiind

frecvent utiliza�i în lucr�rile de iriga�ii.

8.13.1. Coeficientul de higroscopicitate

Este cunoscut �i sub denumirea de coeficient maxim de higroscopicitate.

Reprezint� cantitatea maxim� de vapori de ap� pe care o poate adsorbi solul uscat,

într-o atmosfer� saturat� în vapori de ap�. Acest coeficient se noteaz� cu CH, iar

valoarea maxim� corespunde umidit��ii de 50 atmosfere, neaccesibil� plantelor.

Valoarea CH depinde de suprafa�a total� de adsorb�ie, respectiv cre�te de la

solurile cu textura nisipoas� c�tre cele cu textura argiloas�. Coeficientul de

higroscopicitate depinde �i de con�inutul de humus, de con�inutul în diferite

s�ruri, cît �i de natura cationilor din sol. Valorile coeficientului de higrscopicitate

sunt de circa 1 % pentru solurile cu textur� nisipoas�, de cca 8% pentru solurile

cu textur� lutoas� �i de circa 14% în cazul solurilor cu textur� argiloas�.

Coeficientul de higroscopicitate se determin� în laborator, prin creearea într-un

mediu închis a unei satura�ii în vapori de ap� (94% ), prin folosirea unei solu�ii de

acid sulfuric 10%.

8.13.2 Coeficientul de ofilire (C.O.)

Acest indicator este cunoscut �i sub denumirea de umiditate de ofilire

permanent� �i se refer� la umiditatea solului la care plantele sufer� o ofilire

Page 119: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

118

ireversibil� (limita inferioar� a apei accesibile pentru plante). Valoarea umidit��ii

de ofilire în cazul unui acela�i sol este influen�at� de condi�iile atmosferice, de

însu�irile plantei etc.

Coeficientul de ofilire se determin� prin calculul în mod indirect.

CO = CH � 1,5

Valorile C.O. sunt mai sc�zute pentru solurile nisipoase (1- 3%) �i mai

ridicate la solurile argiloase (19 - 24 %).

8.13.3. Capacitatea pentru ap� în cîmp (C.C.)

Este cunoscut� �i sub denumirea de capacitate minim� pentru ap� �i se

refer� la cantitatea maxim� de ap� capilar� suspendat� pe care o poate re�ine solul

pentru o perioad� mai îndelungat� dup� ploaie sau iriga�ie. Valorile capacit��ii

pentru ap� în cîmp depind de textur�, structur�, porozitate �i starea de afînare a

solului, fiind considerate nesatisf�c�toare la valori mai mici de 25 % �i foarte

bune între 40-50 %.

8.13.4. Capacitatea de ap� util� (C.U.)

Reprezint� apa accesibil� plantelor pe care o poate re�ine solul (apa util�

sau apa productiv�) �i depinde de valorile C.O. �i C.C.

C.U.% = C.C.%- C.O%

Valorile C.U. % sunt 14,1- 14,7 % pentru cernoziomuri, 8,4- 11,8% pentru

solurile brune-ro�cate, 13,3- 13,8 % pentru solurile brune tipice �i podzolite.

8.13.5. Capacitatea total� pentru ap� (C.T.)

Reprezint� cantitatea maxim� de ap� pe care un sol o poate re�ine un scurt

timp dup� inundare (maxim 1 or�). Depinde de porozitate, textura, structur� etc. �i

poate fi pus� în eviden�� în cazul solurilor inundate, cînd porii solului sunt în

întregime ocupa�i cu ap�. în acest caz în sol se reg�sesc toate formele de ap� în

cantit��ile maxime posibile.

8.13.6. Regimul hidric al solului

Ansamblul proceselor de p�trundere, de mi�care �i re�inere, de consum �i

pierdere a apei din sol, constituie regimul de ap� în sol.

Regimul de ap�, numit �i regim hidric sau regim hidrologic al solului,

depinde de cantitatea de ap� ce a p�truns în sol �i de aceea pierdut� din sol.

Page 120: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

119

8.13.6.1. Tipurile de regim hidric

Regimul hidric par�ial percolativ. Este caracteristic pentru solurile de

step�, cu deficit accentuat de umiditate: apa freatic� este situat� la adîncimi mari

�i nu influen�eaz� umiditatea solului, care variaz� de la capacitatea pentru ap� în

cîmp pîn� la coeficientul de ofilire.

Regimul hidric periodic percolativ. Este caracteristic pentru solurile din

climate de tranzi�ie (de la step� la p�dure). Solurile sunt percolate pîn� la baza

profilului, în anii mai pu�in umezi �i chiar pîn� la apa freatic� în anii mai umezi;

cantitatea precipita�iilor este aproximativ egal� cu aceea a evapotranspira�iei.

Regimul hidric percolativ. Se întîlne�te la solurile de p�dure, în zonele

umede unde precipita�iile dep��esc evapotranspira�ia. Din apa de precipita�ii care

p�trunde în sol, o parte ajunge în apa freatic�.

Regimul hidric percolativ repetat. Este caracteristic pentru regiunile cele

mai umede din Romînia, cu indicele de ariditate DE MARTONNE mai mare de

45. Spre deosebire de regimul percolativ, percolarea are loc de mai multe ori pe

an.

Regimul hidric desuctiv. Este caracteristic pentru solurile formate în

condi�ii climatice cu deficit accentuat de umiditate (stepa �i silvostepa extrem�),

dar la care apa freatic� se g�se�te tot timpul anului la o oarecare profunzime în

profilul solului; umeze�te baza profilului de sol �i determin� gleizarea lui (soluri

freatic umede gleizate �i profund salinizate).

Regimul hidric periodic exudativ. Se întîlne�te la solurile semigleice,

unde la baza profilului gleizarea este foarte puternic�. Franja capilar� ajunge

uneori la suprafa�a solului.

Regimul hidric freatic stagnant semiml��tinos. Este caracteristic

solurilor gleice, solurilor umezite în exces de franja capilar�, ce ajunge la

suprafa��, deoarece apa freatic� este situat� în profilul solului.

Regimul hidric freatic stagnant ml��tinos. Se întîlne�te la solurile

ml��tinoase, la care oglinda apei freatice ajunge aproape sau la suprafa�a solului.

Regimul hidric amfistagnant. Este caracteristic solurilor amfigleice,

fiind determinat de apa de precipita�ii (stagnant� deasupra unui orizont

impermeabil) �i de pînza de ap� freatic� situat� la mic� adîncime.

Page 121: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

120

Regimul hidric de irigare. Este tipul de regim hidric prin care umezirea

solului are loc prin irigare. Dintre caracteristici men�ion�m c� este reglabil, are loc

repetat �i dep��e�te umezirea natural� a solului (atmosferic� �i freatic�).

8.14. Aerul solului (regimul de aer al solului)

Toate spa�iile lacunare dintre particulele solide ale solului sunt ocupate de

apa �i aerul din sol.

Faza gazoas� a solului, ca sistem heterogen, dispers, structurat �i poros,

este constituit� de aer (C. Chiri��, 1955).

Aera�ia solului asigur� respira�ia r�d�cinilor, favorizînd totodat�

mineralizarea substan�elor organice.

Intensitatea desf��ur�rii activit��ii biologice în sol este condi�ionat� de

con�inutul normal de O2 al aerului din sol, cît �i de prezen�a apei. F�r� ap� �i în

condi�iile în care aerul din sol prezint� O2 sub limitele normalit��ii, via�a în sol nu

poate exista.

8.14.1. Compozi�ia aerului din sol

Cu toate c� aerul din sol provine în principal din aerul atmosferic,

compozi�ia lui difer� de a acestuia. Aerul atmosferic are 2 constituien�i principali:

N 78,31% �i 20,87% O2, restul fiind reprezentat de 0,76% Ar (gaz inert), CO2

(0,03 %), H (0,01 %) �i NH3 (urme).

Compozi�ia aerului din sol este influen�at� atît de intensitatea activit��ii

biologice cît �i de schimbul de gaze dintre sol �i atmosfer�. Aerul din sol prezint�

o compozi�ie ce difer� de la un sol la altul, iar în cadrul aceluia�i tip de sol,

fluctua�iile sunt în func�ie de anotimp �i de activitatea biologic�.

În orizonturile de suprafa�� ale solului, con�inutul în O2 poate oscila între

10- 20%, N între 78,5- 80,0%, iar CO2 între 0,2- 3,5%, la care se adaug� amoniac,

hidrogen sulfurat, metan, vapori de ap�. Pentru cre�terea �i dezvoltarea plantelor

de cultur� o importan�� major� o are con�inutul de oxigen �i de bioxid de carbon.

Între aceste dou� elemente fiind o rela�ie antagonist�, sc�derea con�inutului de O2

duce la cre�terea con�inutului de CO2 �i invers.

Pe fondul existen�ei la suprafa�a solului �i în stratul superior al unui

con�inut ridicat de materie organic�, �i respectiv humus, con�inutul de CO2 este

mai ridicat �i aceasta deoarece prin respira�ia r�d�cinilor se consum� O2,

Page 122: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

121

eliberîndu-se CO2. Procesul de alterare a mineralelor �i de descompunere a

materiei organice se desf��oar� în condi�iile unui consum de O2 (printre compu�ii

finali în descompunerea materiei organice fiind CO2). Procentul de CO2 cre�te

odat� cu adîncimea, în timp ce procentajul de O2 scade.

Aerul din solurile cu textur� argiloas�, lipsite de structur� sau cu structura

slab dezvoltat�, compacte, prezint� un con�inut mai mare de CO2 decît solurile cu

textura mijlocie �i grosier� (lutoas�, luto-nisipoas�, nisipoas�), structurate �i

afînate.

În func�ie de anotimp, intensitatea activit��ii biologice din sol este diferit�,

înfluen�înd astfel con�inutul în O2 �i CO2, astfel încît cantitatea de CO2 este

maxim� în timpul verii �i scade toamna �i iarna cînd activitatea organismelor �i

microorganismelor din sol este mai pu�in intens�.

Procesul de respira�ie a r�d�cinilor plantelor are influen�� asupra

compozi�iei aerului din sol. Procentul de CO2 este mai ridicat pe un sol cultivat

decît pe un sol necultivat. P.S. Kassovici a stabilit c� pe un hectar de grîu se

degaj� în sol, în cursul perioadei de vegeta�ie circa 6000 kg CO2.

8.14.2. Volumul de aer al solului

Volumul de aer din sol depinde de porozitatea solului (deci de textur�,

structur�, afînare etc.), cît �i de umiditate. Apa �i aerul din sol sunt no�iuni

antagoniste sub aspect cantitativ.

Aerul în sol se g�se�te în porii necapilari �i în porii capilari neocupa�i cu

ap�, astfel încît practic aerul lipse�te dintr-un sol saturat în ap�.În cazul unui sol

uscat volumul de aer este reprezentat de porozitatea total�.

Sub aspectul diferen�ierii texturale, volumul de aer cre�te de la un sol

argilos spre un sol nisipos. Diferen�ierea structural� a solului face ca volumul de

aer din sol s� fie mai sc�zut în cazul unor soluri nestructurate, slab structurate sau

cu structur� distrus�, decît în cazul unor soluri cu structur� bun�, bine dezvoltat�

(gr�un�oas�, glomerular�). De asemenea, volumul cu aer din sol cre�te de la

solurile îndesate, compactate spre solurile afînate. În cazul solurilor cu acelea�i

condi�ii sub aspectul texturii, structurii, afîn�rii sau compact�rii, volumul cu aer

depinde de umiditatea acestora. Apa din sol ocup� un procent mai mare din pori în

cazul unui sol umed, determinînd existen�a unui volum de aer mai sc�zut �i invers.

Page 123: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

122

Oscila�iile procentuale largi, sub aspectul con�inutului de ap� �i al

volumului de aer în sol, au dus la stabilirea unei situa�ii optime pentru

caracterizarea unui sol sub aspectul volumului de aer.

Astfel a ap�rut no�iunea de "capacitate de aer a solului" sinonim�

"porozit��ii de aera�ie" care indic�, c� solul se afl� în condi�ii optime de umezire,

respectiv la "capacitatea de cîmp". Volumul de aer la aceast� capacitate de cîmp

oscileaz� între 5,0- 40,0%, fiind mai mic la solurile cu textur� fin�, nestructurate,

compactate �i mai ridicat la solurile cu textur� grosier�, structurate, afînate.

Raportul aer-ap� în sol (respectiv regimul aerohidric al solului) este luat în

considera�ie pentru aprecierea condi�iilor de cre�tere �i dezvoltare a plantelor de

cultur�.

Raportul optim aer-ap� în sol se realizeaz� cînd porozitatea total� este de

peste 50 %, fiind reprezentat în propor�ii aproximativ egale de porozitatea capilar�

(de re�inere a apei) �i de porozitatea necapilar� (de aera�ie). Acest raport optim se

întîlne�te în solurile cu structur� glomerular� stabil�, medie �i bine dezvoltat�, cu

o textur� mijlocie (lutoas�, luto-argiloas�), nediferen�iat� pe profil, bine afînate.

Extremele, respectiv textura argiloas�, lipsa de structur�, compactarea sau textura

nisipoas�, structura monogranular�, afînarea excesiv� duc, în primul caz, la

crearea unor condi�ii de exces de ap� �i aera�ie slab�, iar în cel de al doilea caz la

un deficit de umiditate �i o aera�ie intens�.

Cerin�ele plantelor sub aspectul necesit��ii optime de aer în sol, sunt

diferite: 10 % la varza, 12 % la trifoi ro�u, 20 % la lucern�, 26 % la grîu de

toamn�, 31 % la porumb (BUNESCU V.I., 1980).

Condi�ii bune de cre�tere �i dezvoltare a plantelor de cultur�, sub aspectul

volumului de aer, se realizeaz� atunci cînd acesta reprezint� 15 - 30 % din

volumul total al solului.

8.14.3. Aera�ia solului

Aera�ia solului este un proces vital, deoarece prin aera�ie sunt controlate,

în limite largi, concentra�iile în sol a dou� gaze care sus�in via�a: O2 �i CO2.

Aceste gaze împreun� cu apa, sunt primii participan�i în cadrul a dou� reac�ii

biologice vitale:

1. Respira�ia tuturor celulelor vegetale �i animale.

Page 124: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

123

2. Fotosinteza - proces în urma c�ruia se formeaz� zaharuri, fundamentul

realiz�rii hranei.

Respira�ia implic� oxidarea componentei organice.

C6H2O6 + 6O2 –> 6CO2 + 6H2O

Zah�r

Datorit� fotosintezei, aceast� reac�ie este reversibil�. CO2 �i H2O se

combin� cu ajutorul plantelor verzi, formînd zaharuri, eliberîndu-se O2 care este

folosit de oameni, animale �i plante.

Aera�ia solului este o component� de baz� în cadrul acestui sistem. Pentru

ca respira�ia s� aib� loc, solul trebuie aprovizionat cu O2, în timp ce CO2 va fi

înlocuit.

Datorit� aera�iei, sub aspectul concentra�iei de O2 �i CO2, exist� un schimb

permanent între sol �i atmosfer�. Ca urmare a difuziunii gazelor, concentra�ia

mare de CO2 în sol duce la difuziunea acestuia în atmosfer�, în timp ce O2 cu o

concentra�ie mare în atmosfer�, difuzeaz� în sol. În urma acestui proces are loc

realizarea unui echilibru sub aspectul concentra�iei O2 �i CO2. Procesul de difuzie

se desf��oar� lent, CO2 avînd o greutate specific� mai mare ca a aerului (1,5 în

raport cu aerul).

Pentru realizarea unor condi�ii optime de cre�tere �i dezvoltare a plantelor

pe adîncimea de 0 - 20 cm, primenirea solului cu aer în întregime trebuie s� aib�

loc în circa 8 zile (Gr.OBREJANU, St.PUIU, 1972). Pe solurile cu condi�ii bune

de aera�ie, primenirea solului cu aer pe adîncimea de 0 - 20 cm are loc în numai

24 ore.

Schimbul de gaze dintre sol �i atmosfer� mai este condi�ionat �i de

oscila�iile de temperatur�, varia�ia umidit��ii solului, varia�ia presiunii

atmosferice. Datorit� cre�terilor de temperatur�, aerul din sol se dilat� trecînd

par�ial în aerul atmosferic. În urma sc�derii temperaturii, volumul de aer din sol

scade, locul liber fiind luat de aerul proasp�t. Ca urmare a p�trunderii apei în sol,

mare parte din aerul solului trece în atmosfer�. În urma evapor�rii apei, spa�iile

necapilare sunt ocupate cu aer proasp�t.

Page 125: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

124

Prin sc�derea presiunii atmosferice aerul solului trece în aerul atmosferic,

iar în urma cre�terii presiunii atmosferice, spa�iile necapilare ale solului sunt

umplute cu aer atmosferic proasp�t.

În cazul unui sol bine aerat, schimbul de gaze este suficient de rapid pentru

a preveni deficitul de O2, sau toxicitatea excesului cu CO2.

8.15. Temperatura solului

Temperatura solului este rezultatul intr�rilor �i pierderilor de energie

caloric� din sol. Temperatura solului are influen�� major� asupra proceselor fizice,

biologice �i chimice ce se desf��oar� în sol. În solurile reci, reac�iile proceselor

chimice �i biologice sunt reduse ca intensitate.

Descompunerea biologic� este încetinit�, astfel încît rata de utilizare a

unor nutrien�i, precum N, P, S �i Ca este diminuat�.

De asemenea, absorb�ia �i transportul apei �i a ionilor nutrien�i de c�tre

plante sunt influen�ate nefavorabil de temperaturile sc�zute.

8.15.1. Surse de energie caloric�

Radia�iile solare reprezint� principala surs� de energie caloric� pentru

înc�lzirea solurilor. Norii �i particulele de praf din atmosfer� intercepteaz�

radia�iile solare �i absorb, împr��tie sau reflect� mare parte din energia caloric�.

Numai aproximativ 35- 40% din energia caloric� provenit� din radia�ia solar�

contribuie la înc�lzirea solului în regiunile umede �i înnorate �i aproximativ 75%

în zonele aride, lipsite de nori, la nivel global, media este de 50%.

Solul mai prime�te c�ldur� �i din alte surse: procese exoterme

(humificarea, hidratarea coloizilor, descompunerea resturilor organice), surse ce

prezint� o importan�� secundar�.

8.15.2. C�ile de pierdere a energiei calorice

Cea mai mare parte din energia caloric� este pierdut� datorit� difuziei

radia�iilor calorice obscure din sol în atmosfer�. O mic� parte din energia solar�

primit� de p�mînt contribuie la înc�lzirea solurilor. Aceast� energie este cheltuit�,

în primul rînd la evaporarea apei de la suprafa�a solului �i a suprafe�ei frunzelor

sau este radiat� sau reflectat� înapoi în atmosfer�. Numai aproximativ 10 % este

Page 126: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

125

absorbit� de sol �i poate fi folosit� pentru înc�lzirea acestuia. Chiar �i în aceste

condi�ii, aceast� energie are o importan�� major� pentru buna desf��urare a

proceselor din sol �i pentru cre�terea plantelor pe sol.

Temperatura în sol este influen�at� de o serie de factori externi, cît �i de

propriet��ile termice ale solului.

8.15.3. Propriet��ile termice ale solului

În leg�tur� cu radia�ia solar�, exist� �i al�i factori care influen�eaz� suma

net� a energiei absorbite de soluri �i amintim aici propriet��ile termice, dintre care

influen�� deosebit� o au: capacitatea de absorb�ie a razelor solare, capacitatea

caloric�, conductivitatea termic�, capacitatea exotermic� �i endotermic�.

8.15.3.1. Capacitatea de absorb�ie a radia�iilor solare

Aceast� proprietate termic� depinde, în principal, de culoarea solului..

Culoarea alb� reflect� un procent foarte mare din radia�ia caloric�, în timp ce

culoarea neagr� absoarbe un procent ridicat din radia�ia caloric�. Astfel, solurile

închise la culoare absorb pîn� la 80 % din radia�ia solar�, înc�lzindu-se mult mai

repede decît solurile deschise la culoare care absorb circa 30 % din radia�ia solar�.

Umiditatea solului sau con�inutul în ap� influen�eaz�, de asemenea,

capacitatea de absorb�ie a radia�iilor solare., Între cele dou� no�iuni exist� o rela�ie

invers�, respectiv, la o umiditate sc�zut� capacitatea de absorb�ie este mai mare,

comparativ cu o umiditate puternic� la care capacitatea de absorb�ie este mic�.

Vegeta�ia solului, gradul de acoperire a solului cu vegeta�ie, influen�eaz�, de

asemenea, capacitatea de absorb�ie a radia�iilor solare, aceasta fiind mai sc�zut� în

cazul unui sol acoperit de vegeta�ie �i mai mare în cazul solului neacoperit.

Unghiul sub care radia�iile solare ajung la suprafa�a solului influen�eaz�

temperatura acestuia. În cazul în care radia�ia solar� este perpendicular� pe

suprafa�a solului �i energia caloric� absorbit�, respectiv temperatura solului cre�te.

Valoarea ALBEDO-ului, respectiv procentul din energia caloric� ajuns� la

suprafa�a solului �i care nu p�trunde în sol, influen�eaz�, de asemenea,

temperatura aerului din sol. În func�ie de condi�ii, valorile abledoului oscileaz� în

limite largi. Cu cît valorile albedoului sunt mai mici, cu atît solul se înc�lze�te mai

mult. În prezen�a unui strat de z�pad�, valorile albedoului sunt de 70- 80%, la

solurile închise la culoare 20%, în timp ce pentru solurile deschise la culoare,

Page 127: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

126

aceste valori pot ajunge la circa 70%. Solurile cultivate au un albedo de 10- 12%,

în timp ce, solurile acoperite cu vegeta�ie ierboas� sau lemnoas�, albedoul ajunge

la circa 50%.

Sc�derea temperaturii solurilor prin difuzia radia�iilor obscure din sol în

atmosfer� este, de asemenea, influen�at� de factorii care determin� capacitatea de

absorb�ie. Astfel, solurile închise la culoare se r�cesc mai încet decît cele deschise,

solurile acoperite de vegeta�ie prezint� o sc�dere a temperaturii mai mic� decît

cele neacoperite �i, de asemenea, solurile mai umede prezint� o sc�dere a

temperaturii mai redus� decît solurile uscate.

8.15.3.2. C�ldura specific�

Solul uscat se înc�lze�te mai u�or decît solul umed �i aceasta deoarece

necesarul cu energie pentru ridicarea temperaturii apei cu 10 C este mai mare decît

necesarul de energie utilizat pentru c�ldura specific� este exprimat� pe unitate

(mas�) de exemplu, în calorii pe gram (cal/g). C�ldura specific� a apei pure este

de circa 1,00 cal/g sau 1000 cal/kg (4,18 J/g) iar a unui sol uscat de circa 0,2 cal/g

(0,8 J/g).

8.15.3.3. Capacitatea caloric� a solului.

Capacitatea caloric� sau capacitatea pentru c�ldur� a solului reprezint�

c�ldura specific� a unui sol raportat� la unitatea de volum (cal/cm3).

Capacitatea caloric� a unui sol depinde de natura constituien�ilor lui, fiind o

rezultant� a c�ldurii specifice a acestora. Principalii constituien�i ai solului

prezint� urm�toarele valori ale capacit��ii calorice: nisipul 0,51 cal/cm3; argila

0,55 cal/cm3; CaCO3 0,55 cal/cm3; humusul 0,58 cal/cm3; apa 1,0 cal/cm3; aerul

0,24 cal/cm3. Cu cît procentul constituien�ilor solului, ce au capacitate caloric�

mare este mai ridicat, cu atît solul se va înc�lzi mai pu�in �i mai lent. De aceea un

sol argilos, în condi�ii de umiditate ridicat�, se va înc�lzi mai pu�in �i mai lent,

decît un sol nisipos, ce s-a format �i evolueaz� într-un climat uscat.

8.15.3.4. Conductivitatea termic�.

Conductivitatea termic� a solului este influen�at� de procentul cu care

particip� la definirea sa principalii constituien�i. Conductivitatea termic� a unui

sol este destul de neuniform� datorit� faptului c� solul este un sistem eterogen. Ea

Page 128: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

127

rezultînd în principal din conductivitatea termic� a fazei solide (0,004), a fazei

lichide (0,001) �i a fazei gazoase (0,00005).

Sub aspectul valorilor conductivit��ii termice, men�ion�m urm�toarele

valori: nisipul 0,0093 (cal/cm.sec0 C), apa 0,00136 (cal/cm.sec0 C) �i aerul

0,00057 (cal/cm.sec0 C), astfel încît , cu cît propor�ia componentelor cu

conductivitate mai mare este mai ridicat� cu atît solul se înc�lze�te mai mult �i pe

o adîncime mai mare.

8.15.3.5. Capacitatea exotermic� �i endotermic� a solului.

Temperatura solului este influen�at� �i prin frecven�a �i intensiatea

proceselor exo �i endotermice ce au loc în sol. Ca procese exotermice men�ion�m:

descompunerea resturilor organice, humificarea, hidratarea coloizilor,

condensarea vaporilor de ap�. Astfel, la formarea unui gram de humus se degaj� 5

calorii, o hidratare a unui kg de humus - 20 calorii, iar a unui kg de argil� 3 - 5

calorii ({T. PUIU, 1980). Ca procese endotermice men�ion�m evapora�ia �i

topirea ghe�ii. La transformarea unui gram de ap� în vapori la t0 = 100 C se

consum� aproximativ 600 calorii.

Ansamblul fenomenelor de înc�lzire �i de r�cire a solului a solului sunt

cunoscute sub denumirea de regim termic al solului. Oscila�ia în timp a acestuia

determin� un regim termic diurn, lunar, sezonier, anual �i multianual.

Regimul termic ac�ioneaz� asupra proceselor fizice, chimice �i biologice

din sol, influen�înd formarea �i evolu�ia solurilor �i, totodat�, condi�iile de cre�tere

�i dezvoltare a plantelor.

Bilan�ul termic la suprafa�a solului se exprim� prin urm�toarea rela�ie: (N.

Oanea, GH. Rogobete, 1977):

Q = (S' + D) - R - Eef ± P ± L.E. ± V

Q = cantitatea de c�ldur� efectiv primit� sau pierdut� în unitatea de timp

de c�tre stratul de la suprafa�a solului;

S' + D = fluxul de radia�ie solar� (direct� sau difuz�), ajuns� în sol;

R = radia�ia reflectat�;

P = c�ldura migrat� în adîncimea solului în timpul zilei sau spre suprafa�a

acestuia în timpul nop�ii;

Page 129: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

128

L.E. - consumul de c�ldur� pentru evaporarea apei în sol (L) �i c�ldura de

condensare a vaporilor de ap� în sol (E);

V = schimbul de c�ldur� dintre sol �i atmosfer�.

Valorile pozitive ale bilan�ului termic eviden�iaz� o înc�lzire a solului iar

în cazul unui bilan� termic negativ o r�cire a acestuia.

Regimul termic al solului este influen�at de regimul termic al aerului

atmosferic. Regimul termic al solului poate fi modificat prin diferite lucr�ri

agrotehnice �i hidroameliorative. Astfel, prin aplicarea gunoiului de grajd, apelor

de iriga�ie cu temperatur� mai mare decît temperatura solului, a paielor tocate are

loc o înc�lzire a solului.

!��&����� �$ ��)�������

Caracteristicile morfologice ale solului sunt date de propriet��ile

morfologice ale acestuia: tipul de humus, structura, textura, porozitate,

consisten��, culoare, neoforma�iuni, etc. Deoarece elementele de alc�tuire a

solului, reprezentate prin propriet��i fizice, au fost deja prezentate, se vor trata

numai problemele legate de culoarea �i neoforma�iunile solului.

9.1. Culoarea solului

Culoarea solului este determinat� de compozi�ia primar� a acestuia �i

reprezint� reflec�ia tuturor emisiilor de lumin� de diferite frecven�e.

Absorb�ia selectiv� a razelor monocromatice din componentele luminii

albe, se reg�se�te în culoare. Între principalele domenii de culoare ale solului, care

sunt: alb, negru, ro�u, galben, verde �i albastru se stabilesc tranzi�ii, printr-o

diversitate de nuan�e.

Compozi�ia chimic� �i mineralogic�, cît �i distribu�ia particulelor minerale

�i organice, determin� prin combinarea culorilor date de componentele respective,

apari�ia a numeroase culori caracteristice diferitelor orizonturi ale solului. Ex:

prezen�a humusului imprim� solului o culoare neagr� pîn� la ro�u-brun; compu�ii

fierului, în func�ie de gradul de hidratare �i de condi�iile de aerobioz� sau

����������

Page 130: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

129

anaerobioz�, imprim� o culoare de ro�ie, brun-ruginie sau g�lben�-portocalie �i

respectiv o culoare alb�str�, alb�stru – verde, vine�iu; carbonatul de calciu,

s�rurile u�or solubile, argila �i silicea coloidal� imprim� solului culori deschise, de

la alb la cenu�iu.

9.1.1. Aprecierea �i semnifica�ia culorii solului

În teren aprecierea culorii solului se realizeaz� pe baza unor observa�ii

directe.

În determin�rile pedologice moderne se utilizeaz� un sistem acceptat

interna�ional, care include 322 de culori standardizate (atlasul Munsell), respectiv

sistemul de culoare Munsell.

Acest sistem define�te culoarea solului prin trei variabile: nuan�a,

valoarea �i croma.

Nuan�a este determinat� de lungimea de und� a luminii �i reprezint�

culoarea spectral� dominant�, pe o scar� care include 5 culori de baz� considerate

pure �i 5 culori intermediare (combinate), care sunt notate cu litere �i care au

fiecare cîte 10 trepte notate cu cifre de la 1 la 10. Se noteaz� prin cifre �i litere.

Culorile de baz� sunt:�R=(red) ro�u;�Y=(yelow) galben;�G=(green) verde;�

B=(blue) albastru; P=(purple) violet.� Culorile intermediare sunt: YR = ro�u-

galben; GY = galben-verde; BG = verde-albastu; PB = albastru-violet; RP =

violet-ro�u.

Culorile de sol prezint� un num�r limitat de nuan�e cuprinse în intervalul

10 R �i 5 Y (10 R; 2,5 YR; 5 YR; 7,5 YR; 10 YR; 2,5 Y;5 Y). Orizonturile formate �i

evaluate în condi�ii de umezire excesiv� gleice �i / sau stagnogleice, prezint�

nuan�e specifice (5Y/GY-6/1, 5B/GY-5-6/1, 5BG/GY4-5/1-2).

Valoarea este exprimat� în cifre, de la 1 la 10, sub forma unui raport

corespunz�tor celor 10 trepte din scara neutral�. Pentru soluri, valoarea

(luminozitatea) este cuprins� în intervalul 2,5 – 8, exprimînd trecerea de la

întunecat c�tre luminoas. Luminozitatea medie a culorii probelor de sol are

valoarea 5, determinat� de combinarea nuan�ei de baz� cu cenu�iu, respectiv a V-a

treapt� de culoare a sc�rii neutrale.

Page 131: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

130

Croma este variabila prin care se stabile�te puritatea intensitatea sau

satura�ia culorii în cadrul fiec�rei valori �i este definit� prin cifre de la 1 la 20

(pentru cazul solurilor de la 1 la 8). Se noteaz� sub forma unui raport.

Aprecierea corect� a culorii se face pentru materialul uscat sau umed,

aceasta oscilînd între cele dou� situa�ii cu 0,5 - 3 trepte pentru valoare, cu 0,5 – 2

trepte pentru crom�. Foarte rar intervin modific�ri de nuan��.

Tipurile de procese pedogenetice �i intensitatea de manifestare a acestora

determin� migrarea �i acumularea pe profil la nivelul diferitelor orizonturi a unora

din constituen�ii solului (s�ruri solubile, argil�, humus, sescvioxizi, etc.), cu efect

determinant major asupra culorii solului.

Evolu�ia unor orizonturi de pe profil în condi�iile unui exces temporar sau

permanent de ap� (de natur� pluvial� sau freatic�), determin� apari�ia aspectului

marmorat - mozaicat al unor straturi de sol (Go, Gr, W, w).

Prezen�a la suprafa�a profilului a coloidului de humus imprim� în general

orizontului de bioacumulare o culoare neagr�, eviden�iind astfel o fertilitate

natural� ridicat�. Fertilitatea solului se mic�oreaz� de la solurile negre c�tre cele

brune, brune ruginii, ro�ii, cenu�ii, galbene �i albicioase (Teodorescu-Soare E.,

Filpov.F., Pedologie-2000)..

Culoarea influen�eaz� �i rela�ia solului cu. Culoarea diferit� a solurilor

influien�eaz� absorb�ia energiei radiante solare. Solurile închise la culoare absorb

mai mult� energie solar� comparativ cu solurile deschise la culoare.

O serie de caracteristici termice, fizice �i biologice ale solului

(temperatura, umiditatea, activitatea biologic� �i microbiologic�, din sol,

poten�ialul productiv, etc.), sunt determinate de culoare.

9.2. Neoforma�iile solului

Apari�ia la nivelul diferitelor orizonturi de pe profilul solurilor a

neoforma�iilor (neoforma�iunilor) este determinat� de acumularea sau de

separarea recent� sau relict� a unor substan�e formate ca urmate a ac�iunii

proceselor de eluviere, iluviere, oxidare, reducere, sau prin intermediul

organismelor vegetale �i animale �i a microorganismelor.

Prezen�a diferitelor neoforma�iuni la nivelul orizonturilor pedogenetice ale

solului, determin� modific�ri evidente de form�, compozi�e chimic� �i culoare. În

Page 132: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

131

formarea neoforma�iilor intervine curentul descendent �i ascendant de ap� din sol,

care determin� solubilizarea produ�ilor de alterare.

Diametrul porilor, compozi�ia granulometric� a solului, cît �i solubilizarea

diferit� a constituien�ilor din sol, au o influen�� major� asupra tipurilor de

neoforma�ii care se formeaz�..

În soluri sunt prezente neoforma�ii chimice, rezultate din acumularea de

s�ruri cu solubilitate mare �i medie, din acumularea oxizilor �i hidroxizilor �i din

acumularea argilei, neoforma�ii biogene, rezultate prin activitatea organismelor

vegetale �i animale �i neoforma�iuni reziduale, care apar în soluri în care se

manifest� intense procese de eluviere a coloizilor.

Neoforma�iile chimice, rezultate prin acumularea s�rurilor solubile sunt

prezente pe fondul manifest�rii intense a proceselor de eluviere-iluviere a

s�rurilor.

Func�ie de natura s�rurilor eviden�iem în special neoforma�iuni de carbont

de calciu, de s�ruri solubile �i de gips. Acestea se prezint� sub form� de

pseudomicelii, pete, pungi sau cuiburi, eflorescen�e, pelicule, tubu�oare, vini�oare,

concre�iuni, crust�, etc.

Neoforma�iile biogene pot fi de origine animal� (crotovine, coprolite,

cervatocine, l�ca�uri de larve �i organisme, pelote) �i de origine vegetal�

(cornevine).

Neoforma�iunile reziduale sunt prezente pe profilul unor soluri, la nivelul

diferitelor orizonturi sub form� de gr�unciori de nisip dezbr�ca�i de pelicula

coloidal� sau alte particule minerale rezistente la alterare, silice sub form� de

pudr� depus� pe suprafa�a agregatelor structurale, sau aglomer�ri de particule.

Aceste neoforma�iuni s-au format prin migrarea intens� a coloizilor.

Page 133: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

132

�������*,-�����$ ����������

10.1. Introducere

Organisme tipice de sol sunt considerate doar acele organisme pentru care

solul reprezint� un mediu de via�� permanent. Unele organisme tr�iesc vremelnic

în sol, într-o anumit� etap� a dezvolt�rii lor. Altele sunt antrenate în sol, îns� vor

muri deoarece nu g�sesc condi�ii de via�� corespunz�toare.

Unele organisme se hr�nesc în sol, iar altele î�i petrec un timp mai scurt în

sol, f�r� s� ia hran� din sol.

Organismele din sol, fie c� apar�in regnului vegetal, care alc�tuiesc flora

solului sau celui animal, care alc�tuiesc fauna solului, reprezint� o comunitate de

via�� denumit� biocenoz�, pe care R. France (1910), a denumit-o edafon.

Cei mai importan�i reprezentan�i ai florei solului sunt bacteriile, ciupercile

�i algele.

Cei mai importan�i reprezentan�i ai faunei solului sunt fie animale

unicelulare (protozoare), fie animale pluricelulare (metazoare).

10.2. Microflora solului. Sistematica, r�spândirea �i modul

de via��

10.2.1 Bacteriile

Bacteriile din sol (care apar mai frecvent), conform clasific�rii întocmit�

de D. Bergey în 1923, fac parte din ordinele Pseudomonadales (subordonul

Pseudomonadineae), Eubacteriales, Anticnomycetes �i Myxobacteriales (clasa

Schizomycetes, sec�ia Protophyta).

10.2.2. Ciupercile

Importan�a ciupecilor pentru activitatea biologic� din sol este de

necontestat, deoarece numeroase fenomene biologice din sol nu pot fi realizate

decît de ciupercile solului (celuloza nu poate s� fie degradat� decît dac� a fost

degradat� lignina din jurul acesteia, cu ajutorul ciupercilor).

�����������

Page 134: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

133

Ciupercile saprofite influen�eaz� desf��urarea unor procese biochimice:

fermentarea glucozei, fructozei, zaharozei, lactozei. Unele ciuperci descompun

dextrinele, alte oxideaz� alcoolii �i glicerina, altele degradeaz� celuloza.

10.2.3. Algele

Al�turi de bacterii �i ciuperci, întotdeauna în sol apar �i algele. Ele au

clorofil� �i fac fotosintez� (sunt autotrofe) �i tr�iesc la suprafa�a solului �i în

straturile mai adînci (heterotrofe) �i descompun substan�ele organice din sol. Cele

de la suprafa�a solului, dup� moartea lor, îngra�� solul cu materia organic� a

corpului lor.

În procesul de asimila�ie a algelor, se formeaz� oxigen, care determin� �i

activeaz� via�a aerob� a microorganismelor solului.

La fel ca la bacterii �i ciuperci, exist� mai multe sisteme de clasificare.

10.2.4. Lichenii

Reprezint� o simbioz� între alge �i ciuperci: ciupercile heterotrofe dau

algelor autotrofe o parte din s�rurile nutritive, iar algele cedeaz� ciupercilor

hidra�i de carbon.

Importan�a bioedafic� a lichenilor, const� în participarea lor în procesul de

alterare a mineralelor. Lichenii sunt rezisten�i �i pu�in preten�io�i, populînd pere�ii

goi ai rocilor, precum �i cr�p�turile cauzate de înghe� în roci. Produ�ii de excre�ie

a lichenilor (acizii de culori deschise), dizolv� roca (alterare biologic�).

Suprafa�a rocilor se corodeaz�, cr�p�turile se l�rgesc, lichenii accentueaz�

procesele fizico-chimice de alterare. Al�turi de roci �i materialele lemnoase sunt

atacate �i mineralizate de licheni.

S-au identificat peste 100.000 specii de licheni. În clasificarea lichenilor se

asociaz� denumirea lor cu ciupercile cu care sunt în simbioz�

10.2.5. Enzime

Enzimele (fermen�ii) intervin în desf��urarea tuturor proceselor metabolice

din sol. Sunt compu�i organici înrudi�i cu proteinele. Enzimele sunt biocatalizatori

care intervin în cadrul reac�iilor, determinînd viteza �i specificitatea lor, f�r� a fi

consuma�i �i f�r� s� fac� parte din produ�ii finali de reac�ie.

Page 135: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

134

Enzimele sunt formate dintr-un suport proteic (apofermentat) �i grupa

prostetic� (coferment). Cofermentul reprezint� gruparea activ� a enzimei . Dac�

lipse�te cofermentul, apofermentul este inactiv.

Enzimele care ac�ioneaz� în interiorul celulei se numesc endoenzime, iar

ectoenzimele sunt active �i în afara celulei.

Enzimele ac�ioneaz� specific în majoritatea cazurilor, respectiv ele atac�

doar un compus chimic.

În func�ie de comportamentul lor biochimic, se împart în 2 grupe:

hidrolaze �i desmolaze (redoxaze).

Hidrolazele (sunt ectoenzime) �i desfac leg�turile C-O �i C-C, cu adi�ie de

ap� �i cu un transfer mai mic de energie.

10.2.6. Datele cantitative referitoare la num�rul, biomasa �i activitatea

diferitelor tipuri de microorganisme

Datele cantitative referitoare la num�rul microorganismelor sunt

contradictorii. Un factor important de eroare, apare cînd se raporteaz� de ex:

biomasa/ha, se ia în calcul un strat de sol de 15, 20 sau 25 cm. Datele ob�inute se

refer� la greutatea umed� sau uscat� a microorganismelor, sau a solului, f�r� a se

men�iona acest lucru, îns� este de necontestat faptul c� cel mai mare num�r,

întotdeauna, îl au bacteriile. Uneori îns�, biomasa fungilor poate fi mai mare, din

cauza structurii de tip micelial).

Num�rul �i biomasa diferitelor tipuri de microorganisme

în primii 0 - 15 cm dintr-un sol agricol (Berkeley, 1971)

Microorganisme Nr. gram de sol/greutate în atmosfer� Biomasa (g/m3)

Eubacterii 108 160 Actinomicete 105 - 106 160 Fungi 105 200 Alge 104 - 105 32 Protozoare 104 38

10.3. Fauna solului

Numeroase cercet�ri au eviden�iat �i demonstrat rolul animalelor (fauna)

edafice în transformarea resturilor organice din sol.

În ecosistemele naturale, precum �i în cele anticipate, animalele edafice

împreun� cu microorganismele influen�eaz� �i particip� activ la descompunerea

materiei organice de la suprafa�a solului �i din sol. C.Chiri��, 1974, Kurceva,

Page 136: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

135

1960 �i 1964, Edwards �i Heat în 1964 au sesizat faptul c� procesul de

descompunere a litierei în prezen�a animalelor este de dou� ori mai rapid fa�� de

situa�ia cînd activitatea aceastora este mai sc�zut�.

10.3.1. Terminologia utilizat� în clasificarea faunei edafice

În 1951 Van der Drift d� urm�torul sens concep�iei de “fauna solului”:

Fauna solului include acele animale care tr�iesc întreaga via�� în sol sau numai o

parte din ciclul lor de dezvoltare. În cazul speciilor care î�i petrec în sol doar o

parte din ciclul lor evolutiv, doar acest stadiu este considerat ca f�cînd parte din

fauna solului. În clasificarea marii diversit��i de animale edafice s-au utilizat

diferite criterii, care �in cont de: dimensiunea corpului, leg�tura cu solul ca loc de

trai, adaptarea la umiditate �i hran� etc.

Fenton, 1947, Van der Drift, 1951, Dunger, 1964, Brauns �i Bachalier,

1971 propun o clasificare a animalelor din sol în 4 grupe:

� microfauna cuprinde animale care au o m�rime a corpului cuprins�

între limitele 0,02 – 0,2 mm: nematode, protozoare, ratifere,

tardigrade;

� mezofauna (meiofauna) cuprinde animale care au o m�rime a corpului

cuprins� între 0,2 – 4 mm: insecte mici �i larvele lor, acarienii,

calembolele, enchytreide, miriapode mici (Symphile);

� macrofauna cuprinde animale la care talia corpului are dimensiuni

cuprinse între 4 – 80 mm: lumbricide, isopodele, diplopode, chilopode,

aranee, precum �i insectele superioare �i larvele lor;

� megafauna cuprinde animale cu dimensiuni ale corpului de peste 80

mm: vertebratele mici, inclusiv micromamiferele.

În func�ie de condi�iile ecologice, comunitate de animale edafice

(edaphon) se clasific� astfel:

� hiperedaphon: comunit��i de animale care populeaz� asocia�ii vegetale

de plante mici;

� epiedaphon: comunit��i care populeaz� suprafa�a solului;

� hemiedaphon: comunit��i de animale care populeaz� litiera în orizontul

humifer;

Page 137: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

136

� enedaphon: comunit��i de animale din orizonturile minerale ale

profilului de sol.

10.3.2. R�spîndirea regional� a organismelor din sol

V. Dokuceaev (1846 – 1903) remarca faptul potrivit c�ruia reparti�ia

zonal� a diferitelor tipuri de sol este rezultatul ac�iunii locale �i zonale a factorilor

pedogenetici, în special vegeta�ia �i animalele.

Majoritatea algelor, bacteriilor �i ciupercilor sunt considerate cosmopolite.

Trebuie re�inut faptul c� ele alc�tuiesc asocia�ii de microorganisme ce difer� între

ele din cauza influen�elor climatice, ale asocia�iilor vegetale dominante, precum �i

din cauza influen�ei însu�irilor fizice �i chimice ale solurilor.

Între r�spîndirea local� �i regional� a organismelor din sol �i formarea

tipurilor de sol exist� o interrela�ie strîns�. Una din cele mai importante însu�iri

ale solului, care îl diferen�iaz� de materialul parental ini�ial, o reprezint�

capacitatea solului de a înmagazina substan�ele nutritive �i apa necesar� cre�terii

plantelor.

Aceast� însu�ire se bazeaz� pe activitatea unui num�r mare de vie�uitoare

din soluri, care particip� în mare m�sur�, la punerea în libertate a substan�elor

nutritive pentru plante, din mineralele rocii generatoare. Organismele solului sunt

singurele capabile s� mineralizeze resturile vegetale �i animale, adic� s� le reduc�

la compu�i micromoleculari, sau s� sintetizeze �i s� acumuleze în sol substan�e

organice stabile (substan�e humice).

W. Laatsch (1957) a împ�r�it procesele de formare a solului în 3 categorii:

1) Procese de descompunere (dezagregare, descompunerea substan�elor

organice);

2) Procese de sintez� (formarea mineralelor argiloase, formarea

humusului);

3) Procese de deplasare (amestecarea solului, deplasarea prin infiltra�ie).

Descompunerea �i sinteza substan�elor organice, precum �i amestecarea

solului, sunt rezultatele ac�iunii organismelor din sol. Chiar �i dezagregarea

mineralelor, în mare parte, se produce prin intermediul reac�iilor biochimice. Deci

se poate spune c� vie�uitoarele din sol particip� la toate procesele de formare a

solului.

Page 138: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

137

��������.�$/����

11.1. Clasificarea solurilor României

Solul este rezultatul ac�iunii îndelungate a factorilor de mediu asupra

materialului parental, sau asupra rocii generatoare de sol, motiv pentru care o

clasificare, va �ine seama de factorii �i procesele pedogenetice de formare,

bazîndu-se pe caracteristicile naturale, în raport direct cu geneza. Clasificarea

solurilor va trebui s� îndeplineasc� atît un scop �tiin�ific, cît �i unul utilitar. Prima

încercare de clasificare a solurilor în România s-a f�cut în 1911 (Gh. Murgoci).

Progresele înregistrate în domeniul pedologiei (pe plan na�ional �i interna�ional)

au determinat elaborarea în anul 2003, a sistemului de clasificare, denumit

„Sistem Român de Taxonomie a Solurilor" (S.R.T.S., 2003). Acest sistem

prezint� o structur� �i o nomenclatur� îmbun�t��it�, care are la baz� noile realiz�ri

atît pe plan na�ional �i interna�ional, cît �i experien�a acumulat� de �tiin�a solului

în ultimele dou� decenii.(Florea, Munteanu �i colab. 2000, 2003).

11.1.1. Structura sistemului român de taxonomie a solurilor (S.R.T.S.) �i

nomenclatura

(Florea, Munteanu, 2003),arat� c� entitatea de baz� în S.R.T.S. este tipul

genetic de sol considerat ca unitate principal� în taxonomia solurilor din România.

Tipurile genetice de sol sunt înglobate la nivel superior în 12 unit��i majore

de sol, denumite clase de soluri. Clasa de sol reprezint� totalitatea solurilor

caracterizate printr-un anumit stadiu sau mod de diferen�iere a profilului de sol,

datorat prezen�ei unui anumit orizont pedogenetic sau unei propriet��i esen�iale,

considerate ca elemente diagnostice specifice pentru cele 12 clase de soluri.

În cadrul celor 12 clase de soluri, cele 32 de tipuri genetice de sol incluse

în S.R.T.S. 2003, reprezint� fiecare o grup� separat� de soluri asem�n�toare,

caracterizate printr-un anumit mod specific de manifestare a uneia sau a mai

multor elemente diagnostice, determinate de ac�iunea diferitelor procese

�����������

Page 139: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

138

pedogenetice care au ac�ionat �i ac�ioneaz� în formarea �i evolu�ia solului, în

condi�ii climatice, biologice, litologice, hidrologice �i antropice diferite.

Tipurile genetice de sol sunt împ�r�ite în subunit��i denumite subtipuri de

sol. Subtipul de sol este divizat în subunit��i mai detaliate, cu sfere din ce în ce

mai reduse �i însu�iri mai bine precizate, func�ie de caracteristicile morfogenetice

ale profilului de sol, de diferite propriet��i ale solului sau ale materialului parental,

sau generate de pedogeneza anterioar� sau de interven�ia antropic�.

Nivelul taxonomic Nivelul de detaliere Seria ierarhic� de taxoni

Exemple de încadrare a unui sol în sistem

Clas� de soluri Luvisoluri (LUV) Tip genetic de sol Preluvosol (EL)

Nivelul superior

Subtip de sol EL ro�cat psamic-gleic (EL rs-ps-gc) Varietate de sol Preluvosol ro�cat psamic batigleic Specia de sol - nisipolutos / lutos Familia de sol - pe loess grosier

Nivelul inferior

Varianta de sol - arabil, tasat, erodat-slab eolian

Subtipul de sol reprezint� o subdiviziune în cadrul tipului genetic de sol

care grupeaz� solurile caracterizate printr-un anumit grad de manifestare

(exprimare) a caracteristicilor specifice tipului, fie o anumit� succesiune de

orizonturi, unele marcând tranzi�ii spre alte tipuri de sol, iar altele fiind

caracteristici de importan�� practic� deosebit�.

Taxonomia solurilor la nivel superior (FLOREA �i MUNTEANU, 2003)

CLASA DE SOL CARACTER DIAGNOSTIC TIPUL DE SOL

I. PROTISOLURI (PRO)

Orizont A sau 0 (sub 20 cm grosime) f�r� alte orizonturi diagnostice. Urmeaz� roca (Rn sau Rp; sau orizontul C. Nu prezint� orizont Cea.

1. LITOSOL (LS) 2. REGOSOL (RS) 3. PSAMOSOL (PS) 4. ALUVIOSOL (AS) 5. ENTIANTROSOL (ET)

CLASA DE SOL CARACTER DIAGNOSTIC TIPUL DE SOL

II. CERNISOLURI (CER)

Orizont Am continuat cu orizont intermediar AC, AR, Bv, sau Bt având în partea superioar� culori cu valori �i crome sub 3,5 (la umed) sau orizont A molie fores-talic (Amf) urmat de orizont AC sau Bv (indiferent de culori) �i de orizont Cea în primii 60-80 cm.

6. KASTANOZIOM (KZ) 7. CERNOZIOM (CZ) 8. FAEOZIOM (FZ) 9. RENDZIN� (RZ)

III. UMBRISOLURI (UMB)

Orizont A umbric (Au) continuat cu orizont intermediar (AC, AR sau Bv) având în partea superioar� culori �i valori cu crome sub 3,5 (la umed) .

10.NIGROSOL(NS) 11.HUMOSIOSOL (HS)

Page 140: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

139

IV CAMBISOLURI

(CAM)

Orizont B cambic(Bv), cu valori �i crome mai mari de 3,5 la materialul în stare umed� �i lipsa în primii 80 de cm a orizontului Cca.

12. EUTRICAMBOSOL(EC) 13.DISTRICAMBOSOL(DC)

V. LUVISOLURI (LUV)

Orizont B argic (Bt) având culori cu valori �i crome peste 3,5 (la umed) începând din partea superioar�; nu se includ solurile cu orizont B argic-nalric (Btna).

14.PRELUVOSOL(EL) 15.LUVOSOL(LV) 16. PLANOSOL(PL) 17. ALOSOL (AL)

CLASA DE SOL CARACTER DIAGNOSTIC TIPUL DE SOL

VI. SPODISOLURI (SPO)

Orizont spodic (Bhs, Bs) sau orizont criptospodic (Bcp).

18. PREPODZOL (EP) 19.PODZOL(PD) 20. CRIPTOPODZOL (CP)

VII. PELISOLURI (PEL)

Orizont pelic sau orizont vertic începând din primii 20 cm sau imediat sub Ap.

21.PELOSOL(PE) 22. VERTOSOL (VS)

VIII. ANDISOLURI (AND)

Orizont andic în profil, în lipsa orizontului spodic. 23.ANDOSOL(AN)

IX. HIDRISOLURI (HID)

Propriet��i gleice (Gr) sau stagnice intense (W) care încep în primii 50 cm, sau orizont A limnic (Al) ori orizont hislic (T) submers.

24. STAGNOSOL (SG) 25. GLEIOSOL (GS) 26. LIMNOSOL (LM)

X. SALSODISOLURI (SAL)

Orizont salic (sa) sau orizont natric (na) în partea superioar� a solului (în primii 50 cm) sau orizont Btna.

27. SOLONCEAC (SC) 28. SOLONE� (SN)

XI. HISTISOLURI (HIS)

Orizont folie (O) sau turbos (T) în partea superioar� a solului de peste 50 cm grosime, sau numai de 20 cm dac� este situat pe orizontul R.

29. HISTOSOL (TB) 30. FOL1OSOL (FB)

XII. ANTRISOLURI (ANT)

Orizont antropedogenetic sau lipsa orizontului A �i E, îndep�rtate prin eroziune accelerat� sau decapitare antropic�.

31.ERODOSOL(ER) 32. ANTROSOL (AT)

Varietatea de sol este o subdiviziune în cadrul subtipului de sol determinat�

de unele caractere genetice neluate în considerare la nivel superior sau de unele

caractere particulare ale solului, de regul� definite calitativ, precum �i de

gradu�rile cantitative ale unor atribute ale subtipului (sau tipului) de sol. Aceste

gradu�ri cantitative sunt dup� cum urmeaz�: gradul de gleizare (G), gradul de

stagnogleizare (W), gradul de salinizare (S), gradul de sodizare (A), clasa de

adâncime a apari�iei carbona�ilor (k), clasa de grosime (profunzime) a solului pân�

la roca consolidat�-compact� (d).

Specia de sol precizeaz� caracteristicile granulometrice ale solului în cazul

solurilor minerale sau gradul de transformare a materiei organice în cazul solurilor

Page 141: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

140

organice (histisolurilor) �i varia�ia acestora pe profil: aceste caracteristici ale

solului sunt în mare parte mo�tenite de la materialul parental, dar pot s� fie în

bun� m�sur� modificate prin pedogenez�.

Familia de sol este o grupare litologic� ce reune�te solurile de acela�i fel

dezvoltate din acela�i material parental, fie mineral, fie organic. Se iau în

considerare doi parametri: categoria de material parental (sau depozit de

cuvertur�) �i clasa granulometric� simplificat� (sau gradul de transformare a

materiei organice în cadrul materialelor parentale organice) la care se adaug� când

este cazul �i roca subiacent�.

Varianta de sol este o subdiviziune de detaliu care reflect� influen�a

antropic� asupra solului (dar nu suficient de intens� pentru a fi încadrat la

antroposoluri sau subdiviziuni antropice).

Varianta de sol este determinat� fie de modul de folosin�� a terenului, fie

de alte modific�ri ale solului legate de utilizarea lui în produc�ie, fie de o

eventual� poluare a solului.

11.1.2. Modific�ri ale Sistemului Român de Taxonomie a Solurilor

(S.R.T.S- 2003) fa�� de Sistemul Român de Clasificare a Solurilor

(S.R.C.S.'1980)

În S.R.T.S. 2000 s-a f�cut o distinc�ie clar� între orizonturile morfologice

(folosite la descrierea solurilor) �i orizonturile �i propriet��ile diagnostice (utilizate

la identificarea solurilor).

Termenul de caracter diagnostic (din S.R.C.S. 1980) a fost înlocuit cu cel

de proprietate diagnostic�. S-a introdus termenul de material parental diagnostic

(dup� FAO) �i s-au eliminat orizonturile Cpr (orizont C pseudo-rendzinic) �i Rrz

(orizont R rendzinic).

În leg�tur� cu orizonturile diagnostice termenul de orizont B argilo-iluvial

a fost schimbat în orizont B argic, cel de salinizat în hiposalic, iar cel de alcalizat

în hiponatric sau hiposodic.

Au fost introduse ca orizonturi diagnostice noi: orizontul A limnic,

orizontul A hortic, varietatea de orizont molic forestalic, precum �i orizonturile

pelic, petrocalxic, criptospodic, scheletic, antropedogenetic, folic, s-a precizat

con�inutul orizonturilor sulfuratic �i sulfuric.

Page 142: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

141

Caracterul andic �i cel s�r�tural au fost înlocuite cu propriet��i andice �i

respectiv salsodice �i a fost introdus termenul de albeluvic (dup� FAO) echivalent

celui glosic. Au fost definite ca noi propriet��i diagnostice, propriet��ile eutrice,

districe, alice, criostagnice; acestora li se adaug� caracterul scheletic, caracterul

scheletifer �i prezen�a pudrei friabile de CaCO3.

Ca materiale parentale diagnostice au fost definite materiale parentale

fluvice, antropogene, calcarifere, marnice, erubazice �i bauxitice. în ordinea

subdiviziunilor taxonomice ale tipului de sol s-a inversat pozi�ia speciei

(granulometrice) cu cea a familiei de sol, iar gradul de eroziune-colmatare a fost

trecut de la varietatea de sol la varianta de sol.

Echivalarea denumirilor solurilor în sistemul român de clasificare, 1980 cu cele din

S.R.T.S. - 2003, la nivelul clasei de soluri

S.R.C.S. 1980

S.R.T.S. 2003 � ���������

Molisoluri Cernisoluri Defini�ie adoptat� (pentru a include solurile maronii). Denumire modificat� pentru evitarea confuziilor.

Argiluvisoluri Luvisoluri Defini�ie neschimbat�. Denumirea prescurtat�. Cambisoluri Cambisoluri Defini�ie �i denumire neschimbate.

Spodosoluri Spodisoluri Defini�ie neschimbat�. Denumire corectat� prin introducerea vocalei i ca vocal� de leg�tur�.

Umbrisoluri Umbrisoluri Andisoluri

Clas� de soluri scindat� prin desprinderea unei clase noi, cea a andisolurilor �i adaptarea defini�iilor în mod corespunz�tor.

Soluri hidromorfe Hidrisoluri Defini�ie neschimbat�. Denumire adaptat�.

Soluri halomorfe Salsodisoluri Defini�ie neschimbat�. Denumire adaptat� inspirat� din literatura francez�.

Vertisoluri Pelisoluri Defini�ie l�rgit� prin includerea �i a solurilor foarte argiloase care nu au caractere tipice de vertisol.

Soluri neevoluate, trunchiate sau desfundate

Protisoluri Antrisoluri

Clas� de soluri scindat� prin separarea clasei de soluri neevoluate (nemature) sub denumirea de protisoluri �i a clasei de soluri influen�ate puternic de activitatea uman� sub denumirea de antrisoluri (care include erodosolul �i antrosolul, tip de sol nou introdus).

Soluri organice (Histosoluri) Histisoluri Defini�ie neschimbat�. Denumire adaptat�.

Page 143: 61758875 Pedologie ID

�������������������� !��������

142

Echivalarea denumirilor solurilor din Sistemul Român de Clasificare (1980)cu cele

din SRTS (2003) la nivelul tipului de sol

S.R.C.S. 1980 S.R.T.S. 2003 Observa�ii

Litosol Litosol Defini�ie modificat� prin includerea �i a unor soluri foarte scheletice.

Regosol Regosol Defini�ie nemodificat�. Psamosol Psamosol Defini�ie nemodificat�. Sol aluvial Protosol aluvial Aluviosol Defini�ie modificat� prin includerea protoso-lului aluvial în

aluviosol (ca aluviosol entic); denumire adaptat�.

Protosol antropic Entiantrosol Denumire adoptat� pentru protosol antropic, a c�rui defini�ie a fost pu�in modificat�.

Pelosol Tip de sol �i defini�ie nou introduse. Vertisol Vertosol Defini�ie nemodificat�; denumire adaptat�. Andosol Andosol Defini�ie pu�in modificat�. Sol b�lan Kastanoziom Defini�ie nemodificat�; denumire adoptat� dup� FAO. Cernoziom Cernoziom cambie Cernoziom argiloiluvial fpp) Sol cenu�iu (pp) .

Cernoziom

Defini�ie modificat� (l�rgit�) pentru reunirea într-un singur tip de sol a cemisolurilor cu Cea pân� la 125 cm adâncime �i a cemisolurilor de p�duri xerofile. Tipurile de sol din SRCS-1980 se reg�sesc la nivel de subtip în SRTS-2000.

Cernoziom argiloiluvial (pp) Sol cernoziomoid Pseudorendzin� Sol negru clinohidromorf Sol cenu�iu (pp) Cernoziom cambie (pp)

Faeoziom

Defini�ie modificat� pentru reunirea într-un tip de sol a cemisolurilor f�r� orizont Cea sau cu orizont Cea situat mai adânc de 125 cm (din zon� mai umed�). Denumire adoptat� dup� F.A.O. Tipurile de sol din SRCS-1980 se reg�sesc la nivel de subtip sau varietate în SRTS-2000.

Rendzin� Rendzin�

Defini�ie modificat� prin restrângerea sferei (prezen�a rocii calcaroase sau a materialelor calcarifere pân� la 50 cm adâncime). Cele neincluse se reg�sesc Ia nivel de subtip sau varietate de sol ale altor tipuri.

Sol negru acid Nigrosol Defini�ie nemodificat�; denumire adaptat�. Sol humico-silicatic Humosiosol Defini�ie nemodificat�; denumire adaptat�.

Sol brun eumezobazic Sol ro�u (terra rossa)

Eutricambosol Defini�ie modificat� pentru a se include �i solul ro�u (ca subtip: eutricambosol rodie); denumire adaptat�.

Sol brun - ro�cat Sol brun argiloiluvial

Preluvosol Defini�ie modificat� pentru a se include �i solul brun - ro�cat (ca subtip: preluvosol ro�cat). Denumire adaptat� pentru luvisolurile f�r� orizont E.

Page 144: 61758875 Pedologie ID

S.R.C.S. 1980 S.R.T.S. 2003 Observa�ii Sol brun acid Districamosol Defini�ie nemodificat�; denumire adaptat�.

Sol brun învie Sol brun-ro�cat luvic Luvisol albie

Luvosol Defini�ia modificat� pentru a se reuni într-un tip de sol toate luvisolurile cu orizont E. Denumire adaptat� dup� F.A.O..

Planosol Defini�ie nemodificat�.

Planosol Alosol

Tip de sol �i defini�ie nou introduse (corespunz�toare solului brun luvic holoacid �i iuvi-solului albie holoacid din SRCS-1980).

Sol brun feriiluviai Prepodzol Defini�ie nemodificat�; denumire adaptat�.

Podzol Defini�ie nemodificat�. PodzoJ - Criptopodzol Tip de sol �i defini�ie nou introduse (corespunz�toare

solului brun acid criptospodic de la altitudini mari).

Gleiosol

Defini�ie modificat� prin restrângerea sferei (orizont Gr mai sus de 50 cm adâncime de la suprafa��) �i includerea în acela�i tip �i a l�co-vi�tei (ca subtip: gleiosol cernic); denumire adaptat�. Sol gleic L�covi�te

Limnosol Tip de sol �i defini�ie nou introduse, pentru soluri subacvatice din b�l�i sau lacuri eu adâncimi mici.

Sol pseudogleic Stagnosol Defini�ie nemodificat�; denumire adaptat�.

Solonceac Solonceac Defini�ie modificat� (prin extinderea condi�iei de prezen�� a orizontului salic în primii 20 cm la primii 50 cm).

Solone� Solone� Defini�ie modificat� (prin extinderea condi�iei de prezen�� a orizontului natnc în primii 20 cm la primii 50 cm).

Turbosol Defini�ie nemodificat�; denumire adaptat�. Sol turbos

Foliosol Tip de sol �i defini�ie nou introduse (corespunz�toare în parte litosolului organic din SRCS-1980).

Erodosol Defini�ie nemodificat�; denumire adaptat� (vocala i schimbat� în o pentru tip de sol).

Erodisol Antrosol Tip de sol �i defini�ie nou introduse (pentru soluri

având orizont superior antropedogenetic).

%��%����������0%�.1

Tipurile de sol incluse în aceast� clas� de soluri au drept caracter de

diagnoz� prezen�a unui orizont A molic (Am) sau A forestalic (Amf) - urmate de

orizonturi intermediare AC, AR, Bv sau Bt în cazul subtipurilor cernoziomuri

maronice �i kastanoziomuri maronice. Orizonturile intermediare AC, AR, Bv sau

Bt au o grosime minim� de 10-15 cm �i culori închise cu valori �i crome mai mici

sau egale cu 3,5 la material în stare umed�, cel pu�in în partea superioar� a

orizonturilor men�ionate �i cel pu�in pe fe�ele elementelor structurale. Orizontul de

����������

Page 145: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

144

acumulare a carbona�ilor alcalino-p�mânto�i, (Cca) este prezent fie în primii 100

cm la kastanoziomuri, fie în primii 125 cm la cernisolurile cu textur� mijlocie sau

fin�, fie în primii 200 cm la cele cu textur� grosier�. Din clasa cernisoluri fac parte

patru tipuri de sol: kastanoziom, cernoziom, faeoziom (soluri zonale) �i rendzina

(sol intrazonal sau litomorf).

12.1. Kastanoziom (Kz)

Kastanoziomurile sunt cunoscute �i sub denumirea de soluri brune

deschise de step� uscat� sau de soluri b�lane. Ele se definesc printr-un orizont A

molic (Am) de culoare brun�, cu crome mai mari decât 2 la material în stare

umed�, urmat de un orizont de tranzi�ie AC de culoare brun� mai deschis�, cu

crome mai mici de 3,5 cel pu�in în partea superioar� la material în stare umed� �i

un orizont de acumulare a carbona�ilor alcalino-p�mânto�i notat cu Cca situat în

primii 100 cm.

R�spîndire. În România kastanoziomurile ocup� o suprafa�� de circa

205.000 hectare (FLOREA, 2004) �i sunt r�spândite în Dobrogea, la altitudini mai

mici de 150 m, pe un relief reprezentat de terenuri plane sau slab înclinate (culmi

domoale �i versan�i prelungi), dar cu mare predispozi�ie pentru eroziune hidric�

datorit� con�inutului ridicat de praf al materialului parental, în zone cu climat

semiarid din vestul t�rii, între Oltina, M�cin, Valea Carasu �i discontinuu în estul

t�rii, între Capul Midia �i Bra�ul Sf. Gheorghe. Insular apar atît pe grindurile din

B�l�ile Dun�rii �i în Delt�, cît �i în extremitatea estic� a B�r�ganului (BARBU,

1987).

Materialul parental bogat în elemente bazice este reprezentat de loess

sau depozite loessoide cu porozitate bun� �i con�inut de carbonat de calciu între 10

�i 15%.

Vegeta�ia. În cazul Kastonoziomurilor, vegeta�ia ierboas� spontan� este

caracteristic� stepelor uscate (sub 150 m altitudine) care fac tranzi�ia spre zona

semide�ertic�. Ea se compune din specii mezoxerofite �i xerofite cum sînt: Stipa

capillata, S. lesingiana, S. joannis, Poa bulbosa, Agropyron cristatum, Artemisia

austriaca, �i altele. Aceast� vegeta�ie natural� este înlocuit� de plante cultivate sau

este degradat� prin suprap��unat. Condi�iile climatice din zona kastanoziomurilor

constituie factor limitativ pentru vegeta�ia forestier�. Vegeta�ia natural� sub care

Page 146: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

145

s-au format cernoziomurile este cu prec�dere de step�, fiind constituit� din specii

ierboase mezoxerofite, predominant din gramineie perene cu talie înalt� de pîn� la

1m �i r�d�cina bine dezvoltat� (Festuca valesiaca, Botriochloa ischaemum,

Agropyron repens, Poa bulbosa, Centaurea orientalis, Gagea pusilla, Astragalus

onobrychis, Trifolium diffusum, Vicia serratifolia, Medicago falcata, Melilotus

officinalis, Peucedanum tauricum, Salvia austriaca, Phlomis pungens, Echium

rubrum, Crambe tataria �i din specii lemnoase cum sînt arbu�tii Prunus spinosa,

Rosa canina, R. gallica, Rubus caesius, Cerasus fruticosa, Amygdalus nana,

Crataegus monogyna �i din arbori: stejar pufos (Quercus pubescens), stejarul

brum�riu (Quercus pedunculiflora, ulmul (Ulmus procera), p�rul s�lbatec (Pyrus

pyraster). În lunca rîurilor ce str�bat zona de step�, vegeta�ia caracteristic� este

cea de z�voi �i �leau de lunc� descris� la aluvisoluri.

Climatul în care s-au format kastanoziomurile este caracteristic zonei de

step� uscat�, caracterizat prin valori ale temperaturii medii anuale cuprinse între

10,7-11,3°C, precipita�ii medii anuale de 350-430mm, indicele de ariditate de 17-

21. Valorile evapotranspira�iei poten�iale sunt mai mari de 700 mm, astfel încît

bilan�ul hidroclimatic prezint� un deficit anual de precipita�ii de peste de 350 mm.

Procese pedogenetice. Humificarea materiei organice, are loc cu

întreruperi datorit� secetei �i gerurilor. Humusul format este de bun� calitate (

mull calcic), dar este relativ redus cantitativ , apoximativ 2g%, deoarece cantitatea

de resturi organice vegetale r�mase la suprafa�a solului �i în orizontul de suprafa��

al profilului de sol este mic� ( covorul vegetal este de multe ori neîncheiat,

plantele au o talie redus� �i un sistem radicular slab dezvoltat), determinînd o

culoare brun� deschis� la nivelul orizontului de bioacumulare.

Datorit� aridit��ii climatului, are o levigare slab� a s�rurilor greu solubile

(CaCO3), astfel încît solul face efervescen�� cu HCl de la suprafa�� �i prezint� o

alterare redus� a p�r�ii minerale, cu o levigare slab� a carbonatului de calciu,

motiv pentru care la partea inferioar� a profilului se eviden�iaz� obligatoriu un

orizont Cca.

În perioadele secetoase, suprasaturarea solu�iei de sol, datorat� evapora�iei

cît �i absorb�iei apei de c�tre r�d�cinile plantelor, determin� precipitarea

carbonatului de calciu, cu apari�ia eflorescentelor �i pseudomiceliilor la nivelul

orizontului AC.

Page 147: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

146

Profilul de sol Kastanoziomurile prezint� pe profil, urm�toarea

succesiune de orizonturi: Amk-ACk-Cca-Ck.

Orizontul AmK, are o grosime medie de 30 – 40cm �i o culoare brun�

deschis� în stare umed�, textur� mijlocie ( nisipo-lutoas�, luto- nisipoas� sau

lutoas�) , structur� glomerular� sau granular� medie spre bine dezvoltat�,

frecvente neoforma�iuni biogene (coprolite, cervotocine, crotovine) �i

neoforma�iuni de natur� chimic�, reprezentate prin pseudomicelii �i eflorescente

de carbonat de calciu.

Orizontul A/Ck, prezint� o grosime de circa15 – 25 cm, are culoare brun�

cenu�ie mai deschis� decât orizontul supraiacent, textur� nisipo-lutoas�, luto-

nisipoas� sau lutoas�, structur� glomerular� slab dezvoltat� �i frecvente

neoforma�iuni biogene �i de carbonat de calciu.

Orizontul Cca se g�se�te la adâncimea de 50-60cm, are culoare g�lbuie,

textur� nisipo-lutos�, structur� masiv� �i prezint� frecvente concre�iuni mici �i

pseudomicelii de CaCO3.

Propriet��i. Humusul este de tip mull calcic. Raportul C/N este cuprins

între 8- 11. Con�inutul de humus este de circa 1,5- 2,5 g% g sol, respectiv o

rezerv� de 60- 120 t/ha, pe adîncimea de 0- 50 cm. Kastanoziomurile au o textur�

nediferen�iat� pe profil, mijlocie-grosier�, sau grosier�-mijlocie. Alcalinitatea este

mic�, datorit� prezen�ei carbonatului de calciu la nivelul tuturor orizonturilor

pedogenetice. Reac�ia chimic� este slab alcalin� pe întreg profilul, cu valori pH

cuprinse între 7,5- 8,3. Complexul adsorbtiv al solului este saturat în cationi bazici

de Ca �i Mg, eviden�iind o capacitate de schimb cationic cu valori de aproximativ

12- 19 me /l00g sol uscat. Propriet��ile hidrofizice: capacitate de ap� în câmp,

capacitate de ap� util�, capacitate de ap� u�or acesibil�, sunt situate în intervalul

de 5- 9%, 19-25% �i 15- 19% (CANARACHE,1990). Propriet��ile fizice sunt

bune: porozitate total� de 50- 54%, porozitate de aera�ie, porozitate drenant�,

densitate aparent� pe adâncime de 0- 100 cm de 1,15- ,35 g/cm �i propriet��ile

fizico-mecanice bune: rezisten�a solului la arat de 40- 50 kgf/dm2

(CANARACHE, 1987)). Kastanoziomurile se lucreaz� u�or, intervalul optim de

umiditate pentru executarea lucr�rilor este mare. Lucr�rile se pot executa

mecanizat deoarece pantele sunt mici. Con�inutul sc�zut de humus �i de elemente

nutritive, deficitul mare de umiditate impune aplicarea iriga�iilor �i administrarea

îngr���mintelor organice �i minerale.

Page 148: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

147

Subtipuri. Kastanoziomurile prezint� urm�toarele subtipuri: tipic (Am-

AC-Cca), maronic (kastanoziom cu orizont A molic forestalic), psamic

(kastanoziom cu textur� grosier� în primii 50cm), gleic (kastanoziom cu

propriet��i gleice între 50- 100 cm), salinic (kastanoziom cu orizont hiposalic în

primii l00cm sau orizont salic între 50 �i 400cm), sodic (kastanoziom cu orizont

hiposodic în primii l00cm sau orizont natric între 50 �i l00cm).

Fertilitatea �i folosin�a. Datorit� propriet��ilor fizice (textur� mijlocie,

structur� granular� medie, permeabilitate pentru ap� �i aer bun�, rezisten��

sc�zut� la lucr�rile mecanice), kastanoziomurile sunt favorabile cre�terii �i

dezvolt�rii plantelor. Stabilitatea redus� a agregatelor structurale, determin�

formarea crustei la suprafa��, cu efect negativ asupra r�s�ririi plantelor, infiltr�rii

apei �i a schimbului de aer între sol �i atmosfer�. Zona de step� propriu-zis� în

care se formeaz� �i evolueaz� kastanoziomurile, face ca apa acumulat� din

precipita�ii s� nu satisfac� cerin�ele plantelor în special pe parcursul anotimpului

secetos, dar deficitul de ap� poate fi acoperit prin aplicarea iriga�iilor. Rezerva de

humus pe adîncimea de 0- 50 cm este relativ redus�. Pentru satisfacerea

necesarului de elemente nutritive ale plantelor cultivate �i totodat� pentru

ob�inerea de produc�ii mari �i constante, se recomand� administrarea

îngr���mintelor chimice �i organice sau încorporarea în sol a îngr���mintelor

verzi. Pentru m�rirea în sol a cantit�tii de azot se cultiv� leguminoase (maz�re,

lucerna, sparcet�) sau semin�ele de leguminoase sunt tratate cu biopreparate care

con�in bacterii fixatoare de azot. Kastanoziomurile au categoria de folosin�� arabil

(grâu, porumb, sorg, sparcet�), cât �i pentru planta�ii de cais, piersic, migdal, cire�,

nuc. P�rul �i m�rul se dezvolt� satisf�c�tor numai în condi�ii de irigare

12.2. Cernoziom (Cz)

Denumirea cernoziomurilor, provine din limba rus�: ciornîi – negru �i

zemlea – p�mînt �i sunt cunoscute ca p�mînturi negre (V.Docuceeaev, 1883).

Cernoziomurile se definesc prin prezen�a unui orizont A molic (Am) de culoare

brun închis�, negricioas� cu crome mai mici de 2 la material în stare umed� �i un

orizont intermediar de tip AC, Bv, sau Bt cu valori �i crome sub 3,5 la materialul

în stare umed�, cel pu�in pe 10- 15 cm în partea superioar� �i cel pu�in pe fe�ele

agregatelor structurale. La baza profilului se eviden�iaz� un orizont de acumulare

Page 149: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

148

a carbona�ilor secundari de calciu, orizont prezent în primii 125 cm sau în primii

200 cm, dac� textura solului este grosier�.

Cernoziomul tipic, cernoziomul cambic �i cernoziom argic, care în

clasificarea I.C.P.A. 1980 erau considerate tipuri de sol, au devenit conform noii

clasific�ri S.R.T.S 2003 subtipuri zonale.

12.2.1. Cernoziom tipic (Cz ti)

Din punct de vedere morfogenetic subtipul de sol cernoziom tipic este

caracterizat prin prezen�a la suprafa�a profilului a unui orizont Am cu crome mai

mici sau egale cu 2 la materialul în stare umed� �i subiacent un orizont de tranzi�ie

AC, care prezint� cel pu�in în partea superioar�, prezint� crome mai mici sau egale

cu 3,5.

R�spîndire. (�T.PUIU; N.FLOREA, 2004), arat� c� cernoziomurile sunt

r�spîndite cu prec�dere pe forme de relief reprezentate de terase netede �i

microdepresiuni, podi�uri sau piemonturi joase, uneori versan�i, pe unit��i de relief

neted sau slab accidentat, cu altitudini de 15- 20 m, care ajung uneori la 150-

200m, în zona de sud �i sud-est a României, în Dobrogea, Câmpia Român�,

Câmpia Moldovei, Dealurile F�lciului, Colinele Tutovei �i în Câmpia de Vest,

Câmpia Transilvaniei, culoarul Mure�ului, pe o suprafa�� de circa 4.200.000

hectare.

Materialul parental. Cernoziomurile s-au format pe materiale parentale

care con�in carbonat de calciu, reprezentate de loess �i depozite loessoide �i uneori

pe depozite nisipoase, aluviuni vechi, argile �i luturi �i chiar pe roci poroase.

Vegeta�ia sub care s-au format �i au evoluat cernoziomurile tipice este cu

prec�dere o vegeta�ie de step�, constituit� din asocia�ii de specii ierboase

mezoxerofite, în care predomin� gramineae cu talie înalt� �i r�d�cin� bine

dezvoltat�: (Festuca valesiaca, Botriochloa iscaemum, Agropyron cristatum,

Agopyron repens, Poa bulbosa, Poa pratensis ssp. angustifolia) �i din specii

lemnoase, respectiv arbu�tii: Prunus spinosa, Rosa canina, Crataegus monogyna.

În zona de silvostep� �i în luncile �i depresiunile mai umede ale zonei de

step� apar �i specii de arbori, respectiv stejar pufos (Quercus pubescens), stejarul

brum�riu (Quercus pedunculiflora), cerul (Quercus cerris), gârni�a (Quercus

frainetto), etc.

Page 150: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

149

Climatul în care s-au format �i au evoluat cernoziomurile tipice este

pronun�at temperat-continental în sud �i sud-est, cu nuan�e submediteraneene în

vest, iar în estul t�rii climatul este mai r�coros �i cu nuan�e mai excesive. Valorile

medii anuale ale temperaturii sunt cuprinse între 8,5 �i 11,5°C, precipita�iile medii

anuale au valori cuprinse între 380 �i 560mm Evapo-transpira�ia poten�ial� are

valori de peste 700 mm (650- 730 mm - FLOREA, 2004). Regimul hidric este

nepercolativ, par�ial percolativ sau periodic percolativ în zonele mai umede.

Procese pedogenetice. Solificarea este caracterizeaz� prin ac�iunea

procesului de bioacumulare intens�, cît �i prin acumularea unei cantit��i mari de

materie organic� humificat�. Materialul organic r�mas în sol sau la suprafa�a

profilului, dup� parcurgerea ciclului de vegeta�ie, este transformat sub influen�a

bacteriilor. Humusul format se acumuleaz� pe adâncimea de 50- 65cm �i imprim�

solului o culoare brun- închis�, neagr�, respectiv valori �i crome mai mici sau

egale cu 2 la material în stare umed�. Carbonatul de calciu care poate fi prezent în

partea superioar� a orizontului A molic la cernoziomuri proxicalcarice, sau la baza

acestuia �i chiar în orizontul AC la cernoziomurile epicalcarice. Pe profil, în

special la nivelul orizontului de bioacumulare, cît �i în partea superioar� a

orizontului subiacent sunt prezente neoforma�iuni biogene reprezentate de

coprolite, cervotocine �i crotovine. Prin utilizarea ca arabil a cernoziomurilor

rezultate în urma des�elenirii paji�tilor, are loc o intensificare a regrad�rii

carbona�ilor în partea superioar� a profilului de sol, fenomen cunoscut sub

denumirea de carbonatare secundar�.

Profilul de sol. Morfologia cernoziomurilor, eviden�iaz� pe profil

urm�toarea succesiune de orizonturi: Amk-ACk-Cca, morfologie asem�n�toare

cu cea a kastanoziomurilor, cu men�iunea c� orizonturile sunt mai bine

diferen�iate, profilul de sol avînd o grosime mai mare.

Orizontul Am are o grosime care ajunge la circa 40- 50 cm, structur�

granular� medie spre bine dezvoltat�, textur� nisipo- lutoas� luto- nisipoas� sau

lutoas�. Se men�ioneaz� frecvente neoforma�iuni biogene, reprezentate prin

cervotocine, coprolite, crotovine, diverse culcu�uri �i l�ca�uri de organisme, cît �i

neoforma�iuni de natur� chimic�, sub form� de pseudomicelii �i eflorescente de

carbonat de calciu.

Orizontul ACk, are grosimea de 20- 25 cm, culoare brun-închis� pîn� la

brun-cenu�ie respectiv valori �i crome mai mici sau egale cu 3,5 la materialul în

Page 151: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

150

stare umed�, cel pu�in în jum�tatea superioar� a orizontului, structur� glomerular�

medie slab dezvoltat�, textur� nisipo-lutoas�, luto-nisipoas� sau lutoas�. Prezint�

neoforma�iuni biogene, reprezentate prin cervotocine, coprolite, crotovine, diverse

culcu�uri �i l�ca�uri de organisme, cît �i neoforma�iuni de natur� chimic�, sub

form� de pseudomicelii �i eflorescente, tubu�oare, vini�oare �i pete de carbonat de

calciu.

Orizontul Cca apare de la adâncimea de 50- 60 cm, are o grosime de 30-

40 cm �i are o culoare g�lbui brun închis la materialul în stare umed� �i brun

g�lbui deschis, la materialul în stare uscat�, structur� masiv�, textur� nisipo-

lutoas� luto-nisipoas� sau lutoas�. Neoforma�iunile biogene, sunt rare, fiind

reprezentate prin cervotocine �i crotovine. Neoforma�iunile de natur� chimic� sunt

sub form� de pseudomicelii �i eflorescente, tubu�oare, vini�oare �i pete �i în

special concre�iuni de carbonat de calciu.

Propriet��i. Cenoziomurile au o textur� nisipo-lutoas�, luto-nisipoas� sau

lutoas�, care este nediferen�iat� pe profil. Cernoziomurile sunt soluri cu structur�

glomerular� medie spre bine dezvoltat� la nivelul orizontului Am �i moderat

dezvoltat� în orizontul de tranzi�ie AC. Permeabilitatea pentru ap� �i aer a

cernoziomurilor este bun�, fiind soluri care se lucreaz� relativ bine �i u�or, cu

valori medii ale porozit��ii de aera�ie de 12- 20%, iar cele ale porozit��ii totale de

49- 53%. Rezisten�a la arat la umiditatea optim� este de 40- 50 kgf/dm2

(Canarache, 1987). Complexul adsorbtiv al solului este saturat predominant în

cationi bazici de Ca �i Mg, cu un grad de satura�ie în baze (V%) care nu scade sub

90% �i o capacitate de schimb cationic cu valori de circa 12-40 me/l00g sol uscat.

Cernoziomurile prezint� în orizontul de bioacumulare un humus de bun� calitate

de tip mull calcic, 3- 6 g la 100 g sol, respectiv o rezerv� de 160- 200 t/ha pe

adîncimea de 0- 50 cm, cu valori ale raportului C/N cuprinse între 8- 12 �i valori

supraunitare ale raportului acizi huminici/acizi fulvici. Densitatea aparent� pe

adâncimea de 0-100 cm are valori de 1,2- 1,4 g/cm3, în timp ce valorile medii ale

conductivit��ii hidraulice saturate pe adâncimea de 0- 100 cm, sunt de 1,5- 15

mm/or� (CANARACHE, 1990). Valorile coeficientului de ofilire,ale capacit��ii de

câmp �i ale capacit��i de ap� util� sunt de respectiv 8- 12% g/ g, 20- 27% g/ g �i

13- 117% g/ g (CANARACHE, 1990). Reac�ia cernoziomurilor este slab acid�,

neutr� sau slab alcalin� cu valori pH cuprinse în intervalul 6,7- 7,6.

Page 152: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

151

Fertilitatea �i folosin�a Cernoziomurile au propriet��i fizice, hidrofizice,

chimice, termice �i de aera�ie foarte bune. Cu toate c� sunt bine aprovizionate cu

azot, fosfor �i potasiu, pe aceste soluri, pentru men�inerea fertilit��ii �i ob�inerea

de produc�ii mari �i constante se recomand� aplicarea îngr���mintelor chimice �i

organice. Cernoziomurile sunt indicate pentru toate folosin�ele �i culturile

agricole. Pe cernoziomuri se cultiv� atît cereale p�ioase de toamn�: grîu, orz,

culturi care valorific� bine rezervele de ap� acumulate toamna �i iarna �i care

ajung la maturitatea înaintea secetelor din var�, cît �i porumb, floarea soarelui,

cartof, sfecl� de zah�r, lucerna, trifoi, soia, maz�re, fasole, culturi furajere.

Cernoziomurile pot fi cultivate cu vi�� de vie �i pomi fructiferi:cais, cire�, vi�in,

piersic, m�r, p�r, prun.

Cernoziomurile sunt afectate de un deficit de ap�, motiv pentru care se

impune aplicarea iriga�iilor în cursul perioadei secetoase din var� (iulie-

octombrie).

12.2.2. Cernoziom cambic (CZ cb)

Cernoziomul cambic este cunoscut �i sub denumirea de cernoziom levigat

�i este definit prin prezen�a la partea superioar� a profilului, a unui orizont de

bioacumulare de tip Am de culoare închis�, respectiv crome mai mici sau egale cu

2 la materialul în stare umed� �i subiacent un orizont de argilizare de tip Bv care

cel pu�in în partea superioar� are culori de orizont A molic, respectiv valori �i

crome mai mici de 3,5 la materialul în stare umed� �i de 5,5 la materialul în stare

uscat�, pe fe�ele �i în interiorul elementelor structurale. În clasificarea S.R.T.S.

2003, cernoziomul cambic este prezent ca subtip de sol.

R�spîndire. Cernoziomul cambic ocup� mari suprafe�e în zonele de

cîmpie: Câmpia Român�, Dobrogea, Câmpia de Vest, Câmpia Transilvaniei, �i

Câmpia Jijia Bahlui. Relieful pe care s-au format �i au evoluat aceste soluri, este

neted sau pu�in înclinat, respectiv: terase, depresiuni, culmi domoale, a c�ror

altitudini sunt cuprinse între 40-50m �i 550 m.

Materialul parental este reprezentat predominant de loess, depozite

loessoide �i uneori luturi �i chiar nisipuri, argile �i roci dure.

Vegeta�ia sub care s-au format �i au evoluat cernoziomurile cambice este

constituit� din rare pâlcuri de stejar pufos �i stejar brum�riu: Quercus

Page 153: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

152

pedunculiflora, Q. pubescens, alternând cu suprafe�e acoperite de specii ierboase:

Stipa joannis, S. capillata, Botriochloa iscchaemum, Poa bulbosa �i altele.

Climatul în care au evoluat cernoziomurile cambice este caracterizat prin

precipita�ii medii anuale frecvent de peste 500 mm �i care pot urca pîn� la 600

mm �i temperaturi medii anuale care pot oscila între 8,3 �i 11,5°C. Indicele de

ariditate are valori de 23-30, iar valorile evapotranspira�iei poten�iale sunt mai

mici de 700 mm. Pe fondul acestor date climatice se eviden�iaz� un regim hidric

periodic percolativ.

Procesele pedogenetice caracteristice în formarea cernoziomurilor

cambice sunt reprezentate de bioacumulare, argilizare �i levigare. Pe seama

cantit��ilor mai mari de resturi organice vegetale r�mase la suprafa�a profilului sau

în orizontul de suprafa�� dup� parcurgerea ciclurilor biologice ale diferitelor specii

vegetale �i din transformarea acestora, a rezultat o cantitate important� de humus

de bun� calitate, de tip mull calcic, repartizat pe o grosime relativ mare. Datorit�

regimului climatic, caracterizat prin precipita�ii superioare cernoziomurilor,

levigarea este mai pronun�at�, carbonatul de calciu este îndep�rtat din orizonturile

superioare ale profilului �i depus la baza acestuia la nivelul orizontului Cca. Dup�

îndep�rtarea CaCO3 �i debazificarea complexului coloidal al solului, intervine

procesul de argilizare, care const� în alterarea mineralelor primare cu formare de

hidroxizi �i oxizi de fier, care imprim� orizontului Bv o culoare mai ro�iatic� decît

a materialului parental.

Profilul de sol. Cernoziomul cambic prezint� urm�toarea succesiune de

orizonturi: Am-Bv-Cca.

Orizontul Am are o grosime de 40- 50 cm, uneori peste 50 cm, crome mai

mici sau egale cu 2, respectiv culoare brun� închis�-negr� la materialul în stare

umed�, textur� lutoas� sau luto-argiloas�, structur� glomerular�. La nivelul acestui

orizont sunt prezente frecvente neoforma�iuni biogene: coprolite, cervotocine,

crotovine, culcu�uri �i l�ca�uri de organisme.

Orizontul Bv are o grosime de 30-60cm �i o culoare închis� cel pu�in în în

partea superioar�, respectiv valori �i crome mai mici de 3,5 la materialul în stare

umed� �i mai mici de 5, 5 la materialul în stare uscat� pe fe�ele �i în interiorul

elementelor structurale, textur� lutoas� sau luto-argiloas�, structur� columnoid�,

prismatic� �i frecvente neoforma�ii biogene.

Page 154: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

153

Orizontul Cca are o grosime de 40- 50 cm �i o culoare deschis� brun-

g�lbuie, a c�rui limit� superioar� se situeaz� la 80- 120 cm. Este un orizont

nestructurat. Sunt prezente neoforma�iuni de CaCo3, sub form� de eflorescen�e,

pseudomicelii, vini�oare, tubu�oare, pete �i în special concre�iuni.

Propriet��i. Textura cernoziomurilor cambice este lutoas� sau luto-

argiloas� �i rar nisipoas� sau argiloas�, nediferen�iat� pe profil. Plusul de argil� de

la nivelul orizontului Bv, provine din alterarea pe loc sau „in situ” a materialului

parental, cît �i din eluvierea orizontului supraiacent, f�r� formarea de pelicule de

argil� la suprafa�a agregatelor structurale. Structura este glomerular� medie �i

mic� la nivelul orizontului Am. Cernoziomul cambic are propriet��i fizice, fizico-

chimice, hidrofizice �i de aera�ie favorabile. Humusul de bun� calitate de tip mull

calcic, este în cantitate de 3- 5 g%, respectiv o rezerv� de 160- 200t/ha pe

adîncimea de 0- 50 cm. Gradul de satura�ie în baze dep��e�te 85%, cu

predominarea cationilor bazicibivalen�i de Ca �i Mg. Reac�ia solului este slab

acid� sau neutr�, cu valori pH pu�in sub 7.

Fertilitatea �i folosin�a. Fertilitatea cernoziomurilor cambice este bun�,

fiind soluri cu propriet��i fizice, fizico-chimice, hidrofizice �i de aera�ie favorabile

�i nivel bun de aprovizionare în elemente nutritive. Ob�inerea de produc�ii mari �i

constante, este determinat� de aplicarea atît a unei agrotehnici adecvate, a

îngr���mintelor chimice �i organice cît �i a iriga�iilor în cazul anilor seceto�i.

Cernoziomurile cambice ofer� condi�ii favorabile dezvolt�rii tuturor culturilor

agricole. Se cultiv� cereale de toamn�, plante tehnice, culturi legumicole, vii �i

pomi, dar ponderea revine culturilor de grîu, porumb �i floarea-soarelui

12.2.3. Cernoziom argic (CZ ar)

Cernoziomul argic este cunoscut �i sub denumirea de cernoziom levigat cu

degradare textural�, cernoziom argiloiluvial sau cernoziom argilic. Acest sol este

definit de prezen�a la suprafa�a profilului a unui orizont de bioacumulare de tip

Am a c�rui crome sunt mai mici decât 2 la materialul în stare umed� �i subiacent a

unui orizont Bt care are în partea superioar� valori �i crome mai mici de 3,5 la

materialul în stare umed� �i mai mici de 5,5 la materialul în stare uscat�, respectiv

culoare de orizont A molic. În clasificarea S.R.T.S. 2003, cernoziomul argic este

prezent ca subtip de sol.

Page 155: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

154

R�spândire. Cernoziomul argic ocup� suprafe�e întinse în Muntenia,

Dobrogea, Oltenia, Moldova �i Transilvania. Cernoziomul argic este r�spândit

geografic în continuarea cernoziomurilor, c�tre zonele mai umede, pe un relief de

câmpie, podi�uri �i dealuri joase, cu altitudini de pân� la 550 m.

Materialul parental. Cernoziomul argic s-a format �i a evoluat pe loess,

luturi loessoide �i uneori pe materiale argiloase, lutoase sau nisipoase �i pietri�uri

calcaroase.

Vegeta�ia. Cernoziomul argic evolueaz� sub influen�a vegeta�iei de

silvostep�, cu o pondere mai mare a vegeta�iei lemnoase (stejar, cer, gîrni��)

datorit� climatului ceva mai umed, care este o alternan�� de suprafe�e variabile de

step� �i silvostep�. Vegeta�ia lemnoas� este format� din stejari �i ulmi (Quercus

robur, Q. pedunculiflora, Q. pubescens, Ulmus foliacea, U. procera, U. ambigua)

cu specii de amestec (Pyrus pyraster, P. elaeagrifolia, Acer tataricum, A.

campestre) �i arbu�ti (Cornus mas, C. sanguinea, Ligustrum vulgare, Evonymus

europaea, Crataegus monogyna, Rhamnus cathartica �i altele). În paji�ti (�i în

p�duri), se g�sesc specii xerofite caracteristice stepei (Stipa joannis, S.

lessingiana, Festuca valesiaca, F. pseudovina, Agropyron cristatum, specii de

Centaurea, Salvia, Vicia, Astragalus, Aster, Trigonella, Phlomis tuberosa,

Thymus �i altele, dar �i mezofile, unde condi�iile ecologice permit: obsig�

nearistat� (Bromus inermis), pir tîrîtor (Agropyron repens), Trifolium repens, T.

pratense, Onobrychis viciaefolia, Filipendula hexapetala, Salvia pratensis �i

altele.

Climatul. Condi�iile climatice sunt caracterizate prin temperaturi medii

anuale care coboar� pîn� la 8,5°C �i precipita�ii medii anuale care sunt cuprinse

între 550-600 mm. Indicele de ariditate este de 30. Regimul hidric este periodic

percolativ, cu cantit��i mai mari de ap� infiltrat� în sol.

Procese pedogenetice. În formarea cernoziomului argic intervin procesele

de bioacumulare, argiloiluviere �i eluviere. Pe fondul unei levig�ri �i alter�ri mai

puternice, humificarea este mai pu�in intens�, cu acumularea unei cantit��i mai

reduse de humus decît în cazul cernoziomurilor cambice. Eluvierea �i migrarea

coloizilor liberi este mai intens� decît în cazul cernoziomului cambic, aceasta pe

fondul unei debazific�ri �i levig�ri mai accentuate. Levigarea coloidului de argil�

din orizontul de suprafat�, a determinat depunerea acestuia la nivelul orizontului

Page 156: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

155

subiacent, cu formare de pelicule de argil� atît la suprafa�a cît �i în interiorul

agregatelor structurale de sol, determinînd o diferen�iere textural� pe profil la

nivelul acestui orizont.

Profilul de sol. Cernoziomul argic prezint� urm�toarea succesiune de

orizonturi: Am – Bt - C sau Cca..

Orizontul Am are o culoare brun-închis� pân� la neagr�, respectiv crome

mai mici de 2 la materialul în stare umed�, textur� lutoas� pân� la argiloas�,

structur� granular� medie �i o grosime de maxim 40- 50 cm.

Orizontul Bt are o culoare de orizont Am, respectiv brun� închis� cu valori

�i crome mai mici de 3,5 la materialul în stare umed� cel pu�in în partea

superioar� �i brun� g�lbuie spre baz�, textur� luto-argiloas�, structur� prismatic�.

Se eviden�iaz� argil� sub form� pelicular�, atît la suprafa�a elementelor

structurale, cît �i în interiorul acestora. Orizontul Bt are o grosime de pîn� la 100

cm.

Orizontul Cca începe de la peste 125 cm, în unele cazuri chiar de la 150-

160 cm în jos �i are culoare g�lbuie- albicioas�.

Propriet��i. Cernoziomul argiloiluvial are o textur� diferen�iat� pe profil,

luto-nisipoas�, lutoas� la nivelul orizontului Am �i luto- argiloas�, argiloas� la

nivelul orizontului Bt, structur� glomerular� mic� �i medie bine dezvoltat� în Am

�i prismatic�, slab pîn� la moderat dezvoltat� la nivalul orizontului Bt. Humusul

este de tip mull calcic. Con�inutul de humus este de 3-5 g%, respectiv o rezerv� de

150-180 t/ha. Cernoziomurile argice au o reac�ie neutr� pân� la slab acid�, cu

valori pH de 6- 6,8. Gradul de satura�ie în baze nu scade sub 75%,cu

predominarea cationilor de Ca. Prezint� pe profil neoforma�iuni biogene,

reprezentate prin coprolite, cervotocine, culcu�uri �i l�ca�uri de larve �i organisme

�i uneori crotovine, în special la nivelul orizontului de

bioacumulare.Neofoma�iunile de CaCo3 sunt prezene la nivelul orizontului Cca

sub form� de eflorescen�e, pseudomicelii, pete, tubu�oare, concre�iuni.

Fertilitatea �i folosin�a. Cernoziomurile argiloiluviale au propriet��i

fizice, fizico-chimice, hidrofizice �i de aera�ie favorabile �i nivel bun de

aprovizionare în elemente nutritive De�i unele propriet��i fizico-chimice sunt sub

nivelul celor de la cernoziomul cambic, cernoziomul argiloiluvional este un sol

bun pentru toate utiliz�rile: culturi de câmp (grîu, orz, porumb, floarea soarelui,

Page 157: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

156

sfecl� de zah�r, lucern�, trifoi, in, maz�re, fasole) , vi�� de vie ( struguri de mas� �i

pentru vin), planta�ii pomicole (m�r, p�r, prun, cire�, vi�in, piersic, cais), legume

�i culturi furajere. Ob�inerea de produc�ii mari �i constante, este determinat� de

aplicarea îngr���mintelor chimice �i organice cît �i de aplicarea iriga�iilor în cazul

anilor seceto�i.

12.3. Faeoziom (FZ)

În timp, solul de tip faeoziom a avut diverse denumiri: cernoziom degradat

înconjurat de soluri de p�dure �i podzoluri, sol cenu�iu închis de p�dure,

pratoziom sau brunizem �i sol cernoziomoid..

Faeoziomul este definit prin prezen�a la suprafa�a profilului a unui orizont

de bioacumulare de tip Am, a c�rui crome sunt mai mici de 2 la materialul în stare

umed� �i subiacent un orizont care poate fi de tip Bt, Bv, sau AC �i care cel pu�in

în partea superioar� �i cel pu�in pe fe�ele elementelor structurale prezint� crome �i

valori mai mici de 3,5 la materialul în stare umed�. Totodat�, la nivelul

orizontului intermediar, sunt prezente pelicule organo-minerale. Faeoziomul cu

textur� mijlocie �i fin� nu prezent� un orizont Cca în primii 125 cm, iar la

faeoziomul cu textur� grosier�, orizontul Cca apare sub 200 cm. Diferen�a de

culoare între materialul în stare umed� �i cel în stare uscat� la nivelul orizontului

Am, sub aspectul valorilor sau a valorilor + crome, este mai mare sau egal� cu 1,5.

R�spândire. Faeoziomul este corespondentul c�tre zonele mai umede �i

mai reci, a cernoziomului, cernoziomului cambic �i cernoziomului argic.

Faeoziomul ocup� suprafe�e importante în Podi�ul Sucevei, Podi�ul F�lticenilor,

în depresiunile subcarpatice Neam�, Cracau, Tg.Secuiesc, Bra�ov, Sibiu, pe unele

terase ale Moldovei �i �iretului, în zona înalt� a Câmpiei Române �i a Câmpiei

Banat-Cri� �i insular în depresiunile din estul Câmpei Transilvaniei.

Faeoziomurile ocup� în România o suprafa�� pe o suprafa�� de aproximativ

1.300.000 ha. Solurile de tip faeoziom s-au format pe forme de relief cu suprafa��

plan� sau slab înclinat� din depresiuni �i pe suprafe�e înclinate ale versan�ilor, care

au un drenaj intern �i extern slab, respectiv pe unit��i geomorfologice care

prezint� un caracter depresionar fa�� de relieful înconjur�tor.

Materialul parental. Formarea �i evolu�ia faeoziomurilor, a avut loc pe

depozite cu textur� lutoas� sau argiloas�, uneori chiar grosier�, reprezentate prin

depozite loessoide, luturi argiloase, argile marnoase loessoidizate.

Page 158: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

157

Vegeta�ia. Faeoziomurile s-au format sub influen�a unei vegeta�ii ierboase

mezohigrofile de fînea�� care s-a instalat în urma defri��rii p�durilor de foioase:

p�iu�c� (Agrostis tenuis), Festuca sulcata, F. pseudovina, F. valesiaca, b�rboas�

(Botriochloa iscaemum), Koeleria gracilis, Poa pratensis var. angustifolia,

Lolium perenne, Medicago lupulina, M. falcata, Trifolium repens, Lotus

corniculatus, Astragalus onobrychis, Fragaria viridis, Origanum vulgare.

P�durile de foioase ini�iale (înainte de defri�are) erau formate din stej�rete

(Quercus petraea în amestec cu exemplare rare de Tilia tomentosa, Carpinus

betulus, Acer campestre, Sorbus torminalis, Fraxinus excelsior, arbu�tii Corylus

avellana, Crataegus monogyna, Evonimus europaea, E. verrucosa, Cornus mas,

C. sanguinea, Rhamnus frangula, Ligustrum vulgare, Sambucus nigra, specii

ierboase ca: Asperula odorata, Polygonatum latifolia, Pulmonaria officinalis, Poa

nemoralis, Asarum europaeum, Dactylis glomerata, Scila bifolia, Lamium

maculatum, Sanicula europaea, Anemone nemorosa, A. ranunculoides,

Convallaria majalis, Scrofularia nodosa �i altele).

Climatul. Condi�iile climatice sunt caracteristice zonelor umede �i

r�coroase, caracterizate prin valori medii ale precipita�iilor de pîn� la 800-900

mm, temperaturi medii anuale cuprinse între 7- 8ºC, valori ale evapotranspira�iei

poten�iale de circa 600-650 mm, inferioare mediei anuale a precipita�iilor,

eviden�iindu-se astfel un regim hidric periodic percolativ.

Procese pedogenetice. Cu toate c� solificarea se desf��oar� în zone umede

�i r�coroase, datorit� cantit��ilor mari de materie organic� r�mas� în orizontul de

la suprafa�a profilului cît �i la suprafa�a acestuia ca urmare a prezen�ei unei

abundente vegeta�ii ierboase mezohidrofile, datorit� materialelor parentale bogate

în elemente bazice, cît �i microclimatului mai blînd din zonele depresionare,

ad�postite, solificarea decurge în sensul unei bioacumul�ri intense, cu formare de

humus de bun� calitate, de tip mull calcic, cu migrarea coloizilor de humus �i

argil� de la nivelul orizontului de bioacumulare �i depunerea acestora la nivelul

orizontului subiacent, cu formarea de pelicule organo-minerale pe fe�ele cît �i în

interiorul elementelor structurale.

Profilul de sol. Faeoziomul prezint� pe profil urm�toarea succesiune de

orizonturi: Am - A/C - C sau Cca; Am - Bv - C sau Cca; Am - Bt - C sau Cca.

Page 159: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

158

Orizontul Am are culoare brun închis�-negr� în stare umed�, respectiv

crome mai mici sau egale cu 2, �i brun� cenu�ie în stare uscat�, respective valori �i

crome mai mici sau egale cu 3,5. Grosimea orizontului Am este de circa 40-60

cm.

Orizonturile A/C, Bv sau Bt au cel pu�in în partea superioar�, culori închise

de orizont Am, respectiv valori �i crome mai mici sau egale cu 3,5 la materialul în

stare umed� �i mai mici sau egale cu 5,5 la materialul în stare uscat�. Diferen�a de

culoare între starea umed� �i starea uscat� prezint� valori sau valori �i crome mai

mari, sau egale cu 1,5. Orizonturile subiacente Bv �i Bt au o culoare brun-g�lbuie.

Orizontul C, este reprezentat de materialul parental sau orizontul Cca, care este

prezent sub adâncimea de 125- 150 cm �i este caracterizat prin structur� masiv� �i

prezen�a CaCO3 , sub form� de neoforma�iuni, reprezentate prin vini�oare, pete �i

concre�iuni.

Propriet��i. Faeoziomul are la suprafa�a profilului un orizont de

bioacumulare de tip Am, cu grad de satura�ie în baze mai mare de 70%, frecvent

între 70- 85%, reac�ie slab acid�, cu valori pH mai mari de 6 �i con�inut de humus

de 3,5- 6,5%, reprezentat prin humus de tip mull calcic. Textura la nivelul

orizontului Am este lutoas� sau luto-nisipoas�, structur� granular�, glomerular�

bine dezvoltat�. Trecerea la nivelul orizontului subiacent este treptat�. Structura în

orizontul Bv este columnoid prismatic� �i �i prismatic� în Bt. La nivelul

orizontului Bv sunt prezente particule minerale fine �i humus, acesta fiind

considerat un orizont de culoare sau de structur�, avînd o culoare mai ro�iatic�

decît a materialului parental, în timp ce la nivelul orizontului Bt sunt prezente

pelicule de argil� pe fe�ele �i în interiorul elementelor structurale, cît �i la nivelul

porilor �i fisurilor, determinînd o diferen�iere textural� pe profil la nivelul acestui

orizont.

Subtipuri. Pentru faeoziom sunt prezente în cadrul clasific�rii S.R.R.S

2003, urm�toarele subtipuri: faeoziom tipic ( Am - AC - C sau Cca), faeoziom

greic ( Am - Ame - Bt - C sau Cca), faeoziom cambic ( Am – Bv - C sau Cca),

faeoziom argic ( Am - Bt - C sau Cca), faeoziom psamic, care are cel pu�in în

primii 50 cm ai profilului, o textura nisipoas�, faeoziom pelic, care prezint� cel

pu�in în primii 50 cm ai profilului, o textura argiloas�, faeoziom gleic, care are

caractere gleice în intervalul 50- 100 cm, faeoziom calcaric, la care CaCO3 este

prezent înc� din primii 50 cm ai profilului.

Page 160: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

159

Fertilitatea �i folosin�a. Activitatea microbiologic�, propriet��ile fizice,

chimice, fizico-mecanice, hidrofizice �i de aera�ie sunt bune, dar sub nivelul

corespondentelor din seria cernoziomurilor, fertilitatea crescînd de la

faeoziomurile cu orizont Bt, c�tre cele cu orizont AC. În anii ploio�i, cînd pe

aceste soluri apar fenomenul de stagnare a apei, în vederea elimin�rii excesului de

ap� �i pentru îmbun�t��irea aera�iei, sunt necesare lucr�ri de mobilizare energic� a

solului. Sporuri însemnate de produc�ie se ob�in atît prin aplicarea de îngr���minte

chimice pe baz� de N, P �i K, cît �i prin aplicarea de îngr���minte organice. Pe

faeoziomuri se ob�in rezultate bune prin aplicarea unor lucr�ri agrotehnice

adecvate �i prin cultivarea acestor soluri cu cereale: grîu, orz, ov�z, secar�,

porumb, plante industriale: cartofi, sfecl� de zah�r, cînep�, in pentru fuior, plante

furajere, planta�ii pomicole �i culturi legumicole.

12.3.1. Faeoziom greic (FZ gr)

Anterior clasific�rii S.R.T.S. 2003, faeoziomul greic a fost denumit sol

cenu�iu de p�dure, fiind considerat ca tip de sol ce apar�inea clasei Molisoluri.

Actualmente este considerat subtip de sol, inclus în clasa Cernisoluri �i definit

prin prezen�a la suprafa�a profilului a unui orizont de bioacumulare de tip Am,

urmat de un orizont Ame care prezint� acumul�ri reziduale de cuar� �i subiacent

un orizont Bt având în partea superioar� culoare brun� închis� de orizont molic,

respectiv cel pu�in pe fa�a elementelor structurale valori �i crome mai mici de 3,5.

R�spândire. Faeoziomul greic ocup� cu prec�dere partea de est a

României, în Podi�ul Sucevei, Podi�ul Bârladului, Cîmpia Jijiei �i mai rar în

partea de nord a Dobrogei, pe terase, interfluvii, cîmpii înalte, dealuri joase �i

versan�i slabi înclina�i

Materialul parental. Faeoziomul greic s-a format �i a evoluat pe

materiale parentale reprezentate prin depozite loessoide, loessuri, luturi �i uneori

depozite argiloase �i nisipoase.

Vegeta�ia.Vegeta�ia natural� sub care s-au format faeoziomurile greice

este o vegeta�ie de silvostep�, cu un caracter determinat de influen�a climatului

continental est european. Vegeta�ia de fînea�� (în parte des�elenit� pentru arabil)

este format� din Poa pratensis, P. pratensis var. angustifolia, Lolium perenne,

Festuca pratensis, Agropyron repens, Medicago falcata, Lotus corniculatus,

Page 161: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

160

Trifolium repens, Astragalus onobrychis, Taraxacum officinale, Rumex

acetosella, Galim verum, Salvia pratensis, Vicia cracca, �i altele.

Climatul. Faeoziomul greic face tranzi�ia de la cernoziom �i faeoziom

cambic �i argic c�tre argiluvisolurile formate în zonele mai umede ( Pedologie-

curs unic 2005). Precipita�iile medii anuale din zona de formare �i evolu�ie a

faeoziomului greic sunt de circa 610- 640 mm, în timp ce temperaturile medii

anuale oscileaz� între 7°C �i 9°C. Evapotranspira�ia poten�ial� este de aproximativ

630-670 mm anual, eviden�iind un regim hidric percolativ.

Procese pedogenetice. Procesul de solificare în cazul faeoziomului greic,

este orientat la nivelul orizontului Am în sensul unei bioacumul�ri intense cu

formare de humus de tip mull calcic în care predomin� acizii huminici �i o migra-

re atît a coloizilor liberi cît �i a celor depu�i rezultând subiacent un orizont greic

cu eluviere slab� Ame, îmbog��it în particule grosiere rezistente la alterare �i

gr�un�i minerali dezbr�ca�i de pelicula coloidal�. La nivelul orizontului Bt sunt

prezente depuneri peliculare de argil� migrat� din orizonturile supraiacente, atît la

suprafa�a cît �i în interiorul elementelor structurale. CaCO3 este îndep�rtat pe

profil, fiind prezent la nivelul orizontului Cca.

Profilul de sol. Faeoziomul greic prezint� pe profil urm�toarea succesiune

de orizonturi: Am – Ame – Bt - C sau Cca.

Orizontul Am are crome mai mici sau egale cu 2 la materialul în stare

umed�, respectiv oculoare brun� cenu�ie închis�. Grosimea orizontului Am este

de 30- 40 cm.

Orizontul Ame are o culoare brun� cenu�ie mai deschis� decât în orizontul

supraiacent, datorit� eluvierii par�iale a particulelor coloidale �i îmbog��irii

reziduale în gr�un�i de cuar� dezbr�ca�i de pelicula coloidal�. Grosimea

orizontului Ame are o grosime de circa 10-30 cm.

Orizontul Bt (60- 140 cm) are cel pu�in în partea superioar� valori �i crome

mai mici de 3,5 la materialul în stare umed�, respectiv o culoare g�lbui închis�,

care c�tre partea inferioar� a orizontului poate fi brun g�lbuie sau chiar ro�cat�.

textur� fin�, structur� prismatic�.

Orizontul C sau Cca este situat la partea inferioar� a profilului.

Pe profil sunt prezente neoforma�iuni biogene sub form� de coprolite,

cervotocine, culcu�uri �i/ sau l�ca�uri de organisme, cu prec�dere la nivelul

Page 162: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

161

orizontului de bioacumulare, iar în orizontul C sau Cca sunt prezente

neoforma�iuni chimice de CaCO3. Orizontul Bt prezint� frecvente pete de oxizi de

fier �i concre�iuni ferimanganice, cît �i pelicule sub�iri sau moderat de groase de

argil�. În orizontul Ame sunt prezente neoforma�iuni reziduale, reprezentate prin

gr�un�i izola�i de cuar�, dezbr�ca�i de pelicula coloidal�, sau alte particule

minerale rezistente la alterare.

Propriet��i. Textura faeoziomului greic la nivelul orizontului Am este de

obicei lutoas�, luto-nisipoas� sau luto-argiloas�. Structura este glomerular�. În

orizontul subiacent Ame, textura este mai grosier�, iar structura este poliedric�

subangular�. La nivelul acestui orizont sunt prezente frecvente particule nisipoase,

dezbr�cate de pelicula coloidal�. Procentul de argil� în Ame înregistreaz� o u�oar�

sc�dere. La nivelul orizontului Am, humusul de tip mull calcic eviden�iaz� un

con�inut de 3- 4%, cu predominarea acizilor huminici, respectiv o rezerv� de 140-

160 t/ha pe adîncimea de 0- 50 cm. Gradul de satura�ie în baze ajunge la 90% în

Am, dar coboar� pîn� la 65% în Ame, cu predominarea cationului bazic bivalent

de Ca. Valorile pH sunt neutre în Am (6,8) �i moderat-puternic acid în Ame (5,2).

Orizontul Bt prezint� o cre�tere a frac�iunii de argil�, cu un indice de diferen�iere

textural� cuprins între 1,1- 1,6.

Fertilitatea �i folosin�a. Pe ansamblul profilului propriet��ile fizice,

fizico- mecanice, hidrofizice �i de aera�ie sunt relative bune, dar sub nivelul de

favorabilitate al cernoziomurilor argice. Aplicarea unei agrotehnici adecvate �i a

iriga�iilor, permite pe aceste soluri ob�inerea de produc�ii bune �i stabile la culturi

legumicole, plante furajere, etc. Favorabilitate ridicat�, în contextul aplic�rii de

îngr���minte chimice �i organice, prezint� culturile de floarea-soarelui, cartof,

sfecl� de zah�r, in de fuior, plata�ii pomicole �i vi�a de vie .

12.4. Rendzina (Rz)

Solul de tip rendzin� se define�te prin prezen�a la suprafa�a profilului a

unui orizont de bioacumulare de tip Am de culoare închis�, cu crome mai mici sau

egale cu 2 la materialul în stare umed� �i subiacent un orizont de tranzi�ie de tip

AR, Bv, sau AC cu crome �i valori mai mici de 3,5 la materialul în stare umed�,

cel pu�in pe fe�ele elementelor structurale iar la bazaprofilului, prezent între 20 �i

50 cm, un orizont R sau Rn, reprezentat prin roci calcaroase sau prin materiale

parentale calcarifere.

Page 163: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

162

R�spândire. Arealul de r�spîndire a solurilor de tip rendzin� este

reprezentat de regiunile montane, submontane �i de podi� ale României, în

condi�ii de relief caracteristic acestor zone, cu altitudini cuprinse între 200 m-1800

m.

Materialul parental. Materialul parental este calcaros sau bogat în

elemente bazice de tip: calcar �i pietri�uri calcaroase, gips, dolomit �i roci

magmatice �i metamorfice cu caracter bazic �i ultrabazic. Datorit� rocilor de

solificare care sunt masive, consolidate, profilul format prezint� o grosime mic� �i

un con�inut ridicat de schelet. Prezen�a masiv� a materialului scheletic, face ca în

urma prelucr�rii mecanice a acestor soluri, utilajele agricole s� trepideze. Rendzic

în limba polonez� înseamn�: “ a tremura”.

Vegeta�ia. Vegeta�ia natural� sub care se formeaz� �i evolueaz� solul de

tip rendzin�, este cea caracteristic� stepei, podi�urilor, mun�ilor �i etajului

subalpin, în func�ie de altitudinea la care se dezvolt�, deoarece rendzina este un

sol litomorf care ce formeaz� �i evolueaz� în toate zonele climatice, acolo unde se

reg�sesc condi�iile de existen�� a materialului parental sau a rocii generatoare

men�ionate anterior (�t. Puiu-1980).

Climatul. Rendzina se formeaz� �i evolueaz� în condi�iile unui climat care

variaz� de la pu�in umed �i cald, în care media anual� a temperaturii este de circa

11,5°C , cu precipita�ii medii anuale de 400-500 mm �i pîn� la un climat foarte

rece �i umed, caracterizat prin valori ale temperaturii medii anuale de circa 2°C �i

precipita�ii medii anuale de peste 1000 mm.

Procese pedogenetice. În procesul de formare �i evolu�ie a solului de tip

rendzin�, intervine bioacumularea, care pe fondul unui material parental sau a

rocii generatoare de sol, bogat(e) în elemente bazice, determin� formarea la

suprafa�a profilului, a unui orizont de bioacumulare cu caracter molic. Prin

dizolvare treptat�, scheletul calcaros elibereaz� continuu ioni de calciu care

satureaz� complexul adsorbtiv, neutralizînd acizii humici, determinînd formarea

de complexe organo-minerale stabile de humat de calciu.

Profilul de sol. Rendzina prezint� pe profil urm�toarea succesiune de

orizonturi: Am – AR – R.

Orizontul Am are o culoare neagr� pân� la brun cenu�iu-închis, respectiv

crome mai mici sau egale cu 2 la materialul în stare umed�. Textura la nivelul

Page 164: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

163

acestui orizont este lutoas�, iar structura este glomerular� medie. Orizontul Am

prezint� frecvent material scheletic. Grosimea orizontului Am este de 20-30 cm,

ajungînd uneori la 40 cm.

Orizontul AR este constituit din material scheletic �i / sau material solificat

cu însu�iri asem�n�toare materialului din orizontul de bioacumulare, avînd

culoare de orizont Am, cel pu�in în partea superioar�, respectiv valori �i crome

mai mici sau egale cu 3,5 la materialul în stare umed�. Orizontul AR are o

grosime de circa 10-15 cm.

Orizontul R este constituit din materialul parental calcaros consolidat, cu

caracter dolomitic sau gipsic, fisurat �i / sau nefisurat. Orizontul R este prezent în

primii 150 cm �i are o culoare deschis�.

Propriet��i. Rendzinele au textur� lutoas�, luto-argiloas�, argiloas�,

nediferen�iat� pe profil. Structura este glomerular� medie. Rendzina are un

con�inut ridicat de humus, de 5-10%, reprezentat prin humus de tip mull calcic, cu

predominarea acizilor huminici �i un grad de satura�ie în baze ridicat, cuprins între

75% �i 100%. În zona montan� reac�ia este slab acid�, iar în step� �i silvostep�

este slab alcalin�, valorile pH oscilînd între 6,0 �i 7,5.

Subtipuri. Solul de tip rendzin� prezint� urm�toarele subtipuri: rendzina

tipic� ( Am – AR – R ), cu orizont R în primii 150 cm, rendzina cambic� ( Am- Bv

– R ), cu orizont Bv situat subiacent orizontului de bioacumulare �i rendzina litic�

( Am – AR – R ), cu orizont R situate între 20 �i 50 cm.

Fertilitate �i folosin��. Cu toate c� solul de tip rendzin� prezint� un profil

scurt �i are un con�inut mare de material scheletic, datorit� propriet��ilor chimice,

fizice, fizico-mecanice, hidrofizice �i de aera�ie relativ bune, aceste soluri,

utilizate în regim natural pentru silvicultur�, paji�ti �i fîne�e naturale, prin

aplicarea de m�suri ameliorative �i a unei agrotehnici adecvate, pot �i sunt

utilizate în scop agricol. Func�ie de zona climatic� în care se formeaz� �i

evolueaz�, rendzina se preteaz�, atât pentru culturi de câmp cât �i pentru paji�ti,

planta�ii de vii �i pomi precum �i p�duri. Fertilitatea solurilor de tip rendzin� este

superioar� fa�� de cea a solurilor montane, dar mai slab� decât cea a solurilor din

zona de step� �i silvostep�. Factorii limitativi ai fertilit��ii acestor soluri pentru

culturile agricole sunt: volumul edafic util sc�zut (grosime redus� �i con�inut

ridicat de schelet), capacitatea pentru ap� util� sc�zut�; rendzinele se lucreaz�

Page 165: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

164

greu, piesele active se uzeaz� în scurt timp din cauza prezen�ei fragmentelor de

schelet. Se pot ameliora greu prin îndep�rtarea fragmentelor de schelet,

combaterea eroziunii �i fertilizarea cu îngr���minte organice �i minerale

(Pedologie- Curs unic, 2005).

%��2���������02��1

Solurile incluse în clasa luvisoluri, eviden�iaz� ca orizont de diagnoz�, un

orizont de tip Bt, care are o culore cu valori �i crome mai mari de 3,5 la materialul

în stare umed�, începînd din partea superioar� a acestuia. Luvisolurile nu prezint�

orizont de tip Btna, dar pot avea la suprafa�a profilului un orizont de tip O. În

unele cazuri, pot prezenta un orizont de tip y, grefat la nivelul orizontului Bt,

eviden�iind astfel pe profil, un orizont de tip Bty. Niciodat� nu pot avea orizont de

tip W, sau Gr, sau sa, sau na, situat în primii 50 cm ai profilului.

Conform S.R.T.S.-2003, clasa Luvisoluri, include patru tipuri de sol:

Preluvosol, Luvosol, Planosol, �i Alosol.

13.1. Preluvosol (El)�

Preluvosolurile au o morfologie determinat� de prezen�a la suprafa�a

profilului, a unui orizont de bioacumulare de tip Ao, sau Am, urmat subiacent de

un orizont de iluviere de tip Bt, care are o culoare cu valori �i crome mai mari de

3,5 la materialul în stare umed�, începând din partea superioar� a acestuia. Gradul

de satura�ie în baze, este mai mare de 53%. Preluvosolurile, includ fostele soluri

de tip brun argiloiluvial �i brun-ro�cat.

R�spândire. Preluvosolurile sunt r�spândite la altitudini cuprinse între

150 m - 800 m, situate în regiunile de deal, de podi� �i piemont, uneori �i în zona

cîmpiilor înalte, pe suprafe�e diferit fr�mîntate ca intensitate �i care prezint� un

drenaj bun. (Dealurile subcarpatice, Podi�ul Getic cu Pienonturile vestice, Podi�ul

Transilvaniei, Dobrogea de Nord ).

Materialul parental. Proluvosolul s-a format pe materiale parentale care

eviden�iaz� un con�inut ridicat de elemente bazice, în special cationi bazici

�����������

Page 166: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

165

bivalen�i de Ca �i Mg. Materialul parental prezint� o mare diversitate, putând fi

constituit din depozite loessoide, luturi, argile, nisipuri, conglomerate, gresii.

Vegeta�ia. În cazul preluvosolurilor, vegeta�ia natural� dominant� este

reprezentat� prin p�duri de cvercinee: Quercus frainetto (gârni��), Q. cerris (cer),

Q. petraea (gorun), iar în zonele mai înalte apare �i fagul (Fagus silvatica). Sub

vegeta�ia lemnoas� se dezvolt� �i o bogat� vegeta�ie ierboas� vernal�, format� din

Anemone nemorosa, A. ranunculoides, Allium ursinum, Corydalis cava, Scilla

bifolia �i altele, iar dup� înfrunzirea arborilor se dezvolt� plante de umbr� �i

semiumbr� cum sînt: Asperula odorata, Dentaria bulbifera, Carex silvatica, Poa

nemoralis, Polygonatum officinale, Convallaria majalis, Campanula persicifolia

�i altele.

Climatul este temperat continental umed, cu tempraturi medii anuale

cuprinse între 6 oC - 10oC �i precipita�ii medii anuale de 600 mm, pîn� la 1000

mm. Indicele de ariditate are valori cuprinse între 25-50. Evapotranspira�ia este

sub 600 mm. Regimul hidric este de tip periodic percolativ sau percolativ.

Procese pedogenetice. Condi�iile hidrotermice sunt favorabile

mineraliz�rii materiei organice, astfel încât sub ac�iunea bacteriilor �i a

ciupercilor, a avut loc acumularea unei cantit��i medii de humus, de tip mull

forestier, în care acizii huminici �i acizii fulvici au aproximativ aceia�i pondere. În

perioadele umede, prin alterare, se formeaz� minerale argiloase �i hidroxizi de fier

care imprim� orizontului de suprafa��, al�turi de humus, o culoare brun - g�lbui-

ruginiu. Cu toate c� alterarea �i debazificarea ar trebui s� fie intense, relieful cu

drenaj extern bun �i prezen�a elementelor bazice care confer� stabilitate coloizilor,

face ca pe profil s� nu se eviden�ieze un orizont de eluviere.

Profilul de sol. Preluvosolul are un profil în general mai slab dezvoltat

comparativ cu solurile cu care se g�se�te în complex �i prezint� urm�toarea

succesiune de orizonturi: Ao - Bt - Ck sau Cn.

Orizontul Ao are o grosime de 20-30 cm, are culoare brun sau brun-

cenu�iu, textur� mijlocie sau fin�, structur� gr�un�oas� sau poliedric�.

Orizontul Bt are o grosime de 90-130 cm, are culoare brun sau brun-

g�lbui, textur� mijlocie-fin�, structur� prismatic�.

Orizontul Ck apare de la adîncimea de 130-140 cm, are culoare brun-

g�lbui-deschis.

Page 167: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

166

Propriet��i. Preluvosolul este slab diferen�iat textural la nivelul

orizontului Bt. Permeabilitatea solului pentru ap� �i aer este moderat�. Con�inutul

de humus este de circa 3 g%, aprovizionarea cu elemente nutritive moderat�,

reac�ia slab acid�, cu valori pH cuprinse în intervalul 6,0 - 6,4, iar gradul de

satura�ie în baze este de circa 80% - 85%.

Subtipuri. Preluvosolul eviden�iaz� urm�toarele subtipuri: preluvosol

molic (mo), care are la suprafa�a profilului un orizont de bioacumulare, de tip Am,

preluvosol ro�cat (rs), care are un orizont Bt cu peste 50% nuan�e de 7,5 YR în

partea superioar�; preluvosol rodic (ro), care are un orizont Bt cu peste 50%

nuan�e de 5 YR în partea superioar�; preluvosol psamic (ps), prezint� textur�

grosier� cel pu�in în primii 50 cm; preluvosol pelic (pe), prezint� textur� foarte

fin� cel pu�in în primii 50 cm; preluvosol vertic (ys), prezint� orizont vertic Ia

baza orizontului A; preluvosol sîagnic (st), are propriet��i hipostag-nice (orizont

w) în prima jum�tate a profilului; preluvosol gleic (gc), prezint� propriet��i gleice

la baza profilului; preluvosol calcic (ca), prezint� orizont carbonato-acu-mulativ

sau calcic (Cea); preluvosol litic (li), prezint� orizont R între 20- 50 cm;

preluvosol scheletic (qq), format pe materiale cu peste 75% schelet; preluvosol

sodic (ac), prezint� orizont alcalizat sau hiposodic (ac).

Fertilitatea �i folosin�a. Preluvosolurile prezint� însu�iri fizice, chimice,

hidrofizice, �i biologice favorabile dezvolt�rii plantelor. Datorit� zonei de

formare, sunt create condi�ii bune privind asigurarea aprovizion�rii cu ap� a

plantelor. Excesul de ap� din anii ploio�i, cît �i deficitul de ap� din anii seceto�i,

poate fi reglat prin aplicarea lucr�rilor agrotehnice. În cazul suprafe�elor înclinate

puternic �i care eviden�iaz� un drenaj intern �i extern defavorabil, este absolut

obligatorie aplicarea de m�suri antierozionale. Pentru realizarea unor produc�ii

ridicate �i constante, se recomand� aplicarea de îngr���minte chimice �i

organice.Preluvosolurile sunt favorabile culturilor de cîmp: grîu, porumb, sfecl�

de zah�r, leguminoaslor pentru boabe: soia, maz�re, fasole, plantelor furajere �i

legumelor. În cazul preluvosolurilor situate pe versan�i, se recomand� planta�iile

de vi�� de vie �i pomi fructiferi: m�r, p�r, cire�, vi�in, cais, piersic, prun.

13.2. Luvosol (Lv)

Conform S.R.T.S.-2003, luvosolul include ca subunit��i de sol: sol brun

luvic, sol brun ro�cat luvic �i luvisolul albic, care în clasificarea I.C.P.A.-1980, se

Page 168: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

167

reg�seau ca unit��i de sol. Luvosolul eviden�iaz� la suprafa�a profilului, un orizont

de bioacumulare de tip Ao, iar subiacent un orizont de sp�lare, de tip El sau Ea.

Profilul se continu� cu un orizont de îmbog��ire în argil�, de tip Bt. Luvosolul

prezint� un grad de satura�ie în baze mai mare de 53%, cel pu�in la nivelul unui

suborizont din partea superioar� a profilului �i nu prezint� o schimbare textural�

abrupt�, între orizontul E �i orizontul Bt.

R�spândire. Luvosolul este r�spîndit pe suprafe�e depresionare sau plane,

care prezint� un drenaj intern �i extern slab �i sunt situate în zona dealurilor,

podi�urilor �i piemonturilor înalte, la o altitudine de 150m – 800 m, în complex cu

preluvosolul, planosolul �i alosolul. În România, suprafe�e importante, ocupate cu

luvosoluri se g�sesc în Banat, vestul �i centrul Munteniei, Oltenia, Podi�ul Getic,

Piemonturile Vestice, Podi�ul Transilvaniei, Podi�ul Moldovei, Podi�ul Sucevei �i

pe terasele vechi, situate în zonele umede ale cursurilor rîurilor interioare: Jiu, Olt,

Mure�, Some�, Arge�.

Materialul parental. Este alc�tuit din material acid, s�rac sau lipsit de

calciu �i minerale fero-magneziene, reprezentat prin: luturi, nisipuri, argile, gresii,

conglomerate �i material rezultat din dezagregarea �i alterarea rocilor magmatice

�i metamorfice.

Vegeta�ia. Vegeta�ia natural� este alc�tuit� din p�duri de cvercinee

(Quercus) �i fag (Fagus silvatica), cu specii de amestec ca Quercus cerris,

Carpinus betulus, Ulmus procera, U. foliacea, Acer campestre, A. plataniodes,

Tilia cordata, Fraxinus excelsior, Cerasus avium �i altele, arbu�tii Crataegus

monogyna, Evonimus europaea Cornus mas, Rhamnus frangula, Prunus spinosa

�i altele, iar dintre speciile ierboase amintim Luzula albida, Cytisus austriacus,

Genista tinctoria, Polygonatum latifolium, Lamium maculatum, Pulmonaria

officinalis, Asperula odorata, Galium schultesii, Brachipodium silvaticum,

Bromus ramosum, Convallaria majalis �i altele; dintre speciile ierboase acidofile

amintim Luzula albida, Poa nemoralis, Calamagrostis arundinacea care creiaz�

condi�ii favorabile acidifierii.

Climatul. Luvosolul se formeaz� �i evolueaz� în condi�iile unui climat

umed �i r�coros. Temperaturile medii anuale sunt cuprinse între 6°C - 9°C.

Precipita�iile medii anuale, au valori cuprinse între 600mm �i 900 mm. Indicele de

ariditate are valori de 35-60. Evapotranspira�ia este de sub 600 mm, eviden�iindu-

se un regim hidric percolativ.

Page 169: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

168

Procese pedogenetice. Acumularea la suprafa�a profilului a unei volum

mare de ap�, care se men�ine o perioad� lung� de timp, pe fondul existen�ei unui

materialul parental s�rac în elemente bazice, a unui relief plan sau depresionar, cu

drenaj defectuos, cît �i a unei vegeta�ii ierboase �i lemnoase cu caracter acidofil,

determin� o accentuare a manifest�rii proceselelor de debazificare, levigare �i

argilizare, cu eviden�ierea unor procese intense de eluviere-iluviere.

Bioacumularea este redus�, resturile organice vegetale fiind descompuse

predominant sub ac�iunea ciupercilor, cu formarea unei cantit��i reduse de humus,

în care predomin� acizii fulvici. Datorit� alter�rii intense a componentei minerale,

are loc îndep�rtarea coloidului de argil� de la suprafa��, cu acumulare la nivelul

orizontului Bt, unde se eviden�iaz� o diferen�iere textural� pe profil. Debazificarea

�i alterarea intens�, determin� formarea pe profil, supraiacent orizontului de

difern�ire textural�, a unui orizont de eluviere mai mult sau mai pu�in intens�, de

tip El sau Ea, caracterizat printr-o îmbog��ire rezidual� în gr�un�i de cuar�

dezbr�ca�i de pelicula coloidal� �i alte particule minerale rezistente la alterare.

Profilul de sol. Luvosolul prezint� pe profil, urm�toarea succesiune de

orizonturi: Ao – El – Bt – C sau R sau Ao – Ea – Bt – C sau R.

Orizontul Ao are o grosime de 10-20 cm �i o culoare brun, brun-cenu�iu

deschis. Textura este medie ( luto-pr�foas� sau lutoargiloas�). Structura este

granular� slab eviden�iat�. Activitatea biologic� este redus�.

Orizontul El sau Ea are o grosime de circa 20-40 cm �i o culoare cenu�ie,

mai deschis� decît a orizontului supraiacent. Textura este grosier�. Este

nestructurat sau are o structur� plat�. Prezint� o îmbog��ire rezidul� în silice

coloidal�. Activitatea biologic� este foarte redus�.

Orizontul Bt are o grosime de peste 130 cm. Are o culoare brun-g�lbui.

Textura este luto-argiloas�, iar structura este prismatic�-masiv�. Sunt prezente

pelicule de argil�, atît la interiorul, cît �i la exteriorul agregatelor structurale.

Orizontul C este alc�tuit din material rezultat din roca dezagregat�. Nu are

structur� �i de regul� este lipsit de carbona�i. În cazul luvosolurilor formate pe roci

dure, consolidate �i compacte, orizontul C este înlocuit de orizontul R.

Propriet��i. Luvosolul prezint� o difern�ire textural� moderat� �i / sau

puternic�, în special între orizonturile El sau Ea �i Bt. Procentul de argil� în

orizontul Bt este de circa 1,5-2 ori mai mare decât în orizontul El sau Ea. Textura

este luto-nisipoas� sau lutoas� la nivelul orizontului de bioacumulare, luto-

Page 170: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

169

nisipoas�, nisipoas� la nivelul orizontului de eluviere �i luto-argiloas�, uneori

chiar argiloas� la nivelul orizontului de iluviere. Structura este gr�un�oas� slab

dezvoltat� în orizontul Ao, poliedric� sau chiar lamelar� în orizontul El sau Ea �i

prismatic�, bine eviden�iat� în orizontul Bt. Regimul aerohidric este defectuos.

Humusul este de calitate inferioar�, cu predominarea acizilor fulvici ( circa 2 g%,

respectiv o rezerv� de 60- 120 t/ha, pe adîncimea de 0-50 cm ). Valorile pH sunt

în general mai mici de 5 (pH = 4,8-5,8), eviden�iind o reac�ie moderat acid�.

Gradul de satura�ie în baze este mai mic de 50%- 60%. Con�inutul de elemente de

nutri�ie este mic, iar activitatea biologic� �i microbiologic� este redus�.

Subtipuri. Luvosolul poate prezenta urm�toarele subtipuri: luvosol

umbric (um), care are la suprafa�a profilului un orizont de bioacumulare de tip Au;

luvosol ro�cat (rs), care eviden�iaz� pe profil un orizont Bt cu valori �i crome de

7,5YR; luvosol rodic (ro), care prezint� pe profil un orizont Bt cu valori �i crome

de 5YR; luvosol calcic (ca), care are la baza profilului un orizont Cca; luvosol

rezicalcaric (rk), care prezint� din primii 125 cm, un orizont C, cu carbona�i

reziduali; luvosol psamic (ps), care eviden�iaz� cel pu�in în primii 50 cm ai

profilului, o textur� grosier�; luvosol vertic {vs), care prezint� un orizont vertic,

grefat la baza orizontului de bioacumulare; luvosol albic (ab), care are pe profil un

orizont de eluviere, de tip Ea; luvosol glosic (gl), care are un profil de tip:

Ao - Ea - E+B – Bt – C, respectiv prezint� o întrep�trundere a orizonturilor E �i

B, sub forma unor limbi; luvosol planic (pl), care are schimbare textural� brusc�

sau abrupt� între orizontul E �i B, pe o grosime de 7,5-15 cm; luvosol stagnic (st),

care are un orizont w, în prima jum�tate a profilului; luvosol gleic (gc), care are la

baza profilului, un orizont de tip G; luvosol litic (li), la care orizontul de tip R este

situat în intervalul 20cm-50 cm; luvosol scheletic (qq), care are un con�inut în

fragmente de schelet, de peste 75%; luvosol sodic (ac), care eviden�iaz� prezen�a

pe profil a unui orizont hiposodic.

Fertilitatea �i folosin�a. Datorit� propriet��ilor fizice, hidrofizice, fizico-

mecanice, termice �i de aera�ie, cît �i con�inutului relativ redus de substan�e

nutritive, luvosolul are o fertilitate natural� mijlocie spre sc�zut�.Prin aplicarea

unei agrotehnici adecvate, în vederea regl�rii regimului aerohidric, a unor m�suri

hidrotehnice pentru eliminarea excesului de ap� de la suprafa�� sau de compensare

a deficitului de umiditate, prin executarea unor lucr�ri de combatere �i prevenire a

eroziunii, cît �i prin aplicarea de îngr���minte chimice �i organice �i a

Page 171: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

170

amendamentelor calcaroase, luosolurile pot fi cultivate cu grîu, porumb, floarea

soarelui, ov�z, trifoi, maz�re, fasole, cartofi. Rezultate satisf�c�toare se ob�in �i în

cazul p��unilor �i fîne�elor. Planta�iile pomicole �i vi�a de vie au o favorabilitate

redus�.

13.3. Planosol (Pl)

Planosolul este definit prin prezen�a la suprafa�a profilului a unui orizont

de bioacumulare de tip Ao �i subiacent un orizont de eluviere de tip El sau Ea �i

un orizont de iluvire a coloidului de argil�, de tip Bt. Între orizontul E �i orizontul

B se eviden�iaz� o schimbare textural� brusc� sau abrupt�, pe cel mult 7,5 cm.

R�spândire. Planosolul este r�spîndit pe areale depresionare cu un relief

fr�mântat, din zonele de deal, podi� �i piedmont, uneori în zonele de teras� �i

cîmpii umede, pe suprafe�e care prezint� drenaj intern �i extern deficitar, în

asocia�ie cu luvosolul �i alosolul. În România, planosolul se întîlne�te în Podi�ul

Getic, Podi�ul Transilvaniei, Podi�ul Sucevei, Piemonturile vestice, Subcarpa�i,

Depresiunile Baia-Mare �i Oa� �i pe terasele vechi ale Jiului, Oltului, Mure�ului,

Arge�ului.

Materialul parental. Planosolul se formeaz� �i evolueaz� în condi�iile

unui material parental bistratificat, cel superior cu textur� luto-nisipoas�, nisipoas�

�i cel inferior cu textur� argiloas�, s�rac în elemente bazice, constituit din luturi �i

argile.

Vegeta�ia. Planosolurile evolueaz� sub o vegeta�ie natural� format� din

p�duri de cvercinee (Quercus robur, Q. frainetto, Q. petraea) la o altitudine de

200 – 800 m �i fag în care predomin� speciile acidofile. Flora ierboas� acidofil�

este format� din rogoz (Carex pilosa), hor�ti (Luzula nemorosa), mur (Rubus

hirtus), iar dintre arbu�tii acidofili amintim afinul (Vaccinium myrtillus), �i mai

rar meri�orul (Vaccinium vitis idaea), Bruckenthalia spiculifolia, Calluna vulgaris

�i altele.

Climatul. Planosolul evolueaz� în condi�iile unui climat umed �i r�coros,

caracterizat prin temperature medii anuale, cuprinse între de 6°C- 10°C �i

precipita�ii medii anuale de 600mm- 1000 mm. Indicele de ariditate are valori

de34– 55. Evapotranspira�ia poten�ial� prezint� valori inferioare nivelului de

precipita�ii din zona de formare �i evolu�ie, eviden�iindu-se astfel un regim hidric

percolativ.

Page 172: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

171

Procese pedogenetice. Întensitatea procesului de bioacumulare este

redus�, cu formarea unei cantit��i mici de humus ( circa 2 g% ), de calitate slab�,

cu predominarea acizilor fulvici. Condi�iile climatice, caracterul acidofil al

vegeta�iei, cît �i lipsa sau cantitaatea redus� de elemente bazice la nivelul

materialului parental, fac ca procesele de debazificare, alterare �i eluviere, s� se

manifeste cu intensitate, cu eviden�ierea pe profil a unor orizonturi specifice.

Profilul de sol. Planosolul prezint� urm�toarea morfologie: Aow - Elw -

Btw - C.

Orizontul Aow are o gosime mai mic� de 25 cm �i o culoare cenu�iu-brun-

deschis, cu pete de oxidare �i de reducere, datorit� stagnogleiz�rii. Textura este

lutoas� sau luto-argiloas�. Eviden�iaz� o structur� granular� bine dezvoltat�.

Orizontul Elw are o grosime de 10- 30 cm �i o culoare cenu�iu-deschis,

datorit� gr�un�ilor de cuar� dezbr�ca�i de pelicula coloidal� �i cu frecvente pete

cenu�ii- vine�ii de stagnogleizare. Textura este lutoas� sau luto- nisipoas�.

Structura este plat� slab format�, sau este lipsit de structur�

Orizontul Btw are o grosime de peste 150 cm �i o culoare brun sau brun-

g�lbui �i prezint� cel pu�in în jum�tatea superioar� frecvente pete de

stagnogleizare. Textura este argiloas� sau argilo- lutoas�. Structura este masiv�-

bolov�noas� la materialul în stare uscat�. Eviden�iaz� pelicule de argil� la

suprafa�a �i în interiorul agregatelor structurale, cît �i numeroase concre�iuni de

fier �i mangan de diferite m�rimi (bobovine).

Orizontul C este present de regul� sub adîncimea de 160 cm- 180 cm �i

este reprezentat prin materialul parental, care de regul� nu este afectat de procesul

de solificare.

Propriet��i. Planosolul prezint� diferen�iere textural� clar� pe profil,

deoarece con�inutul de argil� la nivelul orizontului Bt este de peste 2 ori mai mare

decît la nivelul orizontului supraiacent. În cazul planosolului între orizontul de

eluviere �i cel iluvial, are loc o schimbare textural� abrupt�, pe mai pu�in de 7,5

cm. Prezen�a prelungit� a excesului de umiditate, determin� grefarea la nivelul

orizonturilor de pe profil, a orizonturilor de stagnogleizare. Planosolul este un sol

cu compactitate ridicat� �i care prezint� o permeabilitate foarte redus� pentru ap�

�i aer. Con�inutul de humus este sc�zut, de circa 1,5 g%- 2 g%, respectiv o rezerv�

de 60 t/ha– 120 t/ha, cu predominarea acizilor fulvici asupra acizilor huminici.

Calitatea slab� a humusului, determin� o aprovizionare redus� cu elemente

Page 173: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

172

nutritive. Reac�ia planosolului este acid�, cu valori pH de 4- 5,5. Lipsa

elementelor bazice la nivelul materialului parental, determin� valori sc�zute ale

gradului de satura�ie în baze, care este mai mic de 60. Activitaea biologic� �i

microbiologic� este foarte redus�.

Subtipuri. S.R.T.S. – 2003, indic� pentru planosol, urm�toarele subtipuri:

planosol albic (ab), la care orizontul de eluviere are o grosime de minimum 10 cm

�i este de tip Ea; planosol vertic (vs), care la baza orizontului de bioacumulare,

prezint� orizont vertic; planosol stagnic (st), care eviden�iaz� în jum�tatea

inferioar� a profilului, un orizont W; planosol solodic (ac), care are pe profil un

orizont de tip Btac.

Fertilitatea �i folosin�a. Datorit� propriet��ilor fizice, chimice, fizico-

mecanice, hidrofizice �i de aera�ie deficitare, planosolul are o fertilitate natural�

slab�.Prin aplicarea de m�suri ameliorative ce constau în lucr�ri profunde de

afînare �i scarificare, în vederea elimin�rii excesului de umiditate, prin fertilizare

organic� �i mineral� pentru ridicarea aprovizion�rii cu principalele elemente de

nutri�ie �i prin aplicarera de amendamente calcaroase pentru corectarea reac�iei

acide, aceste soluri sunt cultivate cu plante care au o înr�d�cinare superficial�. În

general sunt utilizate în silvicultur� sau sunt ocupate de p��uni �i fînea�e. Datorit�

compactit��ii ridicate nu sunt recomandate în vederea înfiin��rii de planta�ii

pomicole, sau pentru vi�a de vie.

13.4. Alosol (Al)

Alosolul ca de tip de sol este sinonim alosolurilor din Baza mondial� de

referin�� (WRBSR), fiind introdus de S.R.T.S. – 2003. Alosolul este caracterizat

prin prezen�a la suprafa�a profilului a unui orizont de bioacumulare de tip Ao sau

Au �i subiacent un orizont de eluviere, de tip El, sau de orizont îmbog��it în argil�,

de tip Bt, care eviden�iaz� propriet��i alice în intervalul 25 cm �i 125 cm adâncime

pe cel pu�in 50 cm grosime, sau pe cel pu�in jum�tate din orizont, în cazul în care

materialul parental sau roca generatoare de sol sunt situate la mic� adâncime. În

unele cazuri, la suprafa�a profilului poate fi present un orizont organic

nehidromorf, de tip O. Prezen�a excesului pluvial de ap� stagnant�, la nivelul unor

orizonturi de pe profil, determin� uneori, manifestarea sub adîncimea de 50 cm, a

unor propriet��i stagnice intense sau moderate.

Page 174: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

173

Propriet��ile alice caracterizeaz� materialele acide cu con�inut ridicat de Al

schimbabil, care au mai mult de 24 me /100 g argil� satura�ie în Al din capacitatea

total[ de schimb cationic, respectiv (Al/T) • 100, mai mare de 60% �i o reac�ie în

KC1 sau CaCl2, cu valori pH mai mici de 4.( D. Vasile- 2005).

R�spândire. Alosolul ocup� suprafe�e pleistocene, cu aspect depresionar

sau plan, uneori înclinate, situate în zona dealurilor, podi�urilor, piemonturilor

înalte �i în zona montan�. Alosolul se g�se�te în asocia�ie cu preluvosolul,

luvosolul �i planosolul, spre zone mai înalte, caracterizate prin temperaturi mai

coborîte �i precipita�ii mai intense .

Materialul parental. Prezen�a argilelor, a luturilor, a conglomeratelor �i a

gresiilor, care eviden�iaz� un con�inut redus elemente bazice �i ridicat de aluminiu

schimbabil, face ca materialul parental pe care s-au format �i au evoluat

alosolurile, s� aib� un caracter puternic acid �i s� prezinte un con�inut mare de Al

schimbabil.

Vegeta�ia. Vegeta�ia natural� este, în cea mai mare parte, acidofil� �i

puternic acidofil�. Vegeta�ia lemnoas� este foarte eterogen� fiind format� din

p�duri de fag, de gorun, de fag în amestec cu gorun: (Fagus silvatica, Quercus

dalechampii, Q. polycarpa, Q. Petraea, la care se adaug�: Tilia tomentosa,

Fraxinus excelsior, Carpinus betulis, Ulmus foliacea, Acer campestre �i altele;

dintre arbu�ti men�ion�m: Crataegus monogyna, Cornus mas, Cornus sanguinea,

Rhamnus frangula, Prunus spinosa, Rosa canina, Ligustrum vulgare, Evonymus

verrucosa �i altele iar dintre speciile ierboase Brachipodium silvaticum, Melica

uniflora, Dactylis glomerata, Luzula nemorosa, Botriochloa ischaemum, Festuca

sulcata, F. valesiaca, Cytisus austriacus, Genista tinctoria, pecetea lui Solomon –

Polygonatum latifolium, pochivnicul – Asarum europaeum, mierea ursului –

Pulmonaria officinalis, vinari�a – Asperula odorata, obsig� – Bromus ramosum,

firu�a de p�dure – Poa nemoralis �i altele.

Climatul. Comparativ cu luvosolul, alosolul se formeaz� �i evolueaz� în

condi�iile unui climat mai umed �i mai r�coros, caracterizat prin temperaturi medii

anuale cuprinse între 5°C- 8°C �i precipita�ii medii anuale de 600mm- 1000 mm.

Indicele de ariditate are valori de 35- 60. Evapotranspira�ia este de sub 600 mm,

eviden�iindu-se un regim hidric percolativ.

Page 175: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

174

Procese pedogenetice. Bioacumularea se manifest� cu intensitate redus�,

astfel încît rezult� o cantitate mic� de humus, de calitate slab�, în care predomin�

acizii fulvici. Pe fondul reliefului depresionar, a materialelor parentale s�race în

elemente bazice, a vegeta�iei cu caracter acidofil �i a unui exces de ap�, procesele

de debazificare �i eluviere sunt intense, astfel încît solul format a fost supus unor

procese îndelungate de alterare chimic�. Coloidul de argil� este antrenat în mare

parte la nivelul orizontului Bt, unde este depus sub form� pelicular�. Prin

debazificarea complexului coloidal, are loc o îmbog��ire a solului în ioni de

aluminiu, determinînd astfel o accentuare a acidifierii solului. Con�inutul ridicat în

aluminiu extractibil, de peste 35% din capacitatea total� de schimb cationic,

eviden�iaz� un grad de satura�ie în aluminiu de peste 60% / T �i o reac�ie acid�

foarte puternic acid�, respective valori pH mai mici de 4. Procesele pedogenetice

au determinat o transformare mai intens� a substratului mineral, astfel încît, acesta

prezint� un con�inut sc�zut în mineralele primare alterabile, iar alterarea

mineralelor silicatice bistratificate de tip 2:1 trece în stadiul de degradare sau

mobilizare a Al.( D. Vasile – 2005).

Profilul de sol. Alosolul prezint� pe profil, urm�toarea succesiune de

orizonturi: Ao - EI - Bt - C .

Datorit� alter�rii �i debazific�rii intense, coloizii de humus �i argil� au fost

în parte eluvia�i, eviden�iind la nivelul orizontului Ao, o îmbog��ire rezidual� în

gr�un�i de cuar� dezbr�ca�i de pelicula coloidal� �i de silice coloidal�, motiv

pentru care orizontul Ao are o culoare deschis�, respectiv cenu�iu sau cenu�iu-

brun. Grosimea orizontului Ao este de 10- 20 cm. Textura este lutoas� sau luto-

argiloas�, iar structura este granular� mic�, sau poliedric�, slab dezvoltat�.

Orizontul El, este s�r�cit în coloizi organo-minerali, eviden�iind un

con�inut mai ridicat în silice coloidal�, comparativ cu orizontul supraiacent.

Textura este lutoas� sau luto-argiloas�, iar structura este plat�, slab format�. Are o

grosime de circa 30 - 40 cm.

Orizontul Bt este dezvoltat puternic, avînd o grosime de peste 180 cm.

Textura este argilo-lutoas�, argiloas�, iar structura este prismatic� masiv�.

Culoarea acestui orizont este brun-g�lbui, pe fondul unor pete frecvente de

pseudogleizare în prima parte a orizontului. Eviden�iaz� pelicule de argil� la

suprafa�a �i în interiorul agregatelor structurale, cît �i numeroase concre�iuni de

fier �i mangan de diferite m�rimi (bobovine).

Page 176: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

175

Orizontul C este situat la baza profilului, de regul� sub adîncimea de 200

cm. Textura este diferit�, în func�ie de natura materialului parental. Este lipsit de

structur� �i nu eviden�iaz� prezen�a carbona�ilor.

Propriet��i. Alosolul este un sol rece �i compact, care prezint� o per-

meabilitate redus� pentru ap� �i aer �i care în general se prelucreaz� greu.

Humusul este de calitate inferioar�, cu predominarea acizilor fulvici. Alosolul

prezint� o aprovizionare slab� în elemente de nutri�ie. Reac�ia alosolului este

puternic acid�, cu valori pH de 4 - 4,5. Gradul de satura�ie în baze prezint� valori

situate în general sub 53%. Aciditatea hidrolitic� este mare. Prezen�a ionilor de

aluminiu mobil, care sunt toxici, pe fondul manifest�rii fenomenelor de

imobilizare a fosforului, determin� formarea în sol, a fosfa�ilor insolubili de

aluminiu �i fier. Activitatea biologic� �i microbiologic� este slab�..

Subtipuri. Alosolul eviden�iaz� prezen�a urm�toarelor subtipuri: alosol

umbric (um), care are la suprafa�a profilului un orizont de bioacumulare de tip Au;

alosol preluvic (el), care nu prezint� pe profil un orizont de eluviere; alosol albic

(ab), la care eviden�iaz� pe profil un orizont de eluviere de tip Ea; alosol stagnic

(st), care are în prima jum�tate a profilului un orizont w; alosol cambi-argic (cr),

la care orizontul B prezint� în partea superioar� caractere cambice, iar partea în

partea inferioar�, caractere argice; alosol litic (li), la care caracterul litic este

present în intervalul 20 cm -50 cm; alosol scheletic (qq), care prezint� peste 75%

schelet.

Fertilitatea �i folosin�a. Datorit� propriet��ilor fizice, chimice �i de

troficitate pu�in favorabile, fertilitatea natural� a alosolului, este redus�. Reac�ia

acid� �i con�inutul ridicat de Al mobil, fac ca aceste soluri, în condi�ii naturale, s�

fie ocupate cu p��uni �i fîne�e, sau s� fie utilizate în silvicultur�, cu specii

tolerante la aceste condi�ii ecologice. Ameliorarea alosolurilor, în scopul utiliz�rii

agricole, implic� m�suri agroameliorative de aplicare a amendamentelor

calcaroase, pentru corectarea acidit��ii puternice �i mic�orarea con�inutului în Al

mobil, cît �i de prelucrare profund� prin scarificare, în vederea corect�rii per-

meabilit��ii reduse pentru ap� �i aer a solului. În cazul alosolului, aportul de

elemente de nutri�ie, determinat prin aplicarea de îng���minte chimice pe baz� de

azot, fosfor �i potasiu, cît �i a îngr���mintelor organice fermentate, determin�

Page 177: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

176

deasemenea ridicarea fertilit��ii. Nu sunt recomandate pentru înfiin�area

planta�iilor viti-pomicole.

%��!���������0!�21

S.R.T.S-2003, include în clasa Pelisoluri, dou� tipuri de sol: pelosolul �i

vertosolul. Caracterele de diagnoz� ale solurilor din aceast� clas�, sunt prezen�a pe

profil a orizontului pelic (z) sau a orizontului vertic (y), cu limit� superioar� înca-

drat� între 0-20cm �i a c�ror limit� inferioar� de adîncime este de peste100 cm. În

cazul solurilor cu folosin�� arabil, limita superioar� de adâncime a orizonturilor y

�i z, reprezint� limita de adâncime a stratului arabil. Solurile din clasa Pelisoluri,

nu eviden�iaz� propriet��i stagnice intense (W), propriet��i gleice (Gr) sau

propriet��i salsodice intense (sa sau na), în primii 50 cm ai profilului de sol.

14.1. Pelosol (Pe)

Pelosolul a fost introdus ca unitate distinct�, de S.R.T.S-2003. Caracterul

diagnostic al pelosolului, este dat de prezen�a pe profil, în intervalul de la

suprafa�a terenului sau adâncimea stratului arat �i pîn� la o adîncime de peste 100

cm, a unui orizont pelic (z), a c�rui agregate structurale sunt prismatice sau

poliedrice �i uneori prezint� fe�e de alunecare. Orizontul z, are o împachetare

strîns� �i este plastic în stare umed�, iar în stare uscat�, prezint� cr�p�turi largi �i

adînci.

R�spândire. Pelosolul este r�spîndit pe terenuri u�or depresionare �i

ml��tinoase,cu altitudini cuprinse între 100m �i 600 m, din Câmpia aluvial�

Timi�-Bega, Depresiunea Oltului, Depresiunea Jijia-Bahlui, fiind asociat în

teritoru cu vertosoluri1e sau alte soluri argiloase. N.Florea- 2004, indic� la

nivelul României, o suprafa�� de circa 310.000 hectare, ocupat� cu pelosoluri.

Materialul parental, este constituit din depozite fluvio-lacustre cu textur�

fin� �i din minerale argiloase.

Vegeta�ia. Vegeta�ia acestor zone este forestier� (subzona p�durilor de

stejar – Quercus petraea, Q. robur), sau ierboas�, caracteristic� silvostepei, care

�����������

Page 178: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

177

alterneaz� cu plante cultivate (grîu, secar�, porumb, fasole, lucern�) prin

modificarea categoriilor de folosin��. Distribu�ia r�d�cinilor plantelor cultivate

este relativ uniform� în partea superioar� a profilului �i preferen�ial� pe pere�ii

fisurilor.

Climatul. Precipita�iile medii anuale, sunt cuprinse în intervalul 550mm �i

850 mm, iar temperaturile medii anuale, oscileaz� între 6-10°C. Zona de formare

�i evolu�ie a pelosolurilor, prezint� o alternan�� a intervalelor umede, cînd are loc

gonflarea solului, cu intervale uscate, cînd are loc contrac�ia solului, cu formarea

fisurilor. Predominarea în sol a mineralelor neexpandabile, face ca amplitudinea

de varia�ie, pentru l�rgirea fisurilor, s� fie redus�.

Procese pedogenetice. În cazul pelosolului, solificarea este determinat� de

procese de bioacumulare, stagnogleizare �i de procesele alternative �i repetate de

gonflare-contrac�ie a mineralelor argiloase. Con�inutul ridicat de argil�, de peste

45%, determin� acumularea la suprafa�a profilului, a materiei organice moderat

humificate �i formarea de complexe argilo-humice. Intensitatea procesului de

mineralizare, la interiorul elementelor structurale delimitate de fisuri1e formate,

este relativ redus�. În zonele umede, pe materiale cu textur� fin�, în absen�a

perioadelor foarte secetoase, nu se formeaz� fe�e de alunecare discontinue

caracteristice orizontului pelic. (Pedologie-Curs unic, 2005).

Profilul de sol. Pelosolul prezint� pe profil, urmatoarea succesiune de

orizonturi: Ao -ABz-Bzw - BzGr.

Orizontul Ao are o grosime de 15-30, textur� fin�-mijlocie, structur�

poliedric� �i o culoare brun-cenu�iu. Orizontul Ao, este str�b�tut de o retea deas�

de radacini, iar în anotimpul secetos eviden�iaz� cr�p�turi de circa 1- 2 cm

largime.

Orizontul ABz are grosime de 15- 20 cm, textur� mijlocie- fin�, structur�

poliedric� angular� mare �i medie �i are o culoare brun-cenu�iu. Are aspect

compact, prezint� separa�ii ferimanganice �i bobovice mici, iar în anotimpul

secetos, prezint� crapaturi.

Orizontul Bzw are o grosime de circa 60- 80 cm, textur� argiloas�,

structur� poliedric� mare sau masiv� �i o culoare brun închis. Prezint� bobovine

ferimanganice. Este foarte dens �i compact. Eviden�iaz� cr�p�turi de pîn� la 1- 2

cm l�rgime.

Page 179: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

178

Orizontul BzGr este situat la baza profilului, are textur� mijlocie- fin�,

structur� masiv� �i o culoare cenu�iu oliv. Prezint� concre�iuni calcaroase �i

bobovine mari. Este lipsit de r�d�cini.

Propriet��i. Pelosolul are o textur� argiloas�. Con�inutul de humus este de

circa 3- 5 g%. Pelosolul prezint� o aeratie deficitar� �i o permeabilitate sc�zut�

pentru ap� �i aer la nivelul tuturor orizonturilor. În anotimpul secetos, datorit�

fisurilor profunde care apar în sol, are loc o umezire neuniform� la nivelul

agregatelor structurale. Pelosolul este un sol greu �i rece, care opune rezisten��

ridicat� la prelucrare. Datorit� con�inutului mare de ap� re�inut�, intervalul optim

pentru efectuarea lucr�rilor agricole este scurt. Reactia solului este slab acid� pân�

la slab acalin�, cu valori pH cuprinse între 5,8- 8,4. Con�inutul ridicat de argil� �i

humus, determin� o mare capacitate de schimb cationic, de 26- 35 mg/ 100 g sol.

Predominarea mineralelor argiloase de tip illit, la nivelul orizontului pelic, face ca

la nivelul aceluia�i con�inut de argil�, m�rimea capacit��ii de schimb cationic, s�

fie mai mic� în orizontul pelic decât în orizontul vertic.

Subtipuri. Pelosolul prezint� urm�toarele subtipuri: pelosol tipic (Ao -

ABz - Bzw - BzG), pelosol brunic, care prezint� o culoare deschis� la nivelul

orizontului de bioacumulare, respectiv crome mai mari de 2, pelosol argic (Ao –

ABz - Btzw - BzG), pelosol gleic, care are propriet��i gleice, în intervalul 50 cm-

100 cm, pelosol stagnic, care eviden�iaz� propriet��i hipostagnice în primii 100

cm sau în intervalul 50 cm- 200 cm.

Fertilitatea �i folosin�a. Pelosolul eviden�iaz� o fertilitate natural� relativ

sc�zut�, fiind încadrat în clasele a-III-a sau a -IV- a de pretabilitate pentru arabil �i

în clasele III- V de pretabilitate silvic�.

Pelosolurile este folosit ca fânea�� sau ca arabil, fiind cultivate cu cereale

�i plante furajere (lucern�, trifoi in amestec cu graminee), dup� aplicarea de

m�suri ameliorative.

14.2. Vertosol (Vs)

Vertosolul este cunoscut �i sub denumirea de vertisol, cernoziom argilos,

l�covi�te asfaltoid�, cernoziom compact, sol zlotoas, morogan, smolni��.

Vertosolul are ca orizont de diagnoz� un orizont vertic, situat între suprafa�a

solului sau adâncimea ar�turii �i cel pu�in 100 cm adîncime, care prezint� în

Page 180: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

179

partea superioar� �i mijlocie a profilului, un con�inut de minim 30% argil�,

predominant smectitic�. Prezen�a fe�elor de alunecare este obligatorie.

R�spândire. Vertosolul se g�se�te dispersat, pe suprafe�e restrînse, la

altitudini cuprinse între 100m �i 600m, în condi�ii de relief depresionar de cîmpie

umed� �i semiumed�, de podi� �i premontan de piemont, din nordul Câmpiei

Române, Cîmpia de Vest, Cîmpiile piemontane �i Dealurile Banatului �i

Cri�urilor, Cîmpia Jijiei, Câmpia Moldovei, Podi�ul Getic, Podi�ul Transilvaniei.

Materialul parental. Este constituit din argile gonflante. Prin umezire,

con�inutul de peste 30% argil�, frecvent peste 50%, predominant gonflant�,

determin� o m�rire foarte mare de volum.

Vegeta�ia. Vegeta�ia natural� sub influen�a c�reia s-au format �i au evoluat

vertosolurile, a fost o vegeta�ie higrofil�, peste care ulterior s-a instalat o vegeta�ie

ierboas� specific� stepei �i/ sau de p�dure (gârni�� - Quercus frainetto, stejar �i

fag). În prezent vegeta�ia natural� a fost înlocuit� prin schimbarea categoriei de

folosin��.

Climatul. Conditiile climatice se caracterizeaz� prin precipita�ii medii

anuale a c�ror valori sunt cuprinse în intervalul 500 mm- 900 mm �i cu

temperaturi medii anuale care oscileaz� între 5°C -9°C. În formarea vertosolurilor,

condi�ia climatic� de alternan�� a perioadelor umede, cu cele uscate, este esen�ial�.

Procese pedogenetice. Solificarea vertosolului este determinat� de

ac�iunea proceselor de bioacumulare, automulcire �i de alternan�a contrac�ie-

gonflare.

Bioacumularea este caracterizat� prin acumulare mai mic� sau mai mare a

humusului,de obicei calcic, de la suprafa�a profilului, pîn� la adîncimea de 100-

130 cm.

Din combinarea humusului cu mineralele argiloase �i cu oxizii de fier, se

formeaz� compu�i organo- minerali.

Datorit� alternan�ei repetate dintre starea uscat� �i cea umed�, în primii 5 -

10 cm se formeaz� un strat afânat de mulci, constituit din agregate structurale

poliedrice dure, proces denumit automulcire. Alternan�a anotimpurilor secetoase

cu cele umede, pe fondul unui con�inut ridicat de minerale argiloase cu re�ea

extensibil�, determin� manifestarea proceselor de contrac�ie- gonflare. În lipsa

apei, are loc contrac�ia solului, cu formare de fisuri �i cr�p�turi adînci care ajung

Page 181: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

180

pîn� la adâncimea de 120 cm, în care sunt antrenate �i depuse o parte din

agregatele structurale din stratul de mulci.

Prezen�a apei, determin� o umezire, urmat� de închiderea cr�p�turilor �i a

fisurilor. Umezirea, determin� intensit��i �i orient�ri diferite a presiunilor generate

de gonflare.

Presiunea foarte puternic� exercitat� în urma gonfl�rii argilei determin�

alunecarea, frecarea, presarea agregatelor structurale, unele peste altele, rezultând

suprafe�e de alunecare lustruite �i oblice, cu înclinare de 10°- 60° fa�� de planul

vertical.(Pedologie-Curs unic, 2005). Contrac�iile �i gonfl�rile succesive ale

solului, determin� manifestarea procesului de vertisolaj, cu apari�ia oglinzilor de

fric�iune, sau oglizi de alunecare, sau oglinzi de vertisolaj, avînd ca rezultat,

apari�ia unui microrelief caracteristic de "gilgai" sau de "co�cove’’ (N.Bucur-

1960).

Experimental, manifestarea procesului de vertisolaj, a fost pus în eviden��

prin pozarea în sol, la adîncimi diferite, a unor bile de material plastic de culori

diferite, care în timp s-au deplasat pe profilul solului.(�t.Puiu-1980).

Profilul de sol. Vertosolul tipic, eviden�iaz� pe profil, urm�toarea

succesiune de orizonturi: Ay - By - C.

Orizontul Ay este mai sub�ire în zonele umede �i mai gros în zonele cu

umiditate mai redus�, grosimea oscilînd între de 20- 50 cm. Culoarea este brun-

închis, neagru-cenu�iu cu reflexe metalice. Textura este argiloas�, iar structura

este poliedric� în primii 0- 5 cm, devenind bulg�roas� c�tre limita inferioar� a

orizontului.

Orizontul By are o grosime de circa 30- 80 cm �i prezint� o culoare brun-

închis, brun- g�lbui sau brun ruginiu. Textura este argiloas�, iar structura este

sfenoidal�, eviden�iind oglinzi de alunecare oblice. La nivelul orizontului By, sunt

prezente concre�iuni ferimanganice.

Orizontul C este situat la peste 100 cm adîncime. Are culoare brun- g�lbui

cu pete ruginii sau ro�ietice. Textura este argiloas�, iar structura masiv�.

Propriet��i. Vertosolul este un sol greu �i rece �i care, datorit�

compactit��ii, opune rezisten�� ridicat� la prelucrare mecanic�. Vertosolul are o

textur� argiloas�, argilolutoas� sau lutoargiloas�, eviden�iind peste 45% argil�.

Con�inutul de humus este relativ sc�zut, acesta fiind de 1 g%- 4 g%, ceea ce

eviden�iaz� o rezerv� de 60- 160t/ha, pe adîncimea de 0- 50 cm. Capacitatea de

Page 182: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

181

schimb cationic este ridicat�, fiind de 30- 40 me la 100 g de sol. Gradul de

satura�ie în baze este de 80- 95%. Reac�ia solului este slab acid�- neutr�, cu valori

pH cuprinse între 6- 7.

Subtipuri. Vertosolul prezint� urm�toarele subtipuri: vertosol tipic,

vertosol brunic, la care orizontul de suprafa�� prezint� crome mai mari de 2,

vertosol stagnic, care eviden�iaz� propriet��i hipostagnice în primii 100 cm sau în

intervalul 50 �i 200 cm, vertosol gleic, care are propriet��i gleice în intervalul 50

�i 100 cm, vertosol nodulocalcaric, care prezint� în primii 100 cm, noduli

calcaro�i disemina�i în masa soului, vertosol salinic, care are un orizont hiposalic

în primii 100 cm sau un orizont salic, în intervalul 50 �i 100 cm, vertosol, sodic,

care prezint� un orizont hiposodic în primii 100 cm sau un orizont natric în

intervalul 50 �i 100 cm.

Fertilitatea �i folosin�a. Datorit� faptului c� umiditatea optim�, necesar�

efectu�rii lucr�rilor solului, se men�ine un interval de timp limitat, vertosolul este

denumit �i sol de minut, astfel încît, num�rul zilelor în care solul poate fi

prelucrat, este relativ redus. Propriet��ile fizice defavorabile, aprovizionarea slab�

cu elemente de nutri�ie, necesare cre�terii �i dezvolt�rii plantelor, cît �i activitatea

microbiologic� deficitar�, determin� o fertilitate natural� redus�. Factorii

limitativi ai fertilit��ii, pot fi îmbun�t��i�i prin lucr�ri hidropedoameliorative:

ar�tur� adînc�, afînare adînc�, aplicarea de îngr���minte chimice �i

organice,modelarea terenului în benzi cu coame, executarea de canale de desecare,

pozarea de drenuri absorbante. Dup� ameliorare sunt utilizate ca p��uni. Nu sunt

recomandate pentru pomi, vie �i culturi legumicole.

%������������0�341

Sistemul Roman de Taxonomie a Solurilor (2003), include în aceast� clas�

un singur tip de sol, respectiv andosolul, caracterizat prin prezen�a pe profil a

orizontului andic, în lipsa orizontului spodic.

����������

Page 183: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

182

15.1. Andosol (An)

Andosolul eviden�iaz� la suprafa�a profilului un orizont de bioacumulare,

de tip Au, Ao, Am �i subiacent un orizont intermediar de asociere, de tip A/C,

A/R, sau Bv , care prezint� propriet��i andice pe cel pu�in 30 cm grosime,

începand din primii 25 cm ai profilului de sol. În unele cazuri, la suprafa�a

profilului, andosolul, poate eviden�ia prezen�a unui orizont organic hidromorf sau

nehidromorf, de tip O sau T.

Raspândire. Andosolurile sunt raspîndite pe forme de relief puternic

fragmentate, reprezentate prin culmi, versan�i, platforme înalte, la altitudini

cuprinse între 1000m �i 1800 m, în Carpa�ii Orientali (Mun�ii Gutîi, C�liman,

Gurghiu, Harghita, �ible�) �i în masivul Vladeasa din mun�ii Apuseni.(�t.Puiu-

1980).

Materialul parental. Stratul litologic de suprafa��, este alcatuit din tufuri

vulcanice sau alte roci eruptive efusive, cu un continut ridicat de minerale care se

altereaz� u�or. Materialul parental caracteristic acestor soluri provine din alterarea

pe grosime de 1,5 m, a mineralelor primare din rocile vulcanice, în special

piroclastice, reprezentate prin blocuri,piatr� ponce, tufuri �i cenus� vulcanic�, dar

�i efuzive, de tip: dacite, riolite, andezite s.a. (Pedologie-Curs unic, 2005).

Vegeta�ia. Vegeta�ia natural� este alc�tuit� din p�duri de molid în care se

g�sesc exemplare rare de paltin, ulm de munte (Ulmus montana), plop tremur�tor

(Populus tremula), mesteac�n (Betula verrucosa), brad (Abies alba) �i altele, iar

dintre arbu�ti, salba moale (Evonymus europaea), tulichina (Daphne mezereum),

Sambucus racemosa, S. nigra, �i altele; stratul ierbos este format din Actaea

spicata, mierea ursului (Pulmonaria rubra), s�ni�oar� (Sanicula europaea),

trep�d�toare (Mercurialis perennis), ciocul berzei (Geranium robertianum),

laptele cîinelui (Euphorbia amygdaloides), ferigi (Dryopteris filix mas) �i altele.

Pe o fî�ie destul de lat� se g�sesc p�duri de amestec cu molid, brad �i fag a

c�ror compozi�ie floristic� con�ine elemente floristice din p�durile de conifere �i

din cele de fag. În etajul subalpin (1600 – 1800 m altitudine), ele s-au format

datorit� unei vegeta�ii de tuf�ri�uri: Pinus montana, Juniperus sibirica,

Rhododendron kotskyi, Vaccinium myrtillus, V. vitis idaea �i altele.

Climatul. Condi�iile climatice din zona de formare �i evolu�ie a

andosolului, sunt caracterizate prin precipita�ii medii anuale cuprinse între 1000-

Page 184: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

183

1200 mm �i cu temperaturi medii care oscileaza între 3- 8� C. Regimul hidric este

percolativ repetat , iar indicele de ariditate este mai mare de 75.

Procese pedogenetice. În conditiile unui climat rece si umed, resturile

oraganice cu caracter acidofil, se descompun lent, în special sub ac�iunea

ciupercilor �i rezult� un humus brut �i acid, bogat în acizi fulvici. Acizii fulvici,

intr� în reac�ie cu hidroxizii de aluminu �i fier �i cu oxizii de siliciu (allofane),

determinînd formarea de compu�i complexi stabili, greu solubili sau insolubili.

Minerealizarea �i migrarea compu�ilor organici din aceste complexe este redus�,

determinînd acumularea componentei organice (14- 20%) .

Specificul solific�rii în cazul andosolului, îl constituie formarea

materialului amorf. Rocile magmatice piroclastice �i unele dintre ele efusive, pe

seama c�rora se formeaz� materialele parentale ale andosolurilor, sunt alc�tuite

din minerale (îndeosebi silica�i) necristalizate. Din alterarea unor astfel de roci nu

mai rezult� decât în mic� m�sur� materiale coloidale cristalizate, predominant

formându-se materiale coloidale amorfe (allofane). Astfel de soluri sunt foarte

r�spândite în Japonia, unde, de altfel, au �i fost studiate �i denumite ca atare (de la

ando, care în limba japonez� înseamn� sol de culoare închis�) cu semnifica�ia de

soluri închise formate pe roci vulcanice.(C.Te�u-1982).

Solificarea în cazul andosolurilor se caracterizeaz� printr-o orientare în

direc�ia debazific�rii �i acidifierii puternice, a acumul�rii intense de humus închis

la culoare, adesea brut, cu grad de satura�ie în baze sc�zut.

Profilul de sol. Andosolurile tipice au profil Au - AC - C sau Au – AR -

R. Orizontul Au are grosime de 20-30 cm, culoare închis�, respectiv crome �i

valori mai mici de 2 la materialul în stare umed�. Strucura este slab dezvoltat�,

graun�oas� sau poliedric�, textura lutoas� �i este puternic debazificat.

Orizontul AC sau AR, are grosime de 20- 30 cm �i prezint� cel pu�in în

partea superioar� valori �i crome mai mici de 3,5 la materialul în stare umed�, atît

pe fe�ele cît �i la interiorul elementelor structurale. Separarea orizonturilor se face

dup� structura poliedric� subangulara �i dup� prezen�a scheletului.

Orizontul C sau R, este prezent la sub 50- 60 cm �i este constituit din

material degradat. De obicei, nu con�in alte neoforma�iuni, decât cele biogene

obi�nuite (cornevine, cervotocine, culcu�uri de larve).

Page 185: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

184

Propriet��i. Andosolurile au o textur� nediferen�iat� pe profil, sunt

nestructurate sau cu structur� gr�un�oas� slab dezvoltat� în Au �i în orizontul

subiacent. Datorit� materialului amorf prezint� valori foarte mari pentru

capacitatea de ap� util�, permeabilitate �i porozitatea de aera�ie. Con�in foarte

mult humus (uneori peste 20%) dar brut �i acid; au capacitate total� de schimb

cationic foarte mare, grad de satura�ie cu baze �i pH mic (V % sub 55, adesea sub

20 �i pH 5 pân� la 4); sunt pu�in active microbiologic �i slab aprovizionate cu

substan�e nutritive.

Subtipuri. Andosolul eviden�iaz� urm�toarele subtipuri: andosol distric (di)

Au - A/C - C sau R; andosol cambic (cb) Au – Bv - C; andosol litic (li) Au - A/R -

R; andosol eutric (eu), care are propriet��i eutrice în orizontul A); andosol umbric

(um), prezint� orizont umbric (Au); ; andosol molic (mo), eviden�iaz� orizont

molic (Am); andosol scheletic (qq), are peste 75% schelet; andosol histic (tb),

prezint� orizont O sau T, de 20-50 cm grosime.

Fertilitatea �i folosin�a. Datorit� ariei de r�spîndire, andosolurile sunt

ocupate de p�duri sau de paji�ti. Fertilitatea natural� a andosolului, poate fi

ridicat�, prin aplicarea de amendamente calcaroase �i îngr���minte minerale, pe

baz� de N, P �i K. În cazul andosolurilor, se impun m�suri de combatere �i

prevenire degrad�rii solului, datorit� eroziunii hidrice, manifestat� în suprafa�� �i/

sau adîncime, ca urmare a defri��rii p�durilor de molid, brad �i fag.

%��%$"�������0%��1

Aceast� clas� de soluri, cuprinde solurile care au ca orizont de diagnostic

un orizont Bv, de culoare mai deschis� decît orizontul Bv al solurilor din clasa

umbrisoluri, respectiv valori �i crome mai mari de 3,5 la materialul în stare

umed�. În cazul solurilor din aceast� clas�, orizontul Cca nu este prezent în primii

80 de cm ai profilului. Clasa cambisoluri include urm�toarele tipuri de sol:

eutricambosol �i districambosol.

�����������

Page 186: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

185

16.1. Eutricambosol (Ec)

Eutricambosolul se define�te prin prezen�a la suprafa�a profilului a unui

orizont de bioacumulare de tip Ao sau Am �i subiacent a unui orizont de tip Bv

care cel pu�in în partea superioar� sau cel pu�in în pete (în propor�ie de peste 50

%), prezint� culori în nuan�e mai galbene decât 5YR cu valori �i crome mai mari

sau egale cu 3,5 la materialul în stare umed�, cel pu�in în interiorul elementelor

structurale. Atît orizontul Ao cît �i orizontul Bv, prezint� propriet��i eutrice,

respectiv au un grad de satura�ie în baze mai mare de 53 %, cu excep�ia cazului în

care gradul de satura�ie în baze este cuprins între 53% �i 60%, dac� sunt asociate

cu peste 2 me la100 g sol, ioni de Al extractibil.

R�spândire. Eutricambosolul se întâlne�te pe suprafe�e cu expozi�ie

sudic� din Carpa�ii Meridionali �i Carpa�ii Occidentali, pe versan�ii umbri�i din

Carpa�ii Orientali �i Subcarpa�i, pe forme de relief plane sau depresionare, cu

drenaj extern bun, situate în etajul montan inferior, la altitudini cuprinse între

500m �i 1300m.

Materialul parental. Solurile de tip eutricambosol au evoluat pe roci, de

obicei, bogate în calciu sau alte elemente bazice, marne, argile, luturi, depozite de

teras�, aluviuni, conglomerate, gresii, materiale rezultate din alterarea a diferite

roci metamorfice �i magmatice.

Climatul. Media anual� a precipita�iilor este cuprins� între 600 �i 1000

mm, iar a temperaturii între 5- 60 �i 8- 90 C. Indicii anuali de ariditate sunt

cuprin�i între 34 �i 55, evapotranspira�ia poten�ial� este de obicei mai mic� decât

media precipita�iilor, regimul hidric de tip percolativ.

Vegeta�ia Eutricambosolul se g�se�te în etajul de deal înalt �i munte

inferior (500 – 1300 m altitudine), fiind format sub influien�a vegeta�iei forestiere:

fag �i gorun la deal, molid la munte �i amestec de fag �i molid în zona de contact;

ca specii de amestec, destul de rar se întîlne�te Acer pseudoplatanus, Allnus

incana, Carpinus betulus, Tilia cordata, Abies alba, dintre arbu�ti sînt prezen�i

Sambucus nigra, Lonicera xylosteum, Spiraea ulmifolia, Cornus mas, C.

sanguinea, Evonymus verrucosa, Corylus avellana, Crataegus monogyna �i altele.

Dintre speciile ierboase amintim Asperula odorata, Asarum europaeum, Anemone

nemorosa, A. ranunculoides, Euphorbia amygdaloides, Dentaria bulbifera,

Galium schultesii, Polygonatum officinale, Allium ursinum, Lamium maculatum,

Page 187: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

186

Oxalis acetosella �i altele. În gorunete exist� spa�ii ocupate de paji�ti formate din

Festuca rubra, Cynosurus cristatus, Agrostis tenuis, Briza media, Trifolium

pratense �i altele. Pe locul p�durilor de fag ce au fost defri�ate au ap�rut paji�ti

secundare de p�iu�c� (Agrostis tenuis) în amestec cu Festuca rubra, Cynosurus

cristatus, Briza media, Anthoxantum odoratum, Trifolium pratense, T. dubium �i

altele. Aceste paji�ti exploatate nera�ional sînt invadate de ��po�ic� (Nardus

stricta) �i feriga �olul lupului (Pteridium aquillinum). F�r� interven�ia omului, în

aceste paji�ti se instaleaz� esen�e lemnoase pioniere care, cu timpul, evolueaz� în

f�gete.

Procese pedogenetice. Solificarea, se caracterizeaz� printr-o alterare

moderat�, levigare �i debazificare slab� pân� la moderat� �i printr-o acumulare de

humus cu grad de satura�ie în baze ridicat. La nivelul orizontului de suprafa��, se

acumuleaz� humus de tip mull calcic, care este saturat în elemente bazice,

respectiv ioni bivalen�i de Ca �i Mg, rezulta�i în procesul de alterare a p�r�ii

minerale. Mineralele argiloase, formeaz� împreun� cu humusul, complexe organo-

minerale stabile, acestea constituind liantul principal al elementelor structurale de

sol.

Profilul de sol. Eutricambosolul tipic, prezint� pe profil, urm�toarea

succesiune de orizonturi: Ao – Bv – C sau R.

Orizontul Ao are o grosime de 10 - 40 cm �i prezint� culoare brun� cenu�ie

închis�. Structura, la nivelul orizontului Ao este gr�un�oas�, slab sau moderat

dezvoltat�. În condi�ii de p�dure, la suprafa�a acestui orizont se eviden�iaz� un

orizont Ol, iar în condi�ii de paji�te, supraiacent orizontului de bioacumulare, este

present un orizont de tip A�.

Orizontul Bv este gros de 20 - 130 cm, are culoare brun� cu nuan�� g�lbuie

sau ro�cat�, iar structura este polidric� bine dezvoltat� sau columnoid-prismatic�

slab dezvoltat�.

La baza profilului este situat orizontul C (materialul parental).

Propriet��i. Eutricambosolul prezint� o textur� de la mijlociu-grosier�

pân� la fin�, nediferen�iat� pe profil. Uneori, în Bv exist� un plus de argil�,

datorit� migr�rii slabe de sus, f�r� îns� a forma pelicule, sau rezultat� prin alterare

la nivelul acestui orizont. La nivelul orizontului Bv întîlnim pete slabe de oxizi �i

hidroxizi de fier, hidrata�i sau slab hidrata�i. În partea superioar� a profilului se

Page 188: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

187

întâlnesc neoforma�ii biogene obi�nuite, reprezentate prin coprolite �i l�ca�uri de

larve. Eutricambosolurile con�in 2- 4g% humus (rezerva este de 60 - 120 t/ha),

alc�tuit predominant din acizi huminici; au grad de satura�ie în baze ridicat (V %

nu scade sub 53% �i care poate urca pân� la 90 %), reac�ie slab acid� neutr� (pH

este 6 pân� aproape de 7). Eutricambosolurile sunt aprovizionate cu substan�e

nutritive �i au o activitate microbiologic� relativ bun�. Restul propriet��ilor fizice,

precum �i cele fizico-mecanice, hidrofizice �i de aera�ie sunt favorabile.

Subtipuri. Solul de tip euricambosol include: eutricambosol tipic (Ao –

Bv -C sau R); eutricambosol molic( Am – Bv - C sau R); euricambosol psamic, cu

textur� grosier� în primii 50 cm; euticambosol pelic, cu textur� fin� în primii 50

cm; euricambosol vertic, care prezint� orizont vertic situat între limita inferioar� a

orizontului A �i 100 cm; euricambosol andic, care are material amorf provenit din

roca sau material parental cel putin între unul dintre orizonturi far� a îndeplini

limitele necesare proprietatilor andice; euricambosol gleic, care prezint�

proprietati gleice în intervalul 50-100 cm; eutricambosol stagnic, care eviden�iaz�

propriet��i stagnice intense în intervalul 50-200 cm; eutricambosol aluvic, care s-a

format pe materiale fluvice; euricambosol litic, care prezint� roc� compact�

continu�, situat� în intervalul 20- 50 cm; euricambosol scheletic, la care

orizonturile A sau B sunt excesiv scheletice, respectiv mai mult de 75% material

scheletic; eurticambosol rodic, la care partea inferioar� a orizontului B are culori

în nuan�e 5YR sau mai ro�ii; eutricambosol salic, care prezint� orizont hiposalic

situate în primii 100 cm sau orizont salic în intervalul 50 si 100 cm;

euriocambosol sodic, care eviden�iaz� prezen�a unui orizont hiposodic, situat în

primii 100 cm sau orizont nitric în intervalul 50- 100 cm. (Pedologie- Curs unic,

2005).

Fertilitatea �i folosin�a. Eutricambosolurile au propriet��i fizice, fizico-

mecanice, hidrofizice �i de aera�ie bune �i nu prezint�, în general, exces de ap�.

Uneori sunt supuse eroziunii, caz în care apare necesar� aplicarea unor m�suri de

prevenire �i combatere a acestui fenomen d�un�tor, prin ar�turi pe curbele de

nivel, culturi în benzi, teras�ri etc. Dintre îngr���minte, rezultate bune dau cele cu

azot, fosfor, potasiu �i gunoiul de grajd. Folosin�a lor este foarte variat�: culturi de

câmp (grâu, porumb, floarea-soarelui, cartof, sfecl� etc.), legume, vi�� de vie �i

pomi în zonele deal-podi�-piemont �i ca paji�ti naturale �i p�duri în regiunile

montane.

Page 189: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

188

16.2. Districambosol (Dc)

Solul de tip districambosol, se define�te prin prezen�a la suprafa�a

profilului, a unui orizont de diagnostic de bioacumulare, de tip Ao sau Au �i

subiacent a unui orizont de tip Bv, care prezint� cel pu�in în partea superioar�

culori cu valori �i crome mai mari sau egale cu 3,5 la materialul în stare umed�,

cel pu�in în interiorul elementelor structurale �i care eviden�iaz� cel pu�in în partea

superioar� propriet��i districe, respectiv un grad de satura�ie în baze mai mic de

53%, sau cuprins între 53% �i 60%, dac� ionul de Al extractibil de��e�te valoarea

de 2 me la 100 g sol.

R�spândire. Districambosolul este r�spîndit în regiunile montane la

altitudini cuprinse între 500m �i 1300m, uneori chiar la 1500m, în Carpa�ii

Orientali, Carpa�ii Meridionali �i Carpa�ii Occidentali, pe forme de relief slab

înclinate sau depresionare, terase, platforme �i versan�i.

Materialul parental. Districambosolurile au evoluat pe diferite roci

metamorfice �i eruptive sau materiale rezultate din dezagregarea �i alterarea

acestea, dar �i pe luturi, nisipuri, conglomerate, gresii. De obicei, rocile de

formare a acestor soluri au caracter acid.

Vegeta�ia Districambosolul se g�se�te în etajul montan inferior, specia

dominant� fiind molidul cu exemplare rare de Sorbus aucuparia, Acer

pseudoplatanus, Alnus incana, Abies alba, Pinus silvestris, Larix decidua în unii

mun�i. Arbu�tii sînt prezen�i �i ei (în exemplare pu�ine): Sambucus racemosa,

Lonicera nigra, Ribes alpinum, Daphne mezereum, Spiraea ulmifolia, Vaccinum

myrtillus, Bruckenthalia spiculifolia �i al�ii, iar dintre speciile ierboase amintim

Oxalis acetosella, Homogyne alpina, Pirola uniflora, Luzula silvatica, Dryopteris

filix mas, Dryopteris spinulosa, Polypodium vulgare, Phegopteris polypodioides

�i altele. În unele locuri, mu�chii formeaz� adev�rate covoare: Polytrichum

commune, P. juniperinum, Dicranum scoparium, etc. Pe districambosoluri exist�

paji�ti de graminee care au ap�rut pe locul p�durilor de molid defri�ate. Acestea

sînt paji�ti mezofile secundare de p�iu� ro�u (Festuca rubra var. fallax) care se

pot transforma (ca urmare a utiliz�rii nera�ionale) în paji�ti de Nardus stricta �i de

tîrs� (Deschampsia caespitosa). În anumite condi�ii, în aceste paji�ti se instaleaz�

puie�i de molid, care, cu timpul, se dezvolt� formînd din nou p�dure de molid.

Page 190: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

189

Climatul. În zona de formare a solurilor de tip districambosol, media

anual� a precipita�iilor este de 800- 1400 mm, a temperaturii de 3- 60 C, a

indicelui de ariditate de 45- 80. Regimul hidric este de tip percolativ repetat.

Procese pedogenetice. Datorit� climatului umed �i r�coros, a rocilor

s�race în baze, vegeta�iei cu caracter acidofil, transformarea resturilor organice

este anevoioas�, se formeaz� pu�in humus propriu-zis, constituit predominant din

acizi fulvici cu grad de satura�ie în baze mic �i se acumuleaz�, adesea, cantit��i

mari de materie organic� în curs de humificare. Alterarea este foarte intens�,

silica�ii primari sunt predominant desf�cu�i în componentele lor de baz�, respeciv

silice, hidroxizi de fier �i aluminiu etc. Prin urmare, practic nu se formeaz� argil�,

fapt ce explic� separarea unui orizont Bv, de alterare �i nu a unui orizont Bt.

Coloizii minerali, reprezenta�i prin hidroxizi de fier �i aluminiu, de�i reac�ia

solului este acid�, nu se deplaseaz� practic din partea superioar�, deoarece

alc�tuiesc cu acizii humici, complexe organo-minerale pu�in mobile.

Profilul de sol. Districambosolul prezint� pe profil urm�toarea succesiune

de orizonturi: Ao – Bv - C sau R.

Orizontul Ao are o grosime de 10- 30 cm �i o culoare brun deschis�.

Textura la nivelul acestui orizont este luto-nisipoas� sau lutoas�.

Orizontul Bv are grosime de 25- 50 cm, culoare brun� cu nuan�e g�lbui cel

pu�in în partea superioar�, respectiv valori �i crome mai mari sau egale cu 3,5 la

materialul în stare umed�, cel pu�in în interiorul elementelor structurale, grad de

satura�ie cu baze mai mic sau egal cu 53%. Textura la nivelul orizontului Bv este

lutoas� sau luto-nisipoas�. La baza profilului se g�se�te un orizont R (roc� dur�)

sau un orizont C (roc� afânat�).

Propriet��i. Districambosolul are o textur� de la mijlocie-grosier� la

mijlocie, nediferen�iat� pe profil. Structura este granular� sau glomerular� mic� �i

medie în orizontul Ao. Orizontul Bv eviden�iaz� o structur� gr�un�oas� medie sau

poliedric� subangular�. Districambosolul are un con�inut mic de humus propriu-

zis, de tip mull-moder, moder sau mull, dar poate avea o cantitate mare de materie

organic�, respectiv între 4– 5%, pân� la 20- 25%, rezerv� foarte mare, 200- 300

t/ha în stratul 0- 50 cm, eviden�iind astfel la suprafa�a profilului un orizont organic

nehidromorf, de tip Ol sau Of. Gradul de satura�ie cu baze �i pH prezint� valori

sc�zute, incluziv la nivelul orizontului Bv (V% sub 53%, adesea sub 35%, iar pH-

Page 191: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

190

ul sub 5); sunt pu�in active din punct de vedere microbiologic �i slab

aprovizionate cu substan�e nutritive. Districambosolul nu prezint� pe profil

neoforma�ii specifice. în partea superioar� se g�sesc neoforma�ii biogene obi�nuite

(coprolite, cervotocine cornevine etc.) �i eventual, la nivelul orizontului Bv, pete

slabe de oxizi �i hidroxizi de fier hidrata�i. Restul propriet��ilor fizice, precum �i a

celor fizico-mecanice, hidrofizice �i de aera�ie, sunt relativ favorabile.

Subtipuri. Districambosolul include urmatoarele subtipuri: districambosol

tipic (Ao - Bv - C sau R); umbric (Au –Bv - C sau R); districambosol psamic, care

prezint� textur� grosier� în primii 50cm); districambosol andic, care are material

amorf provenit din roca sau material parental, cel putin în unul dintre orizonturi

far� a fi andic; districambosol prespodic, la care orizontul Bv prezent� o

acumulare de sescvioxizi, îndeosebi de aluminu, fara a fi spodic; disricambosol

litic, care eviden�iaz� roc� compact� continu� în intervalul 20-50 cm;

districambosol scheletic, la care orizonturile A sau B sunt excesiv scheletice, peste

75% material scheletic; districambosol aluvic, care s-a format pe materiale

fluvice; districambosol gleic, care prezint� proprieta�i gleice în intervalul 50-100

cm.

Fertilitatea �i folosin�a. Solul de tip districambosol are o fertilitate mai

mic� decât eutricambosolul. Aceste soluri sunt folosite în silvicultur� �i ca paji�ti

alpine. Pentru îmbun�t��irea compozi�iei floristice �i ridicarea produc�iei

paji�tilor, se recomand�: îngr��area prin târlire (mutarea periodic� a locului de

p��unat �i de odihn� a animalelor), gunoirea, aplicarea de îngr���minte cu azot,

fosfor �i potasiu �i a amendamentelor calcaroase.

%���$ "��������0���1

Clasa umbrisolurilor a fost introdus� în sistemul de clasificare a solurilor

României în 1980 (clasificarea I.C.P.A-1980) �i includea urm�toarele tipuri de

sol: sol negru acid, andosol �i sol humicosilicatic. Denumirea clasei a r�mas

aceea�i �i în clasificarea S.R.T.S-2003, dar include numai dou� tipuri de sol:

nigrisolul �i humosiosol.

�����������

Page 192: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

191

Aceast� clas� înglobeaz� solurile care au ca diagnostic un orizont A

umbric (Au) �i orizontul subiacent de tip AC, AR, sau Bv având culori de orizont

umbric, cel pu�in în partea superioar�, pe minim 10-15 cm, la materialul în stare

umed�. Umbrisolurile pot avea la suprafa�� un orizont organic nehidromorf, de tip

O, dar nu prezint� niciodat� caractere andice sau propriet��i gleice în primii 50

cm. Se deosebe�te de clasa cernisoluri prin lipsa de pe profil a orizontului Cca �i

printr-un grad de satura�ie în baze mai mic de 53%.

17.1. Nigrosol (NS)

Solul de tip nigrosol, anterior clasific�rii S.R.T.S-2003, purta denumirea

de sol negru acid. Nigrosolul se define�te prin prezen�a la suprafa�a profilului a

unui orizont Au avînd culoare închis�, respectiv crome mai mici sau egale cu 2 la

materialul în stare umed�, iar subiacent un orizont de tip Bv având un grad de

satura�ie în baze mai mic de 53% �i cel pu�in în partea superioar�, culori de

orizont Au, respectiv valori �i crome mai mici de 3,5 la materialul în stare umed�,

atât pe fe�ele, cât �i în interiorul elementelor structurale.

R�spîndire. Nigrosolul se formeaz� în condi�ii de relief montan (versan�i,

platforme, mici depresiuni etc.), din Carpa�ii Orientali, Carpa�ii Meridionali �i

Carpa�ii Occidentali, la o altitudine cuprins� între 800– 1300 m, al�turi de

districambosoluri, dar pe suprafe�e mai mici, de circa 5000 ha.(Pedologie-Curs

unic, 2005).

Materialul parental. Formarea �i evolu�ia solului de tip nigrisol se

desf��oar� pe roci de obicei acide, reprezentate prin diferite roci metamorfice �i

eruptive sau materiale rezultate din dezagregarea �i alterarea acestea, reprezentate

prin gresii, conglomerate, nisipuri, luturi. (�t.Puiu-1980).

Vegeta�ia. Vegeta�ia natural� este reprezentat� de p�duri de Fagus

silvatica �i Picea abies, sau în amestec cu alte specii, iar la nivelul covorului

ierbos cu Oxalis acetosella, Asperula odorata, Dentaria glandulosa, D. bulbifera,

Euphorbia amygdaloides, Salvia glutinosa, ferigi (Dryopteris filix-mas, Athyrium

filix femina), mu�chi (Hylocomium splendens, Pleurozium schreberi, Polytrichum

commune). În lumini�urile p�durilor, unde este frecvent r�spîndit acest sol,

vegeta�ia ierboas� acidofil� este alc�tuit� din Agrostis tenuis, Festuca rubra,

Page 193: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

192

Deschampsia flexuosa, Luzula luzuloides, L. silvatica, arbu�ti (Vaccinium

myrtilus, V. vitis idaea) etc.

Climatul. Condi�iile climatice din zona de formare a nigrosolului sunt

caracterizate printr-o clim� umed� �i r�coroas�, cu media anual� a precipita�iilor

de 800- 1400 mm �i temperaturi de 3- 60 C. Indicele de ariditate are valori

cuprinse între 45– 80. Regimul hidric este percolativ repetat.

Procese pedogenetice. Materia organic� abundent� determin� prin

humificare, formarea la suprafa�a profilului a unui orizont de bioacumulare de tip

Au, cu humus de tip mull-moder. Datorit� climatului umed �i rece, alterarea este

foarte intens�, silica�ii primari sunt desf�cu�i în componentele lor de baz�,

respectiv silice, hidroxizi de fier �i aluminiu etc., deci practic, nu se formeaz�

argil� �i prin urmare, nu se separ� un orizont de tip Bt, ci un orizont de alterare, de

tip Bv. Nu se formeaz� nici orizont E, deoarece coloizii de fier �i aluminiu

elibera�i prin alterare nu migreaz� ci trec sub form� de complexe organominerale

pu�in mobile.

Profilul de sol. Nigrisolul tipic prezint� pe profil urm�toarea succesiune

de orizonturi: Au –Bv – C sau R.

Orizontul Au are o grosime de 20 - 30 cm �i o culoare închis� (brun

închis� pân� la negricioas�) la materialul în stare umed�. Structura orizontului Au

este granular� mic� �i foarte mic�, cu trcere treptat�.

Orizontul Bv este gros de 20- 70 cm �i are cel pu�in în partea lui superioar�

un grad de satura�ie în baze mai mic de 53% �i culoare de orizont A umbric,

respectiv valori �i crome mai mici de 3,5 la materialul în stare umed�, atât pe

fe�ele cât �i în interiorul elementelor structurale. Structura la nivelul acestui

orizont este granular� sau poliedric� subangular�. Uneori orizontul Bv are

caractere de fragipan, respectiv sf�rîmarea prin presare a agregatelor structurale,

dar nu prezint� marmorare.(ER. MERLESCU-1982).

Orizontul C sau R este situat la baza profilului.

Profilul nigrisolului prezint� neoforma�iuni biogene în partea superioar�, la

nivelul orizontului Au, respectiv coprolite, cervotocine, cornevine etc. �i

neoforma�iuni chimice, sub form� de oxizi �i hidroxizi de fier, respectiv pete slab

conturate la nivelul orizontului Bv.

Page 194: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

193

Propriet��i. Nigrisolul are o textur� de la mijlocie-grosier� pân� la fin�,

nediferen�iat� pe profil. Structura în orizontul Au este gr�un�oas� slab-moderat

dezvoltat�., iar în Bv este poliedric�, agregatele structurale formîndu-se sub

influen�a humusului �i a ionilor de Fe �i de Al. Densitatea aparent� a

nigrosolurilor prezint� valori cuprinse între 0,9 �i 1,3 g/cm3, eviden�iind astfel o

permeabilitate bun� pentru ap� �i aer la nivelul orizontului de suprafa��. Orizontul

Bv prezint� caractere de fragipan, eviden�iind compactitate m�rit�, pe fondul unor

valori ale densit��ii apartente cuprinse între 2 �i 2,2 g/cm3.

Nigrisolurile sunt soluri bogate în humus, brut �i acid, de tip mull-moder,

sau moder, cu o concentra�ie de 4- 5% pân� la peste 40%, respectiv o rezerv�

foarte mare de circa 200- 300 t/ha în stratul 0- 50 cm. În constitu�ia humusului,

predomin� acizii fulvici, valoarea raportului acizi huminici/ acizi fulvici fiind de

0,7-0,9. Gradul de satura�ie în baze este sc�zut, inclusiv în orizontul Bv (V% sub

53%, uneori sub 20%). Reac�ia este moderat spre puternic acid�, cu valori pH sub

5. Activitatea microbiologic� �i aprovizionarea cu substan�e nutritive slab�.

Subtipuri. Nigrosolul prezint� urm�toarele subtipuri: cambic, litic,

scheletic, aluvic �I gleizat

Fertilitatea �i folosin�a. Solurile brune acide au o fertilitate natural�

sc�zut�. Fiind situate în zone montane, sunt folosite în silvicultur�, ca p��uni

naturale �i ca paji�ti alpine. Pentru îmbun�t��irea compozi�iei floristice �i ridicarea

produc�iei paji�tilor, se recomand�: îngr��area prin târlire (mutarea periodic� a

locului de p��unat �i de odihn� a animalelor), gunoirea, aplicarea de îngr���minte

cu azot, fosfor �i potasiu �i de amendamente calcaroase.

17.2. Humosiosol (Hs)

Humosiosolul (S.R.T.S-2003), a fost denumit anterior, sol humicosilicatic

(I.C.P.A.-1980). În literatura de specialitate, acest tip de sol a fost cunoscut �i sub

de numirea de sol humifer alpin, ranker alpin, sol negru cenu�iu alpin ( Pedologie-

Curs unic, 2005). Acest tip de sol se define�te prin prezen�a la suprafa�a profilului

a unui orizont de bioacumulare, de tip Au, având crome mai mici sau egale cu 2 la

materialul în stare umed� �i care con�ine materie organic� humificat� segregabil�

de partea mineral� silicatic�. Subiacent orizontului de bioacumulare se eviden�iaz�

un orizont de tip AC, AR sau Bv având, cel pu�in în partea superioar�, culori cu

Page 195: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

194

valori �i crome sub 3,5 la materialul în stare umed�, deci culori mai pu�in închise

decât orizontul Au, dar tot de orizont umbric.

R�spândire. Humosiosolul este întîlnit în România în condi�ii de mun�ii

înal�i, pe culmi, versan�i, suprafe�e plane sau depresionare din Carpa�ii

Meridionali, Carpa�ii Orientali, la altitudini de peste 1800 m, în etajul paji�tilor

alpine �i etajul subalpin �i ocup� o suprafa�� de aproximativ 150000 ha.

Materialul parental. Humosiosolurile s-au format pe roci dure, acide ori

intermediare (eruptive, intrusive, metamorfice, conglomerate, gresii etc.) sau pe

materiale rezultate din alterarea acestora.

Vegeta�ia. Formarea humosiosolurilor a avut loc sub influen�a unei

vegeta�ii de paji�ti alpine �i subalpine constituite din specii ierboase: Carex

curvula, Juncus trifidus, Festuca supina, Soldanella pusilla, Ranunculus alpestris,

Campanula alpina, Agrostis rupestris, Primula minima, Eritrichum nanum, Silene

acaulis, Minuartia sedoides, Silene acaulis �i altele. Dintre subarbu�tii tîrîtori,

amintim argin�ica (Dryas octopetala), s�lciile pitice (Salix reticulata, S.

herbacea), Loiseleuria procumbens, dintre licheni amintim lichenul renului

(Cladonia rangiferina), lichenul de Islanda (Cetraria islandica), Thamnalia

vermicularis, Alectoria ochroleuca �i altele, mu�chii Polytrichum juniperinum,

Plagiochila asplenoides, Dicranum albicans, Thuidium delicatula, etc..

Climatul în care s-a format �i a evoluat humosiosolul, este foarte umed �i

foarte rece, cu media anual� a precipita�iilor de la circa 1000 mm pân� la peste

1400 mm, a temperaturilor de la 3 - 40 C pân� aproape de -30 C, a indicelui de

ariditate de la circa 100 pân� la aproape 200. În cea mai mare parte a anului

predomin� temperaturile sub 00 C (din octombrie-noiembrie pân� în aprilie-mai).

Procese pedogenetice. În cazul humosiosolului, solificarea prezint� �i

anumite particularit��i. Pe fondul unui substrat litologic alc�tuit din roci masive

dure sau bine consolidate, �i a unei dezagreg�ri intense, se formeaz� un profil

scurt, iar materialul mineral al solului este reprezentat predominant prin particule

grosiere �i fragmente de roc�.Procesul de alterare este avansat, cu formarea unei

cantit��i mici de argil�, datorit� mediului puternic acid. Humificarea este slab�, se

formeaz� cantit��i mici de humus (acid, de culoare închis�), dar se acumuleaz�

cantit��i mari de resturi organice aflate în diferite grade de transformare.(�t. Puiu,

1980).

Page 196: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

195

Profilul de sol. Humosiosolul tipic eviden�iaz� pe profil urm�toarea

succesiune de orizonturi: A� - Au sau Aou - AR sau AC - R sau C.

Orizontul superior este de tip A�, este constituit din material mineral în

amestec cu o re�ea deas�, pîsloas� de r�d�cini, cu prezen�a gr�unciorilor de nisip,

proveni�i de pe suprafe�ele stîncoase, ca urmare a defl�iei eoliene �i are o grosime

de 3 – 7 cm.

Orizontul de bioacumulare este fie un Au fie un Aou (deci tot umbric, dar

sub�ire), de culoare închis�, respective crome mai mici sau egale cu 2 la materialul

în stare umed� �i cu un con�inut de materie organic� humificat� segregabil� de

partea mineral� silicatic� (adic� la uscare, prin frecare în mân�, partea mineral� se

separ� de cea organic�). Are o grosime de 15 – 25 cm.

În continuare se g�se�te fie un AR, fie un AC, în ambele cazuri, cel pu�in

în partea superioar� sunt prezente culori cu valori �i crome mai mici de 3,5 la

materialul în stare umed�.

La baza profilului, care este de obicei scurt, se afl� fie roca dur� R, fie roc�

afânat� C. Profilul nu con�ine neoforma�ii specifice.

Solurile de tip humosiosol, au o textur� nediferen�ial� pe profil, nisipoas�

pân� la lutoas�, adesea cu mult material scheletic �i o structur� slab format�

(agregate gr�un�oase, slab dezvoltate la nivelul orizontului de bioacumulare �i

lipsite de structur� sau cu structur� lamelar� în orizontul subiacent). Sunt foarte

bogate în materie organic� (peste 20%) dar s�race în humus propriu-zis �i

substan�e nutritive (de�i rezerva de materie organic� este extrem de mare 300 -

500 t/ha, prezint� grad de satura�ie cu baze sc�zut, respective V% poate coborî

pân� la 5- 10%. Prezint� capacitate de ap� mic�, permeabilitate foarte mic�,

porozitate de aera�ie mic�, volum edafic util sc�zut, valori sc�zute ale pH-ului,

care coboar� pîn� la 4,0, etc. Activitatea microbiologic� pe profil este redus�,

motiv pentru care resturile organice vegetale se acumuleaz� sub forma unei p�turi

care prin uscare se separ� de partea mineral� (Pedologie- Curs unic, 2005).

Subtipuri. În cazul humosiosolului sunt eviden�iate urm�toarele subtipuri:

humosiosol cambic (Au – Bv – R), humosiosol litic, la care roca compact� este

prezent� între 20 – 50 cm �i humosiosol scheletic, care are peste 75% material

scheletic.

Fertilitatea �i folosin�a Datorit� propriet��ilor fizice, chimice, fizici –

mecanice, hidrofizice �i de aera�ie defavorabile, solurile de tip humosiosol au o

Page 197: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

196

fertilitate natural� foarte sc�zut� �i sunt folosite ca p��uni �i fâne�e naturale. Se

recomand�: îngr��area prin târlire; aplicarea de gunoi de grajd (care contribuie �i

la intensificarea activit��ii microbiologice �i deci la mobilizarea substan�elor

nutritive din rezerva solului); încorporarea de îngr���minte cu azot, fosfor �i

potasiu �i de amendamente calcaroase (în situa�iile în care reac�ia este prea acid�);

între�inerea p��unilor prin gr�p�ri �i scarific�ri periodice; efectuarea de

supraîns�mân��ri cu specii valoroase etc.

%���&���������0�!-1

Spodisolurile sunt reprezentate prin prepodzoluri, podzoluri �i

criptopodzoluri care au ca orizont diagnostic, orizontul Bs, Bhs, sau Bcp,

caracterizat prin acumularea hidroxizilor de fier �i aluminiu care imprim�

orizontului o culoare portocalie, cît �i a coloidului de humus �i prin lipsa sau

prezen�a discontinu� supraiacent acestui orizont, a orizontului de eluviere, de tip:

Ea.

18.1. Prepodzol (Ep)

Prepodzolul a fost denumit anterior clasific�rii S.R.T.S-2003, sol brun

feriiluvial, sol brun podzolic sau sol podzolic brun �i are ca orizont diagnostic un

orizont de tip Bs, situat subiacent unui orizont de bioacumulare, de tip Aou.

R�spândire. Prepodzolul este r�spândit predominant în regiunea montan�

superioar�, respective subzona molidului �i subzona alpin� inferioar� �i insular, în

zona f�getelor, pe platforme �i versan�i munto�i slab înclina�i cu expozi�ie nordic�

�i drenaj extern bun,la altitudini de 1250-1750 m.

Materialul parental.Rocile pe care se formeaz� acest tip de sol au un

caracter acid, fiind reprezentate prin granite, granodiorite, mica�isturi, �isturi

sericitoase, gresii, conglomerate �i depozite detritice rezultate din dezagregarea �i

alterarea acestora.

Vegeta�ia. La altitudinea de 1300 m, prepodzolurile s-au format datorit�

preponderen�ei molidului (Picea abies) �i a exemplarelor rare de arbu�ti

�����������

Page 198: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

197

(Sambucus racemosa, Lonicera nigra, Ribes alpinum, Daphne mezereum, Spiraea

ulmifolia, Vaccinium myrtillus, V. vitis idaea �i al�ii) �i de plante ierboase (Oxalis

acetosella, Soldanella montana, Pyrola uniflora, Luzula silvatica, ferigi –

Athyrium filix femina, Dryopteris filix mas �i altele) �i mu�chi care în unele locuri

formeaz� un adev�rat covor: Polytrichum commune, P. juniperinum, Hylocomium

splendens, Dicranum scoparium �i al�ii. Pe la 1400-1500 m altitudine, etajul

molidului se sfîr�e�te �i începe etajul subalpin, lucru reliefat de apari�ia rari�tilor

de jneap�n (Pinus montana). Pîn� la altitudinea de 1700 m (pîn� unde se g�sesc

prepodzolurile) vegeta�ia este format� din jneap�n (Pinus montana), ienup�r pitic

(Juniperus sibirica), smîrdar (Rhododendron kotschyi), Vaccinium myrtillus, V.

vitis idaea; paji�tile subalpine sînt alc�tuite din p�ru�c� (Festuca supina), iarba

vîntului (Agrostis rupestris) Poa media, Potentilla ternata, Phyteuma orbicularis �i

altele. De men�ionat c� pe por�iunile de p�dure de molid defri�ate se instaleaz�

Nardus stricta, Deschampsia caespitosa, Festuca rubra var, fallax.

Climatul este caracteristic zonei montane superioare (umed �i rece), cu

temperaturi medii anuale de 3-5ºC �i precipita�ii medii anuale de 850-1200 mm.

Indicele de ariditate are valori cuprinse între 50 �i 70. Regimul hidric este

percolativ repetat.

Procese pedogenetice. Solul de tip prepodzol eviden�iaz� la suprafa�a

profilului prezen�a unei cantit��i mari de materie organic� cu caracter acid,

transformat� par�ial sub ac�iunea ciupercilor, care determin� formarea unei

cantit��i reduse de humus alc�tuit predominant din acizi fulvici foarte solubili,

rezultînd astfel un orizont de bioacumulare de tip Au sau Aou. Prin alterarea

foarte puternic� a materialului parental, au rezultat oxizi �i hidroxizi de aluminiu

�i fier �i compu�i organo-metalici sau chela�i, care în parte au fost eluviona�i �i

depu�i la nivelul orizontului subiacent, de tip Bs. În uma migr�rii c�tre adîncime a

secsvioxizilor, pe profil nu se eviden�iaz� cu ochiul liber, un orizont eluvial.

Profilul de sol. Prepodzolul prezint� urm�toarea morfologie: O - Ao sau

Aou - Bs - C sau R.

Orizontul O este alc�tuit din humus de tip moder de culoare neagr� la

materialul umed, sau cenu�ie materialul uscat. Acest orizont are o grosime de

circa 2- 3 cm.

Page 199: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

198

Orizontul Aou are grosime de 5- 15 cm �i o culoare brun cenu�ie închis� la

materialul în stare umed�. Textura la nivelul acestui orizont este mijlociu-grosier�,

iar structura este poliedric� subangular� mic�. Se eviden�iaz� prezen�a gr�un�ilor

de cuar�, dezbr�ca�i de pelicula coloidal�.

Orizontul Bs are grosime de 20- 75 cm, culoare ro�ietic�, textur� luto-

nisipoas�, structur� poliedric� subangular� slab dezvoltat� �i este foarte friabil în

stare umed�.

Orizontul R este constituit din roci acide silicioase, aflate în diferite stadii

de dezagregare.

Propriet��i. Prepodzolurile au textur� mijlociu grosier�, respective un

con�inut de argil� de circa 8%- 20%. Textura este nediferen�iat� pe profil.

Prepodzolul are permeabilitate bun� pentru ap� �i aer, con�inut sc�zut de humus,

circa 1- 2 g% �i capacitate de schimb cationic de 30-40 me/100 g sol, la nivelul

orizontului Aou. Prepodzolul are aciditate ridicat�, H+ = 0,8- 0,9%/T, reac�ie

puternic acid�, cu valori pH sub 5. Gradul de satura�ie în baze este sc�zut, de circa

10- 45%.

Subtipuri. Prepodzolul eviden�iaz� urm�toarele subtipuri: prepodzol tipic,

prepodzol litic la care roca compact� slab fisurat� este prezent� între 20- 50 cm,

prepodzol umbric (Au - Bs – R ), prepodzol scheletic, care prezint� mai mult de

75% fragmente de schelet, prepodzol histic ( T - Au - Bs - R ).

Fertilitatea �i folosin�a. Datorit� propriet��ilor fizice, fizico-mecanice,

chimice, hidrofizice �i de aera�ie defavorabile, fertilitatea prepodzolurilor este

sc�zut�, fapt pentru care sunt utilizate numai pentru planta�ii silvice ori ca paji�ti

naturale. Pentru ameliorarea lor se recomand� aplicarea amendamentelor

calcaroase, fertilizare organic� �i mineral�, “târlirea”, urmate de supraîns�mân�are

paji�tilor.

18.2. Podzol (Pb)

Podzolul a fos cunoscut sub denumirea de podzol primar, podzol

humicoferiiluvial sau podzol de distruc�ie �i se define�te prin prezen�a pe profil a

unui orizont humicoferiiluvial, de tip Bhs sau a unui orizont iluvial spodic, de tip

Bs.

Page 200: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

199

R�spândire.Podzolul este r�spândit în zona montan� superioar� �i

subzona alpin� inferioar�, la altitudini de 1900-2200 m, în Carpa�ii Meridionali �i

de 1400-1500 m, în Carpa�ii Orientali, pe forme de relief depresionare, pe culmi �i

versan�i slab înclina�i, cu drenaj extern slab. În Romania, ocup� o suprafa�� de

circa 270.000 ha.

Materialul parental. Podzolul a evoluat pe roci de solificare acide cu un

con�inut ridicat de SiO2 �i minerale leucocrate (granite, cuar�itele, gresii,

conglomeratele).

Vegeta�ia. Podzolurile se g�sesc la limita superioar� a etajului subalpin �i

se continu� în etajul alpin, la o altitudine de peste 1700-1800m (vîrfurile cele mai

înalte ale Carpa�ilor). Acest tip de sol s-a format pe vegeta�ia caracteristic� de la

limita superioar� a etajului subalpin (descris� la prepodzol) �i pe vegeta�ia

caracteristic� etajului alpin care este alc�tuit� din plante lemnoase pitice �i din

paji�ti alpine. Plantele lemnoase sînt reprezentate prin subarbu�ti tîrîtori: s�lcii

pitice (Salix herbacea, S. reticulata, S. myrtilloides), tulichin� (Daphne

mezereum), Loiseleuria procumbens. Plantele ierboase apar�in la multe familii

botanice cum sînt Carex curvula, C. sempervirens, Juncus trifidus, Festuca

supina, Primula minima, deget�ru�ul (Soldanella pusilla), Ranunculus alpestris,

Campanula alpina �i altele. Lichenii sînt prezen�i prin speciile Cladonia

rangiferina, C. cucculata, Cetraria islandica, C. nivalis, Thamnalia vermicularis,

Alectoria ochroleuca �i al�ii. Mu�chii sînt prezen�i �i ei: Polytricum juniperinum,

P. pilliferum, P. strictum, Dicranum albicans, Thuidium delicatula �i al�ii.

Smîrdarul (Rhododendron kotschyi) �i ienup�rul pitic se g�sesc rar.

Climatul. Podzolul s-a format �i a evoluat în condi�iile unui climat umed

�i rece cu precipita�ii medii anuale de 850-1350 mm, temperaturi medii anuale de

3-6ºC. Indicele de ariditate are valori cuprinse între 65-90. Regimul hidric este de

tip percolativ repetat, respectiv apa str�bate în mod repetat întreg profilul de sol.

Procese pedogenetice. În condi�iile climatului umed �i rece �i a vegeta�iei

acidofile (cu con�inut sc�zut de azot �i calciu �i ridicat de lignin� �i ceruri),

materia organic� se descompune greu �i se acumuleaz� sub form� de humus brut.

Din descompunerea materiei organice, rezult� produse organice intermediare �i

acizi humici solubili cum ar fi acizi fulvici. Ace�ti acizi determin� acidifierea

solului, formeaz� complexe de tip chelat, cu fier �i aluminiu, favorizând

Page 201: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

200

translocarea �i precipitarea acestora la nivelul orizontului B. Procesul de alterare a

p�r�ii minerale este foarte intens, f�r� formarea de minerale argiloase, respectiv

podzolire propriuzis�, caracteristic� acestui tip de sol.

Profilul acestui tip de sol cuprinde orizonturi sub�iri, bine diferen�iate dup�

culoare: trecerea între orizonturi este net�.

Profilul de sol. Podzolul are pe profil urm�toarea succesiune de orizonturi:

O - Au - Ea -Bhs - R sau C.

Orizontul O este un orizont organic cu humus brut sau cu humus

hidromorf.

Orizontul Au sau Aou are grosime de 5- 20 cm, culoare brun� foarte

închis�, textur� grosier�, grosier�-mijlocie, structur� slab dezvoltat�, foarte pu�in

pietri�, con�ine material organic brut �i este foarte friabil. Prezint� trecere net�.

Orizontul Ea are o grosime de 8- 15 cm, culoare albicioas�-cenu�ie,

textur� mai grosier� decât orizontul supraiacent, respective nisipoas� sau nisipo-

lutoas�, este nestructurat sau cu structur� lamelar�, foarte friabil �i slab scheletic.

Orizontul Bhs are grosime de 20- 70 cm, culoare brun g�lbuie, textur�

nisipo-lutoas�, este nestructurat, u�or cimentat, foarte friabil în stare umed�, slab

scheletic. Con�ine fragmente de roc� aflate în diferite stadii de alterare, iar gr�un�ii

de nisip sunt întotdeauna acoperi�i cu pelicule coloidale amorfe.

Orizontul R, este reprezentat prin roca de solificare �i apare la adîncimi de

40- 80 cm. Uneori, acest orizont este înlocuit prin depozite detritice de roci

silicioase sau decarbonatate.

Propriet��i. Podzolul are o textur� grosier� sau mijlociu-grosier�,

respectiv argil� sub 20% �i nisip peste 60% �i o structur� slab dezvoltat�,

gr�un�oas� mic�. Permeabilitatea pentru ap� �i aer este bun�. Podzolul are un

con�inut ridicat de humus brut, de 8- 22% �i sc�zut de humus coloidal, capacitate

de schimb cationic de 15- 60 me/100g sol la nivelul orizontului Au, reac�ie

puternic acid�, cu valori pH cuprinse între 3,6- 5,3. Gradul de satura�ie în baze

este cuprins între 5- 40% �i aprovizionarea în elemente nutritive este sc�zut�.

Activitatea microbiologic� este redus�.

Subtipuri. Podzolul eviden�iaz� urm�toarele subtipuri: podzolul tipic,

podzol feriluvic (Au - Ea - Bs - R), podzol litic, cu roca compacta situata la 20-50

cm adîncime, podzol histic (Au - Ea - Bhs - R), podzol umbric (Au - Ea - Bhs -

R), podzol criostagnic, cu proprietati criostagnice, podzolul scheletic, cu schelet

Page 202: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

201

peste 75%.

Fertilitate �i folosin��. Aceste soluri au fertilitate natural� foarte sc�zut�.

Rareori sunt folosite pentru culturi agricole, în special în jurul centrelor populate,

dac� relieful nu este accidentat, dar numai dup� corectarea reac�iei puternic acide,

respectiv, prin amendarea cu calcar �i fertilizarea cu îngr���minte chimice pe baz�

de N, P, K �i îngr���minte organice. Podzolurile pot avea utilizare silvic� (p�duri

de molid) sau sunt utilizate ca p��uni �i fîne�e.

18.3. Criptopodzol (Cp)

Solul de tip criptopodzol este cunoscut în literatura de specialitate sub

denumirea de sol brun de pajiste subalpin�, podzol înecat în humus sau

postpodzol. Criptopodzolul este definit ca spodisol care prezint� un orizont

organic O �i un orizont de bioacumulare A acid foarte humifer, iar subiacent un

orizont Bcp humifer. Poate prezenta orizont organic de tip O (folic) sub 50 cm

grosime. Criptopodzolul ca tip de sol a fost introdus în clasificarea S.R.T.S-2003

�i corespunde numai solurilor brune criptopodzolice foarte humifere din etajul

montan înalt, subalpin.

R�spândire. Criptopodzolul ocup� o suprafa�� de circa 95.000 ha, fiind

r�spîndit pe forme de relief reprezentate prin culmi domoale �i platouri cu diferite

expozi�ii, cît �i pe versan�i slab înclina�i din Carpa�ii Meridionali �i Carpa�ii

Orientali, în special în etajul montan înalt al pajistilor subalpine, unde se asociaz�

cu podzoluri.

Materialul parental este constituit din depozite de pant�, provenite în

urma dezagreg�rii �i alter�rii rocilor magmatice acide sau intermediare.

Climatul. Criptopodzolul se formeaz� �i evolueaz� în condi�ii de clim�

umed� �i rece, caracterizat� prin temperaturi medii anuale de circa 1-3°C �i

precipitatii medii anuale de peste 900-1000 mm. Indicele de ariditate are valoarea

de 70. Evapotranspira�ia poten�ial� anual� medie, este de aproximativ 450 mm. Se

eviden�iaz� un regim hidric percolativ repetat.

Vegetatia. Criptopodzolurile sînt r�spîndite în paji�tile din limita

superioar� montan� �i în etajul subalpin. Paji�tile subalpine sînt formate în

special din graminee printre care se g�sesc diferite dicotiledonate: Festuca supina

(p�ru�c�), Agrostis rupestris (iarba vîntului), Poa media (firu��), Festuca violacea

Page 203: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

202

var. picta, Nardus stricta, Sesleria rigida (coada iepurelui), S. coerulans, S.

heuffeliana, Koeleria pyramidata, Potentilla ternata, Ligusticum mutellina,

Phyteuma orbiculare, Euphrasia minima �i altele (unele specii cu o larg�

amplitudine ecologic� cresc atît în etajul montan cît �i în cel subalpin).

Procese pedogenetice. ProcesuI de criptopodzolire este specific pentru

formarea �i evolu�ia acestui tip de sol. Ca urmare se formeaz� un orizont

criptospodic (Bcp), care eviden�iaz� o acumulare iluvial� de material amorf activ,

predominant humic �i aluminic. Orizontul Bcp nu prezint� culoarea ro�ie specific�

orizontului spodic, sau aceasta este mascat� de con�inutul mare, în general de

peste 10% materie organic� ( Pedologie- Curs unic, 2005).

Profilul de sol. Criptopodzolul tipic are ca morfologie, urmatoarea

succesiune de orizonturi: A� - Au - Bcp - C.

Orizontul A� este situat la suprafa�a profilului �i este constituit din resturile

vegeta�iei ierboase cu caracter acidofil. Are o grosime de 2- 3 cm.

Orizontul Au este inchis la culoare, respestiv cenu�iu închis, culoare

datorat� prezen�ei granulelor de cuar� �i mic�. Are o grosime de 25- 30 cm. poras;

Orizontul Bcp, are o culoare brun inchis, datorat� iluvierii de material

amof activ. Grosimea acestui orizont este de circa 20- 30 cm., poros;

Orizontul C eviden�iaz� un con�inut foarte mare de schelet �i este prezent

pe profil, sub adancimea de 50- 60 cm. Este constituit frecvent din depozite de

pant�, provenite ca urmare a dezagreg�rii �i alter�rii unor roci acide sau

intermediare.

Propriet��i. Textura este nisipoas�, nediferen�iat� pe profil. Atît la nivelul

orizontului Au, cît �i la nivelul orizontului subiacent, de tip Bcp, structura este

glomerular�-poliedric� subangular� mare. Atît în orizontul Au cît �i în orizontul

Bcp, se eviden�iaz� prezen�a humusului brut, în general de peste 10 g%.

Criptopodzolul are o reac�ie puternic acid�, pe fondul unui foarte mic grad de

satura�ie în baze.

Subtipuri. Criptopodzolul include urmatoarele subtipuri: criptopodzol

tipic, criptopodzol histic (T - Au - Bcp - C sau R), criptopodzol litic, la care limita

superioar� a rocii este situat� între 20 cm �i 50 cm, criptopodzol scheletic, la care

se eviden�iaz� peste 75% material scheletic.

Fertilitatea �i folosin�a. Pe fondul însu�irilor chimice, fizice, fizico-

Page 204: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

203

mecanice, hidrofizice �i de aera�ie deficitare cît �i datorit� climatului umed �i rece

în care se formeaz� �i evolueaz� �i a perioadei bioactive de maxim 75 zile,

fertilitatea natural� a criptopodzolului este foarte mic�. Criptopodzolurile sunt

utilizate ca p��uni �i fîne�e naturale, cu rezultate cantitative �i calitative slabe.

Pentru ameliorarea criptopodzolurilor se recomand� aplicarea amendamentelor

calcaroase �i a îngra�amintelor organice �i minerale, pe baz� de azot, cît �i

fertilizarea prin tîrlire.

%�������������0�3�1

Aceast� clas� de soluri, a fost introdus� recent în clasificarea solurilor, atît

pe plan mondial, cît �i în România. Clasa antrisoluri include solurile care la

suprafa�a profilului, prezint� un orizont antropedologic, de cel pu�in 50 cm

grosime, cu modific�ri antropice intense, sau soluri la care orizontul A sau E, a

fost îndep�rtat prin eroziune accelerat� sau decopertat antropic. La suprafa�a

profilului se eviden�iaz� prezen�a resturilor de orizont B sau C. Clasa antrisoluri

include dou� tipuri de sol: erodosolul �i antrosolul.

19.1. Erodosol (Er)

Solul de tip erodosol, este definit printr-un profil intens trunchiat prin

eroziune accelerat�, datorat� utiliz�rii nera�ionale, sau decopertat ca urmare a

interven�iei antropice. Orizonturile ramase nu permit încadrarea într-un anumit tip

de sol. În general la suprafa�a profilului se eviden�iaz� un orizont de bioacumulare

de tip Ap, cu o grosime mai mic� de 20 cm �i care provine din orizontul B, C, AB

sau AC. Erodosolul ca tip de sol, nu este definit în sens strict, pozitia acestui sol în

sistemul de taxonomie al solurilor este cu totul diferita de a celorlalte soluri.

Erodosolul este considerat ca o forma�iune pedologic� rezultat� pe seama altor

soluri, ca urmare a îndep�rt�rii par�ii superioare a altor soluri, prin procese

naturale intense de eroziune a solului, sau strict antropice, respectiv decopertarea

acestora (Ghe. Blaga-Pedologie, 2005).

R�spândirea. În general erodisolul ocup� suprafe�e de teren relativ

puternic înclinate, din zona de deal sau podi� �i piemont, pe o suprafa�� de circa

�����������

Page 205: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

204

3.802.506 ha, din care 1.925.000 ha sunt slab afectate de eroziune, 1.191.042 ha

afectate de eroziune moderat puternic� �i 1.578.498 ha sunt afectate de eroziune

puternic� pîn� la excesiv�.

În cazul în care solul prezint� o textur� nisipos� �i este situat pe terenuri cu

pant� accentuat�, dup� defri�area p�durilor sau dup� des�elenire, a fost erodat prin

eroziune eolian�.

În România ,erodosolul este r�spândit pe suprafe�e mari în jude�ele: Vaslui

- 149.620 ha, Ia�i – 116.516 ha, Boto�ani – 124.542 ha, Constan�a – 121.153 ha,

Tulcea – 101.403 ha, Cluj – 56.485 ha (V. Micl�u�-1991)

Cauzele eroziunii solului. În func�ie de agentul dinamic extern care

produce desprinderea, transportul �i depunerea particulelor de sol exist� dou�

forme de eroziune: eroziunea hidric� (produs� de ap�) �i eroziunea eolian�

(produs� de vânt).

În condi�iile pedoclimatice din România, eroziunea eolian� afecteaz�

suprafe�e reduse în zona de câmpie �i foarte rar în zona de deal �i, în general, cu o

intensitate relativ redus�.

Sub aspectul eroziunii hidrice, men�ion�m c� aceasta se produce în trei

faze distincte: în prima faz�, particulele sunt desprinse de sol, în faza a II-a sunt

transportate la o anumit� distan�� de locul desprinderii �i în cea de a III-a fa�� sunt

depuse (M. Motoc �i colab., 1975).

For�ele care determin� desprinderea �i transportul particulelor de sol sunt

reprezentate de energia cinetic� a pic�turilor de ploaie (la impactul cu solul) �i

for�a apei care se scurge de pe plante în timpul ploilor toren�iale sau ca urmare a

topirii z�pezilor, fenomen cunoscut sub denumirea de eroziune prin pic�turi sau

eroziune prin scurgere. Separarea lor, din punct de vedere cantitativ este aproape

imposibil�, neputându-se preciza cu cât contribuie fiecare. I. Toneda (1963)

consider� c� la începutul ploii, predomin� eroziunea prin pic�turi în timp ce mai

târziu când suprafa�a solului se acoper� cu un strat sub�ire de ap�, predomin�

eroziunea prin scurgere.

În cazul eroziunii prin pic�turi (W.D. Ellison, 1962) arat� c� energia

cinetic� a pic�turilor de ploaie este enorm�, având o valoare de 1000 de ori mai

Page 206: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

205

mare decât aceea�i cantitate de ap� ce se scurge la suprafa��, f�r� a fi îns�

concentrat� în rigole sau oga�e.

Formula de calcul a energiei cinetice a ploii este:

Ek = mv2/2

în care: Ek – energia cinetic�; m – masa pic�turii de ploaie; v – viteza

pic�turii de ploaie la impactul cu solul.

M. Mo�oc (1975) arat� c� în timpul c�derii, energia poten�ial� (p.h) a unei

pic�turi de ploaie având o greutate (p) �i aflat� la în�l�imea (h) este transformat�

în energie cinetic�, astfel încât: p.h. = mv2/2. Viteza de c�dere liber� a pic�turii de

ploaie este p = m g, deci lucrul mecanic efectuat (p.h.) se poate scrie ca m.g v2/2,

adic� energia a pic�turii de ploaie cu mas� (m) �i vitez� (v).

La începutul ploii, pic�turile au cea mai mare energie cinetic�, dar dup� ce

solul s-a acoperit cu un strat sub�ire �i uniform de ap�, o parte din energie este

preluat� �i amortizat� de acest strat.

Formele eroziunii prin ap� sunt dou�: eroziunea în suprafa�� �i eroziunea

în adâncime.

Eroziunea în suprafa�� are loc sub ac�iunea pic�turilor de ploaie sau

scurgerii dispersate de suprafa��, având ca urmare, o îndep�rtare relativ uniform�

a materialului dislocat cu formarea �iroirilor �i/sau rigolelor mici.

În cazul solurilor proasp�t lucrate sub inciden�a unor ploi toren�iale apare

eroziunea de hardpan care este o form� foarte periculoas� a eroziunii în suprafa��.

Eroziunea în adâncime se manifest� ca urmare a scurgerii concentrate a

apelor pe versan�i �i determin� o îndep�rtare neuniform� a unei cantit��i foarte

mari de material dislocat.

Formele eroziunii în adâncime sunt reprezentate de rigole, oga�e, ravene.

Ele au un caracter permanent �i se dezvolt� progresiv în lungime �i l��ime.

Factorii determinan�i ai eroziunii solului. Factorii care determin�

eroziunea se pot împ�r�i în 3 grupe: caracteristicile versantului �i precipita�iile;

însu�irile fizice ale solului; vegeta�ia �i activitatea de produc�ie a omului.

Caracteristicile unui versant sunt: forma, panta, lungimea �i expozi�ia.

Sub aspectul formei versantului men�ion�m urm�toarele forme: dreapt�,

concav�, convex� �i în trepte.

Page 207: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

206

În cazul unui profil drept, eroziunea se amplific� treptat din amonte spre

aval. La profilul concav, eroziunea cea mai puternic� se manifest� în partea

superioar�, în timp ce la profilul convex eroziunea este mai pronun�at� în treimea

inferioar� a versantului. În cazul versan�ilor cu profil în trepte, eroziunea este

diminuat�, deoarece viteza de scurgere a apei este încetinit�.

Între panta terenului �i eroziunea solului exist� o corela�ie direct�, astfel

încât, cu cât panta este mai mare, cu atât eroziunea cap�t� valori superioare.

Lungimea versantului are influen�� în procesul de eroziune fiind corelat�

cu volumul �i intensitatea precipita�iilor cât �i cu natura solului. Cu cât lungimea

versantului este mai mare cu atât cantitatea de ap� colectat� din precipita�ii este

mai mare, crescând astfel viteza de scurgere (se amplific� capacitatea de eroziune

�i transport a apei), accentuându-se procesul de eroziune.

Expozi�ia versantului are un rol deosebit în stabilirea folosin�elor.

Versan�ii sudici sunt indica�i pentru exploatare prin cosit, în timp ce versan�ii

nordici pentru exploatare prin p��unat.

Precipita�iile sunt un factor activ, ele influen�ând procesul de eroziune

prin intensitate, tip, perioada de timp �i durat�.

Însu�irile fizice ale solului cu rol determinant în procesul de eroziune

sunt: permeabilitatea, con�inutul în umiditate, structura, textura, compozi�ia

chimic� �i materialul parental.

În func�ie de permeabilitate avem o anumit� vitez� cu care apa circul� în

lungul profilului, determinând o eroziune mai pu�in accentuat� în cazul solurilor

de permeabilitate mare �i invers.

Al. Luca, H. Popa, 1965 arat� c�, sub aspectul con�inutului în umiditate al

unui sol în momentul c�derii unei ploi toren�iale, cantitatea de ap� infiltrat� este

mic� în cazul unui sol saturat cu ap� de la ploile anterioare, scurgerea fiind

accentuat�.

M.N. Zaslavski (1966) arat� c� în cazul unui teren arabil, eroziunea se

dubleaz� �i scurgerea se amplifica de 2,6 ori, în cazul în care umiditatea solului

cre�te de la 16,8% la 35,5%.

Structura solului este însu�irea fizic� a acestuia care îi confer� o rezisten��

mare la eroziune (prin m�rirea permeabilit��ii �i capacit��ii de infiltra�ie). Solurile

f�r� structur� sunt pu�in rezistente la eroziune, re�in pu�in� ap� �i o pierd u�or prin

evaporare.

Page 208: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

207

Textura influen�eaz� direct procesul de eroziune. În cazul texturii grosiere

infiltra�ia se m�re�te, în timp ce solurile cu textur� argiloas� sunt mai greu

str�b�tute de ap�. Solurile cu textur� grosier� rezist� la eroziune numai în cazul

unei pante mici a terenului, a unei acoperiri foarte bune cu vegeta�ie �i a unor

cantit��i mici de precipita�ii.

Eroziunea cap�t� forme avansate, fiind aproape imposibil de luat m�suri

de protec�ie în cazul solurilor cu textur� nisipoas� situate pe pante abrupte.

Solurile cu textur� fin�, prezint� o capacitate de infiltra�ie mic�, respectiv o

permeabilitate redus�, ce determin� o rezisten�� foarte mare la eroziune. Solurile

cu textur� mijlocie situate pe terenurile în pant�, prezint� o infiltra�ie sporit� �i o

rezisten�� bun� la eroziune.

Componen�a chimic� a solurilor influenteaza, de asemenea, intensitatea

eroziunii.

Gh. Ionescu-�i�e�ti �i Tr. Staicu, 1969 arat� c� solurile în care raportul

dintre SiO2, Fe2O3 �i Al2O3 este apropiat de 2, prezinta o erodabilitate mai

puternic� decât solurile în care acest raport este mai mic. Prezen�a cationului de

Ca2+ �i Na+ în complexul adsorbtiv, influen�eaz� procesul de eroziune. Aceasta

este mai accentuat� în cazul în care Na+ este în cantitate mare, deoarece Ca2+

leag� particulele de sol între ele în timp ce Na+ determin� dispersia acestora.

Materialul parental are un rol deosebit în procesul de eroziune. Astfel,

solurile formate pe roci dure, consolidate sunt mai expuse eroziunii datorit�

infiltra�iei reduse cât �i vegeta�iei cu suprafa�a foliar� sc�zut�. În cazul unui

material parental friabil, se formeaz� soluri cu profil gros, bine eviden�iat,

infiltra�ia este mai accentuat�, vegeta�ia care se dezvolt� cre�te normal iar

procesul de eroziune este redus. Rocile dure, compacte, consolidate sunt erodate

greu (se formeaz� praguri pe fundul oga�elor �i ravenelor), în timp ce rocile

friabile sunt erodate u�or determinând apari�ia rapid� a formelor de eroziune de

adâncime.

Vegeta�ia �i activitatea productiv�.

Eroziunea apare ca efect al distrugerii vegeta�iei forestiere �i ierboase.

Vegeta�ia forestier� are rol de regulator natural al precipita�iilor. Datorit�

suprafe�ei foliare mari pic�turile de ap� sunt re�inute în propor�ie de 70% de

frunze �i ramuri circa 30% din precipita�ii ajunge la suprafa�a solului, unde litiera

existent� absoarbe o cantitate de ap� de 4– 5 ori mai mare decât greutatea sa.

Page 209: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

208

Vegeta�ia ierboas� �i în special ierburile perene, datorit� foliajului bogat

re�in o cantitate mare de ap�, atenuând izbirea solului de c�tre pic�turile de ap�.

De asemenea, sistemul radicular al acestora func�ioneaz� ca un dren determinând

infiltrarea unei cantit��i mari de ap�, într-un interval scurt de timp.

Omul prin activitatea de produc�ie declan�eaz� eroziunea solului (defi�area

p�durilor, des�elenirea paji�tilor situate în pant�, p��unatul nera�ional).

Procese pedogenetice . Erodosolul se formeaz� prin ac�iunea procesului

de eroziune accelerat�, ca urmare a interven�iei antropice nera�ionale în

ecosistemele terestre, prin procese de decopertare , procese de alunecare �i

procese de defla�ie eolian�.

Prin ac�iunea procesului de denuda�ie sunt îndep�rtate orizonturile de la

suprafa�a profilului.

Profilul de sol. Erodosolul prezint� pe profil urm�toarea succesiune de

orizonturi: Ap - C; Ap - Bv - C; Ap - Bt - C; Ap - Cca, etc.

Erodosolul prezint� profiluri diferite, atît ca urmare a manifest�rii cu

intensit��ii diferite a eroziunii �i a decopert�rii, cît �i în func�ie de solul de origine.

Propriet��i . Erodosolurile prezint� o gam� larg� de textur�, care poate fi

de la nisipoas� pan� la argiloas�, în func�ie de textura orizontului ajuns la

suprafa�a profilului, sau func�ie de textura solului de origine. Structura

erodisolului poate fi gr�un�oas�, pr�foas� sau frecvent, erodosolurile pot fi

nestructurate. Erodosolul are o rezerv� mic� humus, respectiv circa 1,5 g % -

2,0 g %, fiind soluri slab aprovizionate cu elemente de nutri�ie.

Reac�ia erodosolurilor este de la acid� pan� la alcalin�.

Activitatea microbiologic� este foarte redus�.

Subtipuri. În cazul solurilor de tip erodosol, S.R.T.S-2003, eviden�iaz�

prezen�a urm�toarelor subtipuri: erodosol cambic ( Bv – Cca ), erodosol argic (

Bt – Cca ), erodosol andic, la care se eviden�iaz� prezen�a materialului amorf, în

cel pu�in unul dintre orizonturi, erodosol spodic ( Bs - R sau C), erodosol

calcaric, care con�ine carbonat de calciu la suprafa��, erodosol psmatic, care

eviden�iaz� o textur� grosier� în primii 50 cm, erodosol pelic, care are o structur�

foarte fin� în primii 50 cm, erodosol stagnic, care are propriet��i hipostagnice în

primii 100 cm sau eviden�iaz� propriet��i stagnice intense în intervalul 50 cm-100

cm, erodosol litic, la care roca compact� este situat� între 20 cm �i 50 cm,

Page 210: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

209

erodosol scheletic, care are peste 75% fragmente de schelet, erodosol eutric, care

eviden�iaz� propriet��i eumezobazice.

Fertilitatea �i folosin�a.

Fertilitatea erodosolurilor este dependent� de solurile din care provin, fiind

în general slab�.

În vederea amelior�rii �i a valorific�rii erodosolurilor, este necesar�

aplicarea unor m�suri de prevenire �i combatere a eroziunii, care includ un

complex de m�suri ameliorative, dintre care men�ion�m: m�suri agrotehnice

(ar�tura, sem�natul, lucr�rile de între�inere), m�suri agrochimice (fertilizarea cu

îngr���minte organice �i chimice, aplicarea amendamentelor), m�suri hidrotehnice

( terasarea, realizarea de canale de nivel), m�suri biologice ( sistem de cultur� în

fî�ii, sistem de cultur� în benzi înierbate, cultura vi�ei de vie, înfiin�area

planta�iilor pomicole, cu men�iunea c� planta�iile vor fi executate pe direc�ia

curbelor de nivel, cu respectarea m�surilor agrotehnice, agrochimice �i

hidrotehnice men�ionate anterior).

Dup� ameliorare, erodosolurile pot fi utilizate ca p��uni �i fîne�e, sau ca

arabil.

19.2. Antrosol (At)

Antrosolul are ca orizont de diagnostic, un orizont antropedogenetic de

bioacumulare, de tip A hortic sau un orizont de asociere, de tip atracvic (aq), a

c�rui grosime este de maxim 50 cm, urmat subiacent de un orizont de tip B �i / sau

C. Orizonturile de suprafa�� sunt foarte puternic transformate prin adaos de

material, prelucrare mecanic� adînc�, fertilizare, irigare cu ap� ce eviden�iaz� un

con�inut ridicat de suspensii sau prin utilizarea îndelungat� ca orezarii.

R�spândire. Solul de tip antrosol hortic are o r�spîndire redus� , în

general în marile ora�e, sau în apropierea acestora, pe terenuri plane sau cu pant�

de maxim 2%. Formarea antrosolului în spatiile protejate, face ca evolu�ia acestui

tip de sol s� fie determinat� în mare m�sur� de factorul antropic.

Climatul. Temperaturile medii anuale în cazul antrosololui hortic sunt

superioare temperaturi medii anuale din zona în care se g�sesc, deoarece nu sunt

influen�ate de varia�iile anuale ale tempreraturii din spa�ii neprotejate. În cazul

Page 211: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

210

antrosolului hortic, pe lîng� radia�ia solar�, intervin �i combustibilii utiliza�i la

înc�lzirea seralelor, motiv pentru care resturile organice se descompun rapid.

Materialul parental. Antrosolul este puternic modificat prin interven�ie

antropic�, respectiv prin aport de material mineral, organo-mineral �i organic.

Procese pedogenetice. Regimul caloric controlat, nivelul ridicat de

umezire al solului, cît �i tehnologiile intensive de cultivare a plantelor, au o

influen�� major� în evolu�ia antrosolului, determinînd o modificare mai rapid� a

însu�irilor antrosolului, fa�� de solul evaluat în condi�ii naturale.

Nivelul temperaturii solului este men�inut la valori pozitive. În timp, f�r�

alternan�a înghe�-dezghe�, are loc o degradare a însu�irilor fizice, sub aspectul

compact�rii, umezirii excesive, saliniz�rii �i /sau sodiz�rii ).

Profilul de sol. Antrosolul prezint� urm�toarea morfologie: Aho - AC - C

sau Ck; Aho - B - C sau Ck.

Deoarece antrosolul este recent introdus în taxonomia solurilor ( S.R.T.S-

2003), se face caracterizarea morfologic� a antrosolului din sera Copou–Ia�i.

(F.Filipov-2005).

Orizontul Aho1 ksc 0-6 cm ;brun închis (10 YR4/3)în stare uscata ,brun

cenu�iu foarte închis (10YR3/2)în stare umed�; lutos; structura granular� foarte

mic�-mic� (1-3 mm);uscat;efervescen�a local� foarte slab� ;s�ruri u�or solubile

prezente la suprafa�a solului �i pe fe�ele care delimiteaz� pl�cile consolidate,

constituite din agregate structurale mici;slab tasat;trecere treptat�.

Orizontul Aho2 ksc 6-38cm, brun închis (10YE4/3)în stare uscat� ,brun

cenu�iu �i foarte închis (10YE3/2) în stare umed�; lutos;structura granular� mic�

�i medie (1-5mm);friabil;reav�n;plastic stare umed�, salinizat;efervescen�a foarte

slab�;slab tare;slab tasat;trecere net�.

Orizontul Abk 38-48cm; brun g�lbui (10YE 4/4)în stare uscat� �i brun

g�lbui închis în stare umed� ;pete difuze alungite sau neregulate (0,5-2mm)de

culoare brun g�lbuie (10YE 5/4 ) în stare uscat� �i brun g�lbui închis în stare

umed�; reav�n; lutos; structura prismatic� mare cu muchi foarte ascu�ite; agregate

structurale casante �i foarte îndesate; efervescen�a moderat�; moderat tasat;

salinizat; trecere net�.

Orizontul Bk 48-70 cm; colorit neuniform brun g�lbui (10YR 5/4)în stare

uscat�, brun închis (10YR 4/4) în stare umed�; pete de culoare brun închis

Page 212: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

211

(10YR4/3) în stare uscat� �i brune (10YR 3/3) în stare umed�; reav�n; lutos,

structura prismatic� foarte mare cu muchii foarte ascu�ite; agregate structurale

casante �i foarte îndesate; efervescen�a foarte puternic� ;foarte tasat; salinizat.

Analiza morfologic� a profilului de sol a pus în eviden��, prezen�a la

adâncimea de 50 cm a unui orizont foarte compact, cu o structur� poliedric� foarte

mare �i agregate structurale casante, care prezint� însu�iri asem�n�toare cu cele

ale unui orizont fragipanic. La baza profilului de sol se constatat� o compresie

accentuat�, care împiedic� circula�ia apei �i primenirea aerului.

Propriet��i. Propriet��ile antrosolului hortic sunt diferite, în func�ie de

tipul de sol �i de zona pedo-climatic� în care au fost amplasate serele.

Textura oscileaz� de la nisipo- lutoas� pîn� la luto- argiloas�;

hidrostabilitatea agregatelor structurale este mai mare datorit� dozelor mari de

îngr���minte organice administrate, reac�ia este slab acid� pîn� la slab alcalin�

(pH=6-8,2), con�inutul în materie organic� �i elemente nutritive este foarte mare,

antrosolul fiind bine aprovizionat cu microelemente.

Subtipuri. Antrosolurile prezint� urm�toarele subtipuri: antrosol hortic �i

antrosol antracvic, care prezint� unul din cele dou� orizonturi antropedogenetice,

respectiv Aho sau Apaq, Anaq, Bvaq, antrosol psamic, care are textur� grosier� în

primii 50 cm, antrosol pelic, care prezint� textur� fin� cel pu�in în primii 50 cm ai

profilului, antrosol calcaric, care prezint� carbonat de calciu la suprafa�a

profilului, antrosol eutric, care eviden�iaz� propriet��i eutrice cel pu�in la nivelul

orizontului de suprafa��, antrosol distric, care are propriet��i districe cel pu�in în

orizontul de suprafa��.

Fertilitatea �i folosin�a. Drenajul extern slab, impune în cazul

antrosolurilor, asigurarea drenajului intern, în vederea evit�rii �i prevenirii

manifest�rii excesului de ap� �i a saliniz�rii.

Men�inerea unor temperaturi cu valori pozitive, pe fondul absen�ei

înghe�ului la nivelul orizontului de suprafa��, cît �i lipsa curen�ilor de aer care sa

favorizeze primenirea aerului din solurile serelor, determin� aplicarea unor

tehnologii de cultivare a plantelor care s� evite tasarea �i compactarea solului.

Page 213: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

212

În cazul antrosolurilor se impune fertilizarea cu doze mari de îngr���minte

minerale �i organice, în vederea satisfacerii necesarului de elemente nutritive,

pentru ob�inerea unor produc�ii mari �i constante.

%��5����������05�41

Clasa hidrisoluri include solurile care s-au format �i au evoluat în condi�ii

de exces de umiditate freatic� �i/ sau pluvial�. Condi�iile de anaerobioz� create de

apa în exces, determin� o intensificare a proceselor de reducere asupra compu�ilor

de fier �i mangan din sol, eviden�iate morfologic prin aspectul mozaicat, marmorat

al orizonturilor gleice, de tip Gr �i Go sau stagnogleice, de tip W �i w, în care

culorile de reducere (vine�ii, alb�strui, verzui, violacee), alterneaz� cu cele de

oxidare (ruginii, g�lbui, ro�iatice, portocalii).

În Sistemul Roman de Clasificare a Solurilor, elaborat în 1980, aceste

soluri erau incluse în clasa solurilor hidromorfe. Dup� SRTS-2003, datorit�

limit�rii de manifestare a propiet��ilor gleice, de la adîncimea de 125 cm, la

adîncimea de 50 cm, num�rul solurilor incluse în acast� clas� s-a restrans, astfel

încît unele tipuri �i subtipuri de sol au fost încadrate în alte clase de soluri.

Hidrisolurile prezint� propriet��i gleice intense (Gr) sau propriet��i

stagnice intense (W) sau eviden�iaz� prezen�a la suprafa�a profilului a unui orizont

de tip Al sau a unui orizont histic turbos, de tip T.

SRTS-2003, include în aceast� clas� �i solurile subacvatice, formate �i

evoluate în zona lacurilor de mic� adîncime, de pîn� la circa 2-3m, nivel la care se

poate dezvolta o vegeta�ie acvatic�, respectiv limita superioar� de farmare a

orizonturilor de tip Al sau T, a c�ror grosime este mai mic� de 50cm.

Clasa hidrisoluri include 3 tipuri de sol: stagnosol,gleiosol �i limnosol.

20.1. Gleiosol (Cg)

Gleiosolul este un sol freatic hidromorf, definit prin prezen�a la suprafa�a

profilului a unui orizont organic nehidromorf de tip O �i/ sau a unui orizont de

bioacumulare, care poate fi de tip Am, Ao, sau Au, avînd culori deschise,

respectiv valori �i crome mai mari de 3,5 la material în stare umed� �i a unui

����������

Page 214: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

213

orizont de gleizare de tip Gr, a c�rei limit� superioar� este situat� în primii 0 - 50

cm ai profilului.

R�spândire. În România, gleiosolul este r�spîndit pe forme de relief

joase, cu drenaj deficitar, reprezentate prin câmpii, lunci �i terase inferioare

(Câmpia joas� a Some�ului, Câmpia de divagare a Cri�urilor, luncile neinundabile

ale râurilor interioare ce str�bat cîmpiile �i regiunile deluroase), insular în areale

depresionare intramontane �i premontane ( Borsec, Bra�ov, Ciuc, Gheorghieni,

F�g�ra�) �i în sectoarele de versant cu izvoare �i alunec�ri, pe o suprafa�� de circa

585.000 ha (N. Florea-2004).

Materialul parental este reprezentat de depozite fluviatile �i lacustre

caracterizate prin textur� grosier� pân� la fin�, absen�a carbonatului de calciu �i

complex adsorbtiv slab saturat cu cationi bazici.

Vegeta�ia. Vegeta�ia anual� de fînea��-mla�tin� este alc�tuit� din specii

ierboase: Alopecurus pratensis (coada vulpii), Agrostis alba, Carex acutiformis

(rogoz), C. vulpina, Trifolium repens, Ranunculus repens, Potentilla reptans,

Glecoma hederacea, Plantago major, Lolium perenne, Juncus inflexus,

Taraxacum officinale, Ranunculus polyanthemos, Poa pratensis, Achillea

millefolium �i altele.

Climatul. Gleiosolul se formeaz� �i evolueaz� în zone cu clim� r�coroas�

�i umed�, respectiv temperaturi medii anuale de 6- 7oC �i precipita�ii medii anuale

mai mari de 650 mm, sub un regim hidric de tip exudativ sau freatic-stagnant.

Procese pedogenetice. Caracteristic în procesul de formare �i evolu�ie a

gleiosolului este manifestarea procesului de gleizare. Apa freatic� nemineralizat�,

este situat� la adâncimi de 1- 2 m (adîncime critic�). Manifestarea prelungit� a

excesului de umiditate freatic�, în condi�iile unui climat r�coros, favorizeaz� �i

determin� intense procese de reducere, pe fondul unei bioacumul�ri mai reduse.

Pe fondul existen�ei unui material parental s�rac în elemente bazice �i a apelor

freatice care au un con�inut sc�zut de bicarbonat de calciu, se formeaz� o cantitate

mic� de humus acid, constituit predominant din acizi fluvici

Profilul de sol. Gleiosolul prezint� urm�toarea morfologie: Ao - Ago - Gr.

Orizontul Ao are o grosime de 15cm-30, culoare brun, brun- cenu�iu sau cenu�iu,

textur� grosier�, mijlociu-grosier� sau fin�, func�ie de compozi�ia granulometric�

Page 215: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

214

a materialului parental, structur� granular� slab dezvoltat� sau poliedric�, depuneri

de compu�i de fier �i mangan sub form� de pete �i concre�iuni, slab eviden�iate.

Orizontul AGo, are o grosime de 20- 40 cm, textur� grosier� sau fin�,

culoare brun cenu�iu deschis cu frecvente pete ruginii, verzui, alb�strui, violacee

�i vine�ii, cuprinse între 16% �i 50%, este slab structurat sau cu structur�

poliedric�, compact, prezint� concre�iuni ferimaganice frecvente, bine dezvoltate.

Are aspect mozaicat, marmorat.

Orizontul Gr, prezint� coloare uniform� sau are un aspect mozaicat,

marmorat, cu peste 50% culori de reducere. Orizontul Gr nu eviden�iaz� prezen�a

carbonatului de calciu.

Propriet��i. Gleiosolul are frecvent textur� luto-argiloas�, nediferen�iat�

pe profil. Sunt soluri compacte �i reci care se lucreaz� greu. Structura este slab

dezvoltat�. Con�inutul de humus �i de elemente nutritive este relativ sc�zut. Se

eviden�iaz� prezen�a a circa 2- 3 g% humus acid, respectiv o rezerv� de 60- 120 t/

ha, pe adîncimea de 0- 50 cm. Reac�ia gleiosolului este acid�, cu valori pH mai

mici de 6. Gradul de satura�ie în baze are valori mai mari de 65%, cu

predominarea cationilor bazici bivalen�i de Ca. Datorit� intensit��ii �i duratei de

manifestare temporar prelungit� sau permanent� a excesului de umiditate,

gleiosolul prezint� un regim aerohidric defavorabil.

Subtipuri. În cazul gleiosolului, S.R.T.S-2003, define�te criteriul de

stabilire a subtipurilor, pe baza caracteristicilor morfologice �i chimice ale

orizontului de bioacumulare. Astfel se eviden�iaz� prezen�a urm�toarelor

subtipuri: gleiosol calcaric, care are carbonat de calciu în primii 20cm, pentru

gleiosol proxicalcaric, sau pe adîncimea de 20- 50cm, în cazul gleiosolului

epicalcaric; gleiosol eutric, care eviden�iaz� propriet��i eutrice la nivelul

orizontului de bioacumulare; gleiosol district, care prezint� propriet��i districe în

orizontul de bioacumulare; gleiosol molic, care eviden�iaz� la suprafa�a profilului,

un orizont de bioacumulare de tip Am; gleiosol cernic, la care atît orizontul Am,

cît �i orizontul subiacent intermediar, au o culoare închis� de orizont Am ; gleiosol

umbric, care prezint� la suprafa�a profilului, un orizont de bioacumulare, de tip

Au; gleiosol cambic, la care pe profil se eviden�iaz� un orizont Bv, gleiosol

psamic, care are o textur� grosier�, cel pu�in în primii 50cm ai profilului; gleiosol

pelic, la care textura este foarte fin�, cel pu�in în primii 50 cm ai profilului;

gleiosol aluvic, format �i evoluat pe materiale fluvice; gleiosol histic, care are la

Page 216: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

215

suprafa�a profilului, un orizont T, cu grosimea cuprins� între 20-50 cm; gleiosol

tionic, care prezint� în primii 125 cm, un orizont sulfuratic.

Fertilitatea �i folosin�a. Datorit� regimului aerohidric defectuos,

gleiosolul are o fertilitate natural� redus�, fiind folosit doar ca fînea�� de calitate

slab�. Efectele negative ale regimului aerohidric, se fac resim�ite pe tot parcursul

vegeta�iei, determinînd o germinare redus� a semin�elor, o încol�ire �i rasarirea

neuniform� a plantelor, o dezvoltare redus� a sistemului radicular �i acumul�ri de

produ�i toxici în plant�. To�i ace�ti factori determin� deregl�ri la nivelul plantei,

eviden�iate la final prin reducerea dras�ic� a produc�iilor. În vederea amelior�rii �i

valorific�rii superioare a gleiosolurilor, se recomand� aplicarea unui complex de

m�suri agrohidropedoameliorative, care constau în: lucr�ri de desecare-drenaj,

prelucrare mecanic� adanc�, orientat� perpendicular pe liniile de drenuri; aplicare

de amendamente calcaroase �i administrare de îngr���minte organice �i chimice.

În func�ie de m�surile ameliorative aplicate, se vor cultiva plante de nutre�, grîu,

porumb, etc. Nu se recomand� amplasarea pe gleiosoluri, a planta�iilor pomicole

�i a vi�ei de vie.

20.2. Stagnosol (Sg)

Stagnosolul s-a format sub influen�a excesului de umiditate pluvial�, exces

care se manifest� înc� din primii 50 cm, datorit� stagn�rii apei de precipita�ii, la

nivelul unui orizont impermeabil sau cu permeabilitate sc�zut�. Stagnosolul este

caracterizat prin prezen�a pe profil a unui orizont diagnostic, de tip W, cu limita

superioar� pân� la 50 cm �i care este grefat pe un orizont de tip A, B �i / sau E.

R�spîndire. Stagnosolul este r�spîndit pe suprafe�e cu drenaj slab, care nu

permit scurgerea apei la suprafa�a solului sau prin sol, situate pe terasele dealurilor

�i podi�urilor (Piemontul Getic, Piemonturile vestice, Podi�ul Some�an, Podi�ul

Sucevei) �i pe terenurile plane sau slab înclinate ale depresiunilor intracarpatice,

pericarpatice �i subcarpatice (Depresiunile Bra�ov, F�g�ra�, Ha�eg, Zarand, Baia

Mare, R�d�u�i etc.) �i ocup� o suprafa�� de circa 100.000 ha( Pedologie-Curs unic,

2005).

Materialul parental are textur� argiloas�, luto-argiloas� �i / sau lutoas� �i

este reprezentat de luturi, argile f�r� Ca CO3 �i depozite loessoide.

Page 217: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

216

Vegeta�ia. Vegeta�ia natural� sub care s-au format aceste soluri este

alc�tuit� din specii lemnoase cum sînt: Quercus petraea, Q. cerris, Q. frainetto,

Fagus silvatica, Ulmus procera, Acer campestre, Tilia cordata, Malus silvestris,

Pyrus pyraster �i din arbu�ti: Crataegus monogyna, Evonymus europaea, Cornus

mas, Ligustrum vulgare, Prunus spinosa, Rosa canina �i al�ii �i din specii ierboase

cum sînt: Asperula odorata, Mercurialis perennis, Euphorbia amygdaloides,

Pulmonaria officinalis Carex vulpina, C. praecox, Agrostis alba, A. tenuis �i

altele, unele putînd suporta perioade de usc�ciune �i perioade de exces de

umiditate.

Climatul. Stagnosolul s-a format �i a evoluat în zone cu temperaturi

anuale de 6- 9oC, precipita�ii anuale mai mari de 600 mm �i care pot ajunge chiar

�i la 900 mm. Indicele de ariditate din zona de formare a stagnosolului este mai

mare de 28. Regimul hidric este stagnant.

Procese pedogenetice. Descompunerea �i humificarea materiei organice

se desf��oar� o mare parte din an în condi�ii anaerobe. Excesul prelungit de ap�

stagnant�, o mare parte din an, determin� manifestarea intens� a proceselor de

reducere, care alterneaz� în cursul anotimpului secetos cu manifestarea proceselor

de oxidare, determinînd aspectul marmorat, mozaicat al orizontului de

stagnogleizare. Datorit� stagn�rii în partea superioar� a profilului, a apei de natur�

pluvial�, aera�ia solului este influen�at� negativ, determinând atingerea unor

niveluri critice, sub aspectul concentra�iei de CO2.

Profilul de sol. Stagnosolul prezint� pe profil urm�toarea succesiune a

orizonturilor: AoW - ABW – BvW sau BtW - C.

Orizontul AoW are o grosime de 20- 30 cm, este deschis la culoare (brun-

cenu�iu), textur� luto-argiloas� sau argiloas�, structur� granular�, poliedric�

angular� sau subangular� �i prezint� numeroase pete �i concre�iuni ferimanganice,

respectiv peste 50% culori de reducere, motiv pentru care eviden�iaz� un aspect

marmorat.

Orizontul ABW este situat subiacent orizontului de suprafa�� �i este

caracterizat printr-o culoare cenu�iu verzui, cu pete brune sau brun-g�lbui. Are

structur� poliedric� mic� sau medie slab dezvoltat� �i eviden�iaz� numeroase

forma�iuni ferimanganice fine. Este dur în stare uscat� �i are o grosime de circa

10- 20 cm.

Page 218: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

217

Orizontul BtW sau BvW are o grosime de 70- 80 cm, uneori de peste 100

cm, textur� luto-argiloas� sau argiloas�, structur� poliedric� sau columnoid

prismatic�, aspect marmorat cu frecvente pete de reducere ( mai mult de 50%) �i

concre�iuni ferimanganice. Este dur în stare uscat�.

Orizontul C reprezint� materialul parental pe care s-a format solul. Se

eviden�iaz� pe profil sub adîncimea de 120 cm. Se caracterizeaz� prin culoare

cenu�ie cu pete brun-g�lbui. Este lipsit de structur�.La nivelul orizontului C, sunt

prezente forma�iuni ferimanganice.

Propriet��i. Stagnosolul este un sol compact �i rece. Textura este luto-

argiloas�, nediferen�iat� pe profil �i prezint� o slab� aprovizionare cu humus �i

substan�e nutritive.Humusul prezint� concentra�ii reduse, cuprinse între 1 g% �i 2

g%, resectiv o rezerv� de maxim 60- 120 t/ha. Reac�ia este moderat sau slab acid�,

cu valori pH cuprinse 5,5- 6,5. Gradul de satura�ie în baze este cuprins între 60 �i

80%. Regimul aerohidric este defectuos, cu valori sub 10%. Activitatea

microbiologic� se manifest� cu intensitate redus�.

Subtipuri. Stagnosolul eviden�iaz� urmatoarele subtipuri: stagnosol tipic

(AoW - ABW-BvW - C), stagnosol luvic (Aow - ElW - Bt - C), stagnosol

albic(Aow – EaW – BtW - C), stagnosol vertic (Aow – ABW – ByW - C), ),

stagnosol histric(T - AoW - ABW -BvW - C), stagnosol gleic, la care orizontul Gr

este situat între 50 cm �i 100 cm), stagnosol planic, este un stagnosol albic sau

luvic care eviden�iaz� o schimbare textural� abrupt�, pe 7,5cm- 15cm, între

orizontul El sau Ea �i orizontul Bt.

Fertilitatea �i folosin�a. Propriet��ile fizice, fizico-chimice, fizico-

mecanice, hidrofizice �i de aera�ie ale stagnosolului sunt pu�in favorabile, motiv

pentru care ele au o fertilitate natural� sc�zut�. Stagnosolurile sunt utilizate pentru

p��uni �i fâne�e naturale, pe care se dezvolt� ierburi cu valoare nutritiv� slab�, sau

ca p�duri. M�surile de ameliorare aplicate pe stagnosoluri, fac referire la: lucr�ri

de desecare-drenaj, modelarea în benzi cu coame, amendarea cu amendamente

calcaroase, fertilizare organo-mineral�. Stagnosolurile nu sunt favorabile pentru

planta�ii pomicole �i vit� de vie, aceste specii fiind sensibile la fenomenele de

stagnogleizare. Dup� ameliorare, stagnosolurile pot fi utilizate pentru cultura

plantelor de cîmp: grîu, orzoaic�, porumb, floarea-soarelui, sfecl� de zah�r.

Page 219: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

218

20.3. Limnosol (Lm)

S.R.T.S-2003, l�rge�te no�iunea de sol, incluzînd în clasa hidrisoluri, un

nou tip de sol format pe fundul b�l�ilor, lacurilor �i lagunelor, denumit sol

subacvatic submers sau limnosol, sol a c�rui denumire provine din latinescul

“limnus” care înseamn� mla�tin�.( I.Munteanu,1984, citat de F.Filipov, 2005).

Adâncimea limit� de formare a limnosolurilor este aproximativ egal� cu

adancimea de transparen�� a apei sau cu adîncimea de p�trundere a luminii,

respectiv 2- 3 m, pentru lacuri de cîmpie �i colinare �i 9- 10 m, pentru lacurile din

regiunile montane. (Pedologie-Curs unic, 2005). Limniosolul are la suprafa�a

profilului un orizont diagnostic de bioacumulare, de tip Al sau T submers �i

subiacent un orizont de gleizare, de tip Gr.

Raspândire. Limnosolul este sunt r�spîndit pe fundul rezervoarelor de ap�

nu prea adînci �i în zonele marginale ale acestora, acolo unde adîncimea permite

dezvoltarea unei vegeta�ii acvatice.

Materialul parental este constituit din depozite de mal sau namol.

Vegeta�ia. Vegeta�ia acvatic� este reprezentat� de nuferi (Nuphar luteum,

Nymphaea alba), linti�� (Lemna minor, L. trisulca, Wolffia arrhiza), broscari��

(Hydrocharis morsus-ranae), Stratiotes alloides, Ceratophyllum demersum, C,

submersum, Myriophyllum spicatum, M. verticillatum, Trapa natans, Polygonum

amphibium, Potamogeton natans, P. pectinatus, iar cea palustr� prin stuf

(Phragmites australis), papur� (Typha latifolia, T. angustifolia), buzduganul apei

(Sparganium ramosum), s�geata apei (Sagittaria sagittifolia), Schoenoplectus

tabernaemontani, Sch. lacustris, Bolboschoenus maritimus, Glyceria aquatica,

Stachys palustris, Beckmannia erucaeformis, Veronica anagallis-aquatica,

Eleocharis palustris, Iris pseudacorus, Oenanthe aquatica, Cicuta virosa, �i

altele.

Climatul. Datorit� luciului de ap� de la suprafa��, care acoper� limnosolul,

amplitudinea varia�iilor de temperatur� din exterior, se diminueaz�, astfel încît, în

sezonul rece, temperatura din sol are valori positive.

Procese pedogenetice. Procesul de pedogenez�, care intervine în formarea

gleiosolului este sedimentogeneza sau geogeneza, care const� în depunerea

suspensiilor sau precipitatelor de natur� mineral� sau organic�, din apa lacurilor,

Page 220: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

219

b�l�ilor �i a lagunelor, proces prin care se realizeaz� o reinoire a materialului

parental. I.Munteanu-1984, eviden�iaz� c� în formarea gleiosolului, intervin

urm�toarele aspecte: - acumularea materiei organice alohtone �i autohtone,

provenite din vegeta�ia �i fauna acvatic�; -formarea �i acumularea sulfurilor

feroase, prin reducerea sulfa�ilor de c�tre bacteriile sulfo-reducatoare; -formarea

mîlului calcaros prin reducerea concentratiei de CO2 �i formarea CaCO3; -

formarea acumularilor de fier în solu�ii bogate în compu�i humici; -formarea de

CO2 �i CH4, prin transformarea materiei organice în conditii anaerobioz�.

Profilul de sol. Profilul limnosolului are urm�toarea morfologie: Al sau T

- Gr.

Sec�iune transversal� în bazine lacustre, succesiune de soluri

( I.Munteanu-1984).

������������

������ ���

��������

�������

��� ����

���

���

�����÷3(cenusiu oliv)

��

�����÷3(cenusiu oliv) ��

�����

(cenusiu albastrui)

�����

�����

���������

(cenusiu inchis)

��

����

� � �������

!

�!

�!!

��!

Orizontul Al are o culoare cenu�iu închis, brun cenu�iu închis sau chiar

neagru sau albastrui închis, care la contactul cu aerul se modific� în brun cenu�iu,

cenu�iu oliv sau oliv. Se caracterizeaz� prin stratificare evident� �i nu este

structurat. Are consisten�� foarte moale cu aspect de n�mol sau gel. Prezint� o

umiditate de 100- 400%. Densitatea aparent� este mai mic� de 0,6g /cm cub �i are

un con�inut de materie organic�, cuprins între 2%- 50%. Eviden�iaz� un con�inut

de 2-80% g/ g, în carbonat de calciu. Grosimea orizontului Al este cuprins� între

40-100 cm.

Orizontul Gr are o culoare cenu�iu verzui, sau cenu�iu albastrui, care

devine cenu�iu slab verzui, cenu�iu oliv sau oliv la contactul cu aerul atmosferic.

Page 221: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

220

Propriet��i. Textura limnosolului este diferit� în func�ie de granulometria

materialului sedimentat. Prezen�a carbonatului de calciu, determin� o reac�ie slab

alcalin�. Prin aducerea la suprafa�� în urma desec�rilor, limnosolul evolueaz�

c�tre gleiosol sau aluviosol.

Subtipuri.Limnosolul are urmatoarele subtipuri: limnosol disrtic, care

prezint� propriet��i districe la nivelul orizontului Al, limnosol eutric, care are

proprietati eutice în orizontul Al.

Fertilitatea �i folosin�a. Limnosolul este atît suport, cît �i surs� de

elemente nutritive pentru vegeta�ia acvatic�. Limnosolul reprezint� un spa�iu în

care sunt stocate �i imobilizate metalele grele. Limnosolul constituie filtru de

protec�ie împotriva polu�rii apelor freatice �i habitat pentru fauna acvatic�., fiind

indirect utilizat în piscicultur�. (Pedologie-Curs unic, 2005).

%��������������0��21

Aceast� clas� include solurile care au ca diagnostic, un orizont sa (salic),

sau na (natric), situat în primii 50 cm ai profilului de sol �i care se grefeaz� pe

orizonturile principale de la suprafa��, sau subsuprafa��, respectiv Ao, Am, Bv sau

Btna. Clasa salsodisoluri cuprinde tipurile de sol cunoscute sub denumirea de

solonceac �i solone� �i era cunoscut� anterior S.R.T.S-2003, drept clasa solurilor

halomorfe. Caractere de salinizare sau chiar salice, precum �i de alcalizare sau

chiar natrice, se întâlnesc �i la alte multe tipuri de sol, apar�inând altor clase,

determinând separarea de subtipuri salinizate �i/ sau alcalizate.

21.1. Solonceac (Sc)

Tipul solonceac se define�te prin prezen�a unui orizont salic (sa) situat în

primii 50 cm ai profilului de sol. Solonceacul este cunoscut în popor sub

denumirea de chelituri, s�r�turi cu crut� sau sar�turi albe.

R�spândire. Solonceacurile, împreun� cu solone�urle �i celelalte soluri

afectate de salinizare �i/sau alcalizare, se g�sesc disiminate într-un areal foarte

larg, întâlnindu-se pe unit��i joase de relief (câmpii, lunci, terase, crovuri etc.),

����������

Page 222: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

221

respectiv por�iunile joase ale Câmpiei Br�ilei; în luncile �i în apropierea râurilor

Ialomi�a, Cricovul S�rat, C�lm��ui, Buz�u �i Siretul inferior; în jurul lacurilor

s�rate Strachina, Fundata, Movila Miresii, Plopul, Ianca, Balta Alb�, Lacul S�rat

etc.; în câmpia subcolinar� Mizil - Stîlpu; în lunca �i Delta Dun�rii; în Câmpia de

Vest, pe interfluviile Cri�ul Repede - Cri�ul Negru, Cri�ul Alb - Mure� �i Mure� -

Bega; în Câmpia Moldovei (Jijia - Bahlui), în lunca Prutului �i Bârladului; pe

v�ile unor râuri din Câmpia Transilvaniei; pe Valea Carasu (Dobrogea); în zona

litoralului M�rii Negre, pe v�ile cu deschidere spre mare �i în preajma lagunelor

(Razelm, Babadag, Golovi�a, Smeica, Sinoe, Ta�aul, Techirghiol) etc. (Ghe.

Sandu-1980).

Materialul parental. Este reprezentat prin depozite salifere (marne,

argile, luturi �i nisipuri salifere) sau rezultate din dezagregarea rocilor compacte

salifere (cum sunt, de exemplu, cele de sare gem�).

Vegeta�ia. Vegeta�ia natural� caracteristic�, este reprezentat� prin asocia�ii

de plante obligat halofite cum sînt: Bassia hirsuta, Camphorosma ovata, Plantago

maritima, Obione verrucivera, Salicornia herbacea, Suaeda maritima, Salsola

soda, Petrosimonia triandra, Obione verucivera, �i altele.

Climatul. Solonceacul s-a format �i a evoluat sub influen�a unui climat

secetos �i / sau moderat secetos semiumed, caracterizat prin temperaturi medii

anuale cuprinse între 8,0oC �i 11,5 oC �i precipita�ii medii anuale de 380 – 560

mm. Valorile evapotranspira�iei poten�iale sunt cuprinse între 670- 730 mm,

eviden�iindu-se un deficit de umiditate de 100- 250 mm. Indicele de ariditate este

cuprins în intervalul 16- 27. Regimul hidric este de tip exudativ extern.

Procese pedogenetice. Caracteristica principal� în formarea

solonceacului, const� în acumularea de s�ruri solubile. Prezen�a s�rurilor solubile

în cantitate mare se datore�te materialelor parentale reprezentate prin depozite

salifere, sau rezultate din dezagregarea rocilor compacte salife, astfel încît, chiar �i

în condi�iile unui climat semiumed, levigarea nu îndep�rteaz� total s�rurile

solubile, parte din acestea r�mânând la suprafa�� sau în partea superioar� a

profilului.

Solonceacurilor evoluate pe depozite salifere, li se adaug� �i cele formate

tot pe roci salifere, ajunse la zi prin procese de eroziune �i alunecare sau c�rate �i

Page 223: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

222

depuse pe versan�i, la poalele acestora, în lunci, sau formate sub influen�a apelor

s�rate ale izvoarelor de coast� ale scurgerilor de suprafa�� etc. (C.Te�u-1983).

Salinizarea este determinat� �i de apele m�rii, lagunelor �i lacurilor s�rate,

de apele de rev�rsare sau de infiltra�ie lateral�, de depunerea la suprafa�a solului a

pulberilor de s�ruri aflate în stropii de ap� rezulta�i prin spargerea valurilor �i

antrena�i de c�tre vânt (a�a-numitul fenomen de impulveriza�ie) etc. (�t. Puiu-

1980).

Cea mai mare parte a solonceacurilor din �ara noastr� s-au format îns� sub

influen�a pânzelor freatice mineralizate (bogate în s�ruri solubile) �i aflate la

adâncime mic� (regim hidric exsudativ). Apa din pânzele freatice mineralizate �i

aflate la adâncime mic� urc� prin capilaritate pân� la suprafa�a solului, aici se

evapor�, iar s�rurile con�inute se depun.

Pentru ca pânzele freatice s� duc� la formarea de solonceacuri trebuie s�

dep��easc� un anumit grad de mineralizare �i s� nu dep��easc� o anumit�

adâncime. Adâncimea maxim� de la care apele freatice mineralizate pot duce la

formarea de solonceacuri poart� denumirea de adâncime critic�, iar mineralizarea

corespunz�toare se nume�te mineralizare critic�.

În condi�iile ��rii noastre, adâncimea critic� �i mineralizarea critic� sunt:

pentru zona de step� de 2,5 - 3,5 m �i respectiv 1,5 - 3,0 g/l, pentru zona de

silvostep� de 1,8 - 1,9 m �i respectiv 0,7 - 1,2 g/l, iar pentru zona de p�dure < 1 m

�i respectiv 0,5 - 0,8 g/l.

Acumularea de s�ruri solubile, deci formarea de soluri salinizate sau chiar

solonceacuri, se mai poate datora �i exploat�rii nera�ionale de c�tre om a unor

terenuri, proces cunoscut sub denumirea de s�r�turare sau salinizare secundar�.

(Al. M�ianu-1963). De exemplu, prin irigarea unor soluri nes�r�turate cu ape

mineralizate, parte din s�rurile con�inute de acestea se depun �i se acumuleaz� an

de an.

Profilul de sol. Morfologia pe profil a solonceacului este de tip: Aosa -

ACsc - C sau Aosa -Agosc sau Aosc - Aosa - Agosc sau Ao - Aosc - Aosa -

AoGosc.

Orizontul Aosa este deschis la culoare, respectiv brun cenu�iu �i are o

grosime de 10- 20 cm. Este un orizont de acumulare slab� a humusului �i

puternic� a s�rurilor solubile (peste 1g- 1,5g %). Caracterul esen�ial de diagnostic

Page 224: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

223

al acestor soluri îl constituie orizontul sa, care trebuie s� fie situat în primii 50 cm

ai profilului �i s� aib� cel pu�in 10 cm grosime.

Orizontul AoGosc are o culoare cenu�iu închis, cu pete brun ro�iatice �i

eviden�iaz� numeroase acumul�ri de s�ruri u�or solubile �i carbonat de calciu. Are

o grosime de circa 10- 20 cm.

Orizontul Gosc are o culoare brun cenu�iu închis, cu numeroase pete

cenu�ii �i g�lbui ro�cate. Prezint� grosime variabil�.

Neoforma�iunile caracteristice solonceacului sunt cele de s�ruri solubile,

prezente în orizontul superior sub form� de vini�oare, tubu�oare, pete, pungi sau

cuiburi, cît �i neoforma�iuni de carbona�i de calciu �i magneziu, sub form� dre

eflorescen�e �i pseudomicelii.

Solonceacurile aflate sub influen�a apelor freatice, eviden�iaz� �i

neoforma�iuni de oxizi �i hidroxizi de fier, îndeosebi sub form� de pete, prezente

frecvent la nivelul orizontului AoGo.

Propriet��i. Solonceacurile au o textur� variat�, de la grosier� la fin�, de

cele mai multe ori mijlocie sau fin�. Sunt nestructurate sau prezint� agregate

gr�un�oase, slab dezvoltate, care, în contact cu apa, se desfac, solul devenind

mocirlos. Lipsa de structur� �i con�inutul ridicat de s�ruri solubile, face ca

presiunea osmotic� a solu�iei de sol, s� fie ridicat�. Sub aspectul con�inutului de

ap� �i aer în sol, datorit� gleiz�rii, nu sunt asigurate condi�ii bune pentru cre�terea

�i dezvoltarea plantelor.

Din punct de vedere al propriet��ilor chimice, principala caracteristic� a

solonceacurilor o constituie prezen�a în orizontul de suprafa�� al profilului de sol,

a unei cantit��i mari de s�ruri solubile, îndeosebi de sodium, în special sub form�

de cloruri �i sulfa�i. Pentru ca un sol s� fie încadrat la solonceac trebuie s� con�in�

cel pu�in 1g% s�ruri solubile, dac� tipul de salinizare este cloruric �i cel pu�in

1,5g%, dac� este sulfuric.

Prezen�a s�rurilor libere, face ca solonceacurile s� fie saturate în întregime

cu cationi bazici, în rândul c�rora, al�turi de Ca2+ care predomin� (datorit� puterii

de adsorb�ie mai mare, decât a celor de Na+), o pondere mai însemnat� decât la

solurile nesalinizate o au cei de Na+, determinînd un grad de satura�ie în baze de

100%. Reac�ia este alcalin�, cu valori pH cuprinse între 8,3 �i 8,5. Solonceacurile

tipice sunt s�race în humus, respectiv 1 - 2 g%, eviden�iind o rezerv� mic� pe

adîncimea de 0-50 cm, de circa 60 - 120 t/ha.

Page 225: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

224

Con�inutul în substan�e nutritive este redus.

Solonceacul este foarte pu�in active, din punct de vedere microbiologic.(�t.

Puiu-1980).

Subtipuri. Solonceacul eviden�iaz� prezen�a urm�toarelor subtipuri:

solonceac tipic cu sod�, care con�ine carbonat sau bicarbonat de sodiu peste

10mg/100gsol), solonceac calcaric, solonceac molic, solonceac sodic, solonceac

vertic, solonceac gleic, solonceac pasamic �i solonceac pelic.

Fertilitatea �i folosin�a. Con�inutul ridicat de s�ruri solubile, face ca

aceste soluri neameliorate s� nu pot� fi folosie pentru cultura plantelor.

Ameliorarea solonceacurilor, în vederea folosirii pentru cultura plantelor se

poate face numai prin aplicarea unui complex de m�suri speciale: irig�ri de

sp�lare, în vederea levig�rii în adâncime a s�rurilor; amendamente cu gips,

fosfogips etc., cu scopul de a împiedica evolu�ia spre solone�uri, de a normaliza

componen�a cationic� �i de a îmbun�t��i propriet��ile fizice, chimice �i biologice;

coborârea nivelului apelor freatice prin drenaj, pentru a opri regradarea s�rurilor

solubile spre suprafa�� (în cazurile în care solonceacurile se formeaz� datorit�

prezen�ei apelor freatice mineralizate la adâncime mic�).

În afara acestor m�suri speciale, este necesar� aplicarea unei agrotehnici

adecvate, încorporarea de îngr���minte organice �i minerale, cultivarea de plante

mai rezistente la salinizare (orez, iarb� de Sudan, hibrid sorg – iarb� de Sudan,

Medicago sativa, Onobrichis viciifolia, Tripholium repens) etc.

21.2. Solone� (Sn)

Tipul solone� este cunoscut �i sub denumirea de sol alcalic, sol alcalin sau

s�r�tur� neagr�. Solone�ul se define�te prin prezen�a unui orizont mineral de

asociere, de tip na, situat în primii 50 cm ai profilului. (S.R.T.S.-2003).

R�spândire. Solone�urile sunt r�spândite pe forme de relief depresionare,

acumulative, cu drenaj defectuos, din zona de lunc� �i din zonele colinare, pe

suprafe�e slab drenate din Câmpia Tisei, Câmpia Român�, din luncile râurilor

Prut, Bahlui, Jijia, Miletin, Ba�eu �i ale afluen�ilor acestora. În Câmpia Moldovei,

solone�urile pot ap�rea �i pe versan�ii cu expozi�ie sudic� sau sud-estic�.

(Pedologie-Curs unic, 2005). Solone�urile sunt r�spândite împreun� cu

solonceacurile.

Page 226: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

225

Materialul parental. Materialul parental este constituit din depozite

aluviale cu diferite texturi sau din marne salifere de vârste geologice diferite(

Er.Merlescu,1982).

Vegeta�ia. Solone�urile, au evoluat sub o vegeta�ie caracteristic�, alc�tuit�

din specii ierboase care tolereaz� reac�ia alcalin�: Bassia sedoides, Camphorosma

monspeliaca, Plantago schwarzenbergiana, Puccinelia distans, Agropyron

elongatum, Spergularia marginata, Puccinelia limosa �i altele; pe solone�urile

slab s�r�turate cresc Juncus gerardi, Agrostis alba, Aster pannonicus, Pholiurus

pannonicus, Limonium gmelini, Artemisia maritima, dar �i din specii nehalofile,

prim�vara, pe orizontul superior desalinizat beneficiind de umiditatea mare din

aceast� perioad� (Schlerochloa dura, Alopecurus aequalis, Poa annua,

Schleranthus annuus, Erophila verna �i altele).

Frecven�a speciilor nehalofile este mai mare la solone�urile cu orizont

situat în partea inferioar� a sec�iunii de control la adîncimea de 30-50 cm.

Climatul. Temperaturile medii anuale, din zona de formare a solone�ului,

sunt mai mari de 9˚C, suma precipita�iilor anuale este mai mic� de 600mm.

Deficitul de umiditate mai mare de 150 mm, eviden�iaz� un bilan� hidroclimatic

moderat deficitar �i foarte deficitar.

Procese pedogenetice. Condi�iile specifice de formare a solone�ului,

constau în alcalizarea sau sodizarea solului, respectiv o îmbog��ire a complexului

coloidal în ioni de Na adsorbit �i uneori în formarea de carbonat de sodiu.

Solone�urile se formeaz�, de obicei, fie din solonceacuri prin desalinizare, fie din

soluri supuse alternativ saliniz�rii �i desaliniz�rii.

Formarea solone�urilor din soluri supuse alternativ saliniz�rii �i

desaliniz�rii se petrece în condi�ii de pânze freatice puternic mineralizate, dar cu

nivel oscilant, ceea ce face ca, în anumite perioade, s� predomine curen�ii

ascenden�i de ap� (regim hidric exudativ), deci salinizarea, iar în altele, cei

desecenden�i (regim hidric exudativ în profunzime), prin urmare desalinizarea.(�t.

Puiu-1980).

Desalinizarea solonceacurilor sau salinizarea �i desalinizarea alternativ� a

altor soluri determin� manifestarea a�a-numitului proces de alcalizare (sau de

solone�izare), care const�, în principal, din îmbog��irea complexului coloidal în

sodiu adsorbit, la care se adaug�, uneori, �i formarea de carbonat de sodiu.

Page 227: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

226

La solone�uri, în lipsa s�rurilor în partea superioar� a profilului �i datorit�

sodiului adsorbit în mare cantitate (peste 15 % din T), argila nu mai are stabilitate,

peptizeaz� �i migreaz� pe profil, formând un orizont Btna, care constituie pentru

marea majoritate a solone�urilor, orizontul de diagnostic.

Prin migrarea din partea superioar� a argilei, uneori, deasupra orizontului

Btna, se separ� �i un orizont El sau Ea.

Sodizare mai pu�in accentuat� decât la solone�uri, se întâlne�te �i la multe

alte tipuri de sol, apar�inând altor clase, unde determin� separarea de subtipuri

sodizate.

Profilul de sol. Solone�urile tipice au profil: Ao - El - Btna - CGo, sau Ao

- Btna – CGo.

Orizontul Ao, de obicei, sub�ire, de numai câ�iva centimetri, dar care,

uneori, poate atinge sau chiar dep��i 20 - 30 cm, are o culoare cenu�iu brun sau

brun.

Orizontul El, are o grosime cuprins� între 2 cm �i 25 cm �i prezint� o

culoare brun cenu�iu. Orizontul Btna are grosimi cuprinse de la 30 pân� la peste

70 cm �i culoarea, oscileaz� de la brun pân� la brun-închis.

La baza profilului, dup� cum solul se afl� sau nu sub influen�a apelor

freatice, se g�se�te, fie un orizont CGo, urmat, uneori �i de un orizont Gr, a c�rui

limit� superioar� este situat� sub 125 cm, fie materialul parental C.

Propriet��i. Solone�ul are textur� lutoas� sau luto-argiloas�. La nivelul

orizontului Ao, solul este s�r�cit în coloizi �i îmbog��it rezidual în particule

cuar�oase grosiere �i slab aprovizionat cu humus, respectiv 1g% – 2g %. Gradul

de satura�ie în baze este sub 100 (pân� la circa 70 %). Na+ adsorbit sub 5 % din T,

reac�ie acid� (pH în jur de 6), nestructurat sau cu structur� gr�un�oas� foarte slab

format� etc.

Orizontul Btna, poate începe de la adâncime foarte mic�, adesea la câ�iva

centimetri de la suprafa��.

Textura fin� sau mijlocie, cu argil� migrat� de sus, structur� columnar�

(specific�, întâlnit� numai la aceste soluri) sau prismatic�; capacitate de ap� util�,

permeabilitate �i porozitate de aera�ie cu valori dintre cele mai mici posibile;

compactitate, plasticitate, aderen�� �i rezisten�a la arat dintre cele mai mari

întâlnite, în general, la soluri; procent ridicat de sodiu adsorbit (V % = 100 %, iar

VNa peste 15 % pân� la 70 - 80 % din T) �i uneori carbonat de sodiu liber; reac�ie

Page 228: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

227

puternic alcalin�, pH mai mare de 8,5 – 9,0, uneori peste 10 (asemenea valori mari

fiind specifice numai aceste soluri).

Dintre neoforma�iuni, se eviden�iaz� cele rezultate din acumularea argilei,

sub form� de pelicule în Btna �i cele reziduale, sub form� de particule cuar�oase

sau pudr� de silice (pete albicioase), în orizontul E.

Subtipuri. S.R.T.S.-2003, eviden�iaz� pentru solone�, urm�toarele

subtipuri: solone� molic (Am - Btna - C) ; solone� luvic (Ao - El - Btna - C) ;

solone� albic (Ao - Ea - Btna - C); solone� salinic, la care orizontul hiposalic este

situat în primii 100cm sau cu orizont salic pe adâncimea 50-100cm; solone�

calcaric, care prezint� carbonat de calciu în primii 50cm ) ; solone� stagnic, care

eviden�iaz� propriet��i hipostagnice în primii 100cm sau propriet��i stagnice între

50-200cm ) ; solone� solodic, cu orizont eluvial pe grosime mai mare de 15cm;

solone� gleic, care are propriet��i gleice între 50-100cm) ; solone� entic, solone� în

stadiu incipient; solone� psamic, cu textur� grosier� cel pu�in în primii 50 cm;

solone� pelic, care are textur� argiloas�, cel pu�in în primii 50 cm.

Fertilitatea �i folosin�a. Datorit� propriet��ilor fizice, chimice �i biologice

deficitare, fertilitatea natural� a solone�ului este foarte mic� (600-900 kg/ha mas�

verde).

În condi�ii naturale sunt ocupate de paji�ti de foarte slab� calitate. mare

parte a acestor soluri pot avea prin ameliorare o fertilitate poten�ial� ridicat�.

Îmbun�t��irea fertilit��ii acestor soluri saline �i alcalice, cât �i a diferitelor tipuri

de sol salinizate în diferite grade, se poate realiza prin aplicarea în complex a unor

lucr�ri de ameliorare radical�, cum ar fi:

- lucr�ri hidrotehnice,

- lucr�ri de îmbun�t��iri funciare,

- lucr�ri agrofizice,

- m�suri agrochimice,

- m�suri biologice etc.

Se apreciaz� faptul c�, atât pe parcursul amelior�rii, cât �i dup�

ameliorarea solurilor este absolut necesar� cunoa�terea permanent�, în dinamic�, a

valorilor însu�irilor ameliorative �i compararea cu parametrii stabili�i, datorit�

Page 229: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

228

faptului c� atât procesele de salinizare-desalcalizare, cât �i procesele de

compactare au un puternic caracter reversibil, evoluând în sens negativ, dac� cel

pu�in unul dintre elementele importante ale tehnologiei ameliorative nu se

respect� întocmai (Lucr. conf. de �t. sol. Satu Mare, 1973).

%��5����������05��1

Aceast� clas� de soluri include solurile care au ca diagnostic un orizont

organic nehidromorf sau un orizont organic hidromorf, de tip O sau T, situat la

suprafa�a profilului, care eviden�iaz� o grosime minim� de 50 cm sau de 20 cm, în

func�ie de absen�a sau prezen�a rocii consolidate �i este reprezentat� de dou� tipuri

de sol: histosol �i foliosol. Prezen�a pe profil a orizontului organic, deosebe�te

puternic aceste soluri, fa�� de solurile minerale.

22.1. Histosol (Tb)

Histosolul este cunoscut �i sub denumirea de sol turbos, molha�, tinoav�,

bahn�, rogoaz�, marghil�, etc. Histosolul este definit de prezen�a la suprafa�a

profilului, a unui orizont de tip T, de minim 50 cm grosime, dac� este constituit

din material fibric, sau de maxim 40 cm, în cazul în care este constituit din

material sapric sau hemic. Orizontul T, prezint� un con�inut de cel pu�in 30%-35%

material organic, în func�ie de con�inutul în argil�. Prezen�a materialului organic

fibric, determin� un aspect afînat al orizontului T, deoarece, mai mult de 65% din

volumul acestuia, este constituit di resturi vegetale, incipient transformate.

R�spândire. Histosolurile se întâlnesc pe suprafe�e mici, în condi�iile unui

relief variat: munte, deal, podi�, câmpie, depresiuni, delt�, lunc�, teras�, versan�i

etc. Arealul geografic de r�spîndire, este foarte larg: în Mun�ii Apuseni, Mun�ii

Sebe�ului, Mun�ii Semenicului, Mun�ii Bucegi, în Ceahl�u etc.; în depresiunile

Oa�, Maramure�, Dorna, Borsec, Tu�nad, Ciuc, Gheorghieni, �ara Bîrsei etc.; în

unele sectoare ale câmpiilor joase �i umede din vestul ��rii (mla�tinile Eriului,

Crasnei inferioare, Livadei, Timi�-Bega etc.); în luncile unor râuri (Oltul

f�g�r��an, Lozna); în lunca �i Delta Dun�rii; în apropierea �i în locul unor foste

lacuri �i b�l�i etc. (�t.Puiu-1980).

���������

Page 230: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

229

Materialul parental. Materialul ini�ial este constituit din depozite

deltaice, ml��tinoase, aluviale, de teras�, roci dure (magmatice, metamorfice �i

sedimentare), etc.

Vegeta�ia. Formarea histosolurilor este determinat� din vegeta�ia

constituit� din specii cu preten�ii rezonabile fa�� de aprovizionarea cu elemente

nutritive �i care se dezvolt� în condi�ii de umiditate excesiv� formînd mla�tinile

eutrofe la cîmpie (bahn�) �i mla�tinile oligotrofe în depresiunile intracarpatice

formînd tinovul sau mla�tina de turb�. Mla�tinile oligotrofe (tinovul) iau na�tere

în condi�ii de sol �i de ap� foarte s�race în substan�e minerale, în special calcar, �i

se formeaz� de obicei pe roci silicioase în regiuni cu clim� rece, cu precipita�ii de

peste 750 mm cu o perioad� de vegeta�ie destul de lung�, f�r� geruri mari �i

vînturi reci, �i nu sînt legate de anumite forme de relief. Mla�tina oligotrof� se

poate forma pe o mla�tin� eutrof� cu ciclul de evolu�ie încheiat, sau prin

înml��tinirea unei p�duri, sau direct pe sol/ roc�, sau prin umplerea cu mu�chi de

turb� (Sphagnum) a unor locuri cu ap� oligotrof�, putîndu-se dezvolta foarte bine

în depresiuni, platouri rotunjite sau chiar pe coaste line. Vegeta�ia tinoavelor este

format� în special din mu�chi de turb� (Sphagnum fuscum, Sph. medium, Sch.

moluscum, Sph. rubellum, Sch. papillosum), plante superioare ca meri�or

(Vaccinium vitis idaea), r�chi�ele (Vaccinium oxycoccos), Scheeutzeria palustris,

bumb�cari�� (Eriophorum vaginatum), ruginare (Andromeda polifolia), Calluna

vulgaris, diferite specii de rogoz: (Carex limosa, C. rostrata, C. pauciflora, C.

magellanica). Dintre speciile lemnoase, vegeteaz� Salix pentandra, S. silesiaca, S.

aurita, molidul (Picea abies), pinul de p�dure (Pinus silvestris), mesteac�nul alb

(Betula pubescens), mesteac�nul pitic (Betula nana, B. humilis); de remarcat c�

aceste specii sînt tot mai mici cu cît se g�sesc spre centrul turb�riei.

Histosolurile eutrice (numite �i bahne) se formeaz�, în denivel�rile mai

mari �i mai adînci din unele cîmpii unde se acumuleaz� înspecial apele de

infiltra�ie. Aceste bahne se colmateaz� prin depunerea treptat� a resturilor vegetale

înspecial, începînd de la mal spre centrul lacului. În apa liber� din mijlocul lacului

se dezvolt� speciile acvatice natante �i submerse: Lemna minor, L. trisulca,

Wolffia arrhiza, Hydrocharis morsus-ranae, Nuphar luteum, Nymphaea alba,

Stratiotes alloides, Potamogeton, Ceratophyllum, Myriophyllum, �i altele, multe

dintre ele avînd rizomii fixa�i în n�molul de pe fundul lacului. Spre mal, unde

adîncimea apei este mai mic� �i descre�te treptat, se g�sesc speciile palustre din

Page 231: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

230

genurile Phragmites, Typha, Bolboschoenus, Glyceria, Alisma, Scirpus,

Shoenoplectus �i altele. Chiar pe mal se g�se�te o band� de rogoz (Carex

acutiformis, C. riparia, C. melanostachya, C vulpina, C. vesicaria �i altele), de

pipirig (Juncus conglomeratus, J. articulatus, J. effusus, J. inflexus), Lythrum

salicaria, Rorippa amphibia, Oenanthe aquatica, Sium latifolium, Mentha

aquatica �i altele. Între histosolurile din zona marginal� a lacului �i zona solurilor

semihidromorfe �i automorfe uneori se instaleaz� speciile lemnoase de Salix

triandra, S. viminalis, S. purpurea, S. alba, Alnus glutinosa �i altele, iar dintre

cele ierboase men�ion�m pe Potentilla anserina, Rumex crispus, Agrostis alba,

Poa palustris, Glyceria aquatica, Galium palustre, Lysimachia vulgaris,

Epilobium hirsutum, Polygonum amphibium terrestre; P. lapathifolium,

Bolboschoenus maritimus �i altele.

Histosol este �i plaurul plutitor �i colmatat (caracteristic Deltei Dun�rii)

format dintr-o �es�tur� foarte deas� de r�d�cini, plante vii, unele turbificate �i praf

adus de vînt: Phragmites australis, Sagittaria sagittifolia, Typha latifolia, T.

angustifolia, Stachys palustris, Mentha aquatica, Lysimachia vulgaris, Sium

erectum, S. latifolia �i altele. Manifestarea permanent� a excesului de umiditate

freatic� �i stagnant� provenit� din scurgeri sau din inunda�ii este caracteristica

important� a histosolurilor �i factorul indispensabil în formarea acestora.

Compozi�ia chimic� �i factorul de mineralizare a apei freatice influen�eaz� atît

dezvoltarea anumitor specii de plante cît �i unele propriet��i chimice ale

histosolurilor.

Climatul. Precipita�iile �i temperaturile cracteristice zonei de formare �i

evolu�ie a histosolului sunt specifice luncii, cîmpiei �i depresiunilor intramontane,

oscilînd de la cele mai sc�zute pân� la cele mai ridicate din câte se întâlnesc pe

teritoriul ��rii noastre.

Procese pedogenetice. Dintre condi�iile de formare, caracteristice sunt

cele de mediu saturat în ap� �i vegeta�ie specific� unui astfel de mediu (mu�chi,

Cyperaceae, Juncaceae �i alte plante hidrofile). În condi�iile specifice de mediu

saturat în ap� �i vegeta�ie adaptat� unui astfel de mediu, caracteristice în formarea

acestor soluri, sunt procesele de turbificare, care în condi�iile acoperirii

maerialului organic vegetal, cu ap� �i cu sedimente, determin� o incarbonificare a

acestora. Acumularea anual� de materie organic� vegetal�, aflat� în diferite etape

de transformare, determin� o în�l�are a histosolului, pe fondul unei humific�ri

Page 232: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

231

reduse �i a eviden�ierii la suprafa�a profilului, a unui orizont organic turbos, cu

reac�ie puternic acid� �i s�rac în substan�e minerale.

Profilul de sol. Se consider� c� histosolul, are profilul format dintr-o

succesiune de orizonturi organice hidromorfe, de tip T, a c�ror grosime este de

peste 50 cm, fiind constituite predominant, din material organic provenit din

mu�chi, Cyperaceae, Juncaceae �i alte plante hidrofile. Subiacent orizontului T,

se g�se�te un orizont Gr, care datorit� grosimii mari a orizontului T (uneori pân�

la 7 - 8 m) nu se încadreaz� în profilul solului �i care face o trecere tran�ant�, c�tre

solul mineral îngropat.

Propriet��i. Fiind alc�tuite, practic, numai din materie organic�, la aceste

soluri nu se poate vorbi de textur� �i structur�. Din punct de vedere al st�rii

generale fizice, se caracterizeaz� printr-un exces foarte mare de ap� �i aera�ie

foarte sc�zut�.(�t.Puiu-1980).

Sunt s�race în humus �i substan�e nutritive. Gradul de satura�ie cu baze �i

pH-ul variaz� în limite foarte largi, respectiv de la 100 % la 10 % �i de la 8 la 3, în

func�ie de zona în care se g�sesc.

Subtipuri. Histosolul prezint� urm�toarele subtipuri: histosol district, care

eviden�iaz� propriet��i districe; histosol eutric, care are propriet��i eutrice; histosol

salinic, care prezint� un orizont hiposodic în primi 100 cm ai profilului, sau un

orizont salic în intervalul 50- 100cm; histosol teric, care are un orizont mineral de

peste 30 cm grosime, situat în primii 100cm ai profilului; histosol tionic, care

prezint� un orizont sulfuratic în primi 125cm ai profilului.

Fertilitatea �i folosin�a. Histosolul are o productivitate foarte redus� �i este

utilizat natural, cu rezultate slabe, pentru ob�inerea de furaje. În cazul în care se

g�sesc situate în zone favorabile agriculturii, prin ameliorare pot fi utilizate în

cultura plantelor (cartofi, cânep�, legume, floarea soarelui, porumb etc.). Dintre

m�surile ce se recomand� fac parte: desecarea �i drenarea; lucrarea adânc�;

aplicarea de îngr���minte cu azot, dar mai ales cu fosfor �i potasiu, de

îngr���minte pe baz� de cupru, de amendamente calcaroase. Materialul turbos

constituie o important� surs� de îngr���minte organice, fiind comparabil, în

general, cu gunoiul de grajd. (C.Te�u �i colab.-1983).

Page 233: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

232

22.2. Foliosol (Fs)

Foliosolul este un sol organic, definit de prezen�a la suprafa�a profilului a

unui orizont organic nehidromorf sau orizont folic, de tip O, care are o grosime

minim� de 50 cm sau de numai 20 cm, în cazul în care orizontul O este situat

direct pe roca generatoare.

R�spândire. Foliosolul ocup� suprafe�e restrînse, discontinue,din zone

depresionare intamontane, montane �i alpine.

Materialul parental. Foliosolul s-a format �i a evoluat, în condi�iile

existen�ei unor resturi organice vegetale, provenite din specii acidofile, pe fondul

intensific�rii alter�rii p�r�ii minerale a orizonturilor subiacente

Vegeta�ia. Formarea �i evolu�ia foliosolurilor, este determinat�, în zonele

montane, de p�durile de conifere, iar în zona alpin� de prezen�a tuf�ri�urilor �i a

paji�tilor alpine. Coniferele determin� acidifierea solului �i intensificarea alter�rii

p�r�ii minerale a orizonturilor subiacente (bradul are ac�iune acidifiant� mai

redus� datorit� înr�d�cin�rii mai profunde cît �i a con�inutului mai mare de cationi

bazici din materialul organic). Aceste soluri se deosebesc de celelalte tipuri de sol

pe care cresc molid, brad, atît prin roca parental�, cît �i prin condi�iile climatice

diferite.

Climatul. Condi�iile climatice de formare �i evolu�ie a foliosolurilor, sunt

caracteristice zonei montane �i alpine, fiind caracterizate prin temperaturi sc�zute

�i un nivel foarte ridicat al precipita�iilor.

Procese pedogenetice. În cazul foliosolurilor, solificarea decurge în

sensul a acumul�rii repetate, de material organic, provenit din speciile forestiere,

cît �i material acumulat prin intermediul apelor de �iroire, care desprind,

transport� �i depun materialul organic in arealele depresionare cu caracter

acumulativ (N.Florea-2004). Descompunerea lent� a materialului organic,

determin� formarea de acizi fulvici solubili, care determin� o reactie acid�.

Compusii organici rezultati din alterare sunt antrenati catre partea minerala a

orizonturilor subiacente iar o alta parte se acumuleaza deasupra acestora intr-un

strat cu grosimea de 5-15cm.(Pedologie-Curs unic, 2005).

Profilul de sol. Foliosolul are urmatoarea succesiune de orizonturi: Ol -

Of - Oh - C sau R . Orizonturile organice ale foliosolurilor au o grosime minim�

Page 234: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

233

de 50 cm, sau de numai 20 cm, în cazul în care, subiacent orizonturilor organice

se g�se�te roca generatoare de sol. Roca de solificare �i apa freatic�, imprim�

caracteristici chimice determinante, asupra stariii de reac�ie �i naturii complexului

ionic din solutia de alterare (Ianos, 2004), f�r� a influen�a evolu�ia foliosolului.

Propriet��i. Tipul de vegeta�ie �i condi�iile climatice, influen�eaz� atît

propriet��ile fizice �i chimice ale orizonturilor organice, cît si activitatea

microorganismelor implicate în procesul de alterare. Principalele elemente de

nutri�ie, rezultate din alterarea materialului organic, sunt levigate c�tre partea

mineral� a solului, fiind utilizate în nutritia mineral� a speciilor forestiere

caracteristice.

Subtipuri. Foliosolul, eviden�iaz� urm�toarele subtipuri: foliosol distric,

care prezint� propriet��i districe, foliosol eutric, care are propriet��i eutrice,

foliosol litic.

Fertilitatea �i folosin�a. Foliosolurile au utilizare silvica, Fertilitatea

foliosolurilor este determinat� atît de gradul de descompunere a materialului

organic, cît �i de caracteristicile stratului mineral. În general, foliosolul are

utilizare silvic�.

%��!����������0!.-1

S.R.T.S.-2003, introduce aceast� clas� de soluri aflate în stadiu incipient

de formare, soluri care au fost cunoscute anterior, ca soluri neevoluate. Solurile

din clasa protisoluri, prezint� un profil incomplet diferen�iat �i nu eviden�iaz�

orizonturi diagnostice caracteristice. Pot prezenta la suprafa�a profilului, cel mult

un orizont de bioacumulare, de tip A sau O, a c�rui grosime este mai mic� de 20

cm, iar subiacent, roca generatoare, de tip Rn, sau Rp, sau un orizont C.

Protisolurile includ urm�toarele tipuri de sol: Litosol, Regosol, Psamosol,

Aluviosol �i Entiantrosol.

23.1. Litosol (Ls)

Litosolul este caracterizat prin prezen�a la suprafa�a profilului, a unui

orizont de bioacumulare, de tip Ao, sau a unui orizont folic, de tip O, care

����������

Page 235: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

234

eviden�iaz� o grosime de minim 5 cm, avînd subiacent un orizont de tip Rn sau

Rp, a c�ror limit� superioar� este situat� în primii 20 cm. Litosolul se

caracterizeaz� prin prezen�a la suprafa�� sau foarte aproape de suprafa��, a rocii

compacte, dure, sau a fragmentelor mari de roc� ( lithos - piatr�, roc� dur�).

R�spândire. Litosolul este r�spândit pe pe suprafe�e mici, în regiuni cu

relief accidentat �i roci consolidate-compacte, cu prec�dere în regiunile de munte,

deal, podi� sau piemont, de regul� pe versan�i puternic înclina�i sau pe culmi

înguste. În România, suprafa�a ocupat� de litosoluri, este de circa 95.000

ha.(Florea, 2004)

Materialul parental. Dintre condi�iile naturale de formare a acestor soluri

o importan�� deosebit� o are roca. Formarea litosolurilor este condi�ionat� de

existen�a la suprafa�� sau foarte aproape de suprafa�� a rocilor consolidate –

compacte, reprezentate prin roci eruptive, metamorfice, gresii, pietri�uri (cu

excep�ia celor fluviatile recente). Solurile formate pe roci consolidate se întâlnesc

�i în cazul altor tipuri de sol, constituind subtipuri litice, acestea îns� au orizontul

Rn sau Rp, cu limita superioar� în intervalul 20 cm �i 50 cm �i prezint� pe profil

orizonturile sau caracteristicile de diagnostic ale tipurilor respective.

Vegeta�ia. Litosolurile s-au format �i au evoluat sub influen�a unei

vegeta�ii, caracteristice zonelor de deal �i munte, reprezentat� de componenta

ierboas� a paji�tilor, cît �i de componenta lemnoas� de p�dure (arbori �i arbu�ti).

Climatul. Condi�iile climatice, sunt specifice zonelor de deal �i munte.

Procese pedogenetice. Litosolul este un sol aflat în stadiu incipient,

format pe roci consolidate-compacte. Datorit� rocii consolidate situat� aproape de

suprafa��, solificarea este redus� ca intensitate, eviden�iindu-se un profil scurt.

Profilul de sol. Litosolul prezint� pe profil, urm�toarea succesiune de

orizonturi: Ao – R.

Orizontul Ao este deschis la culoare, respectiv brun-g�lbui �i are o

grosime de 5 cm- 20 cm.

Orizontul R este situat aproape de suprafa�a profilului �i este constituit din

roci compacte, dure, sau din fragmente mari de roc�. Pe profil nu se eviden�iaz�

neoforma�iuni specifice

Page 236: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

235

Propriet��i. Textura �i structura orizontului de suprafa�� este slab

eviden�iat�.Textura poate fi de la nisipoas� pân� la argiloas�. Structura este

gr�un�oas� sau poliedric�, slab dezvoltat�. Con�inutul de humus �i substan�e

nutritive este redus. Reac�ia este puternic acid�, alcalin� sau neutr�, în raport de

caracterul acid sau bazic al rocii. Valorile foarte mici ale porozit��ii de aera�ie,

permeabilit��ii �i a capacit��ii de ap� util�, sunt datorate prezen�ei rocii dure

aproape de suprafa��. Litosolul prezint� o debazificare puternic�.

Subtipuri. Litosolul eviden�iaz� urm�toarele subtipuri: litosol distric (di),

care are un grad de satura�ie în baze mai mic de 53%; litosol eutric (eu), care

prezint� un grad de satura�ie în baze mai mare de 53%; litosol rendzinic (rz), care

s-a format pe roci dure sau pietri�uri calcaroase; litosol scheletic (qq), care s-a

format pe materiale cu peste 75% schelet; litosol histic (tb), care prezint� în primi

20 cm, orizont O.

Fertilitatea �i folosin�a. Datorit� volumului edafic foarte sc�zut �i

rezervei reduse de humus �i substan�e nutritive, litosolurile prezint� au o fertilitate

natural� mic�. În regim natural litosolurile sunt acoperite de paji�ti sau p�duri.

Pentru ridicarea fertilit��ii se aplic� m�suri ameliorative: aplicarea de îngr���minte

organice �i chimice, îndep�rtarea materialului scheletic, târlirea, etc.

23.2. Regosol (Rs)

Regosolul este un sol tîn�r, neevoluat, definit de prezen�a la suprafa�a

profilului, a unui orizont de bioacumulare, de tip A (Am, Au, Ao) �i subiacent,

aproape de suprafa��, material parental provenit din roci neconsolidate sau slab

consolidate. Prezen�a materialului parental aproape de suprafa�a profilului, sau

chiar la suprafa��, este datorat� decopert�rii sau eroziunii geologice. Fac excep�ie

materialele parentale nisipoase, fluvice sau antropogene..

R�spândire. Regosolul este r�spîndit pe suprafe�e mici, din regiunile de

deal, podi� �i piemont, dar �i în zonele de cîmpie �i de munte, pe forme de relief

caracteristice(versan�i, culmi, pante cu alunec�ri etc.), fragmentate �i supuse

eroziunii geologice.

Materialul parental. Este reprezentat de loessuri, depozite loessoide,

luturi, nisipuri, argile, marne, depozite salifere, depozite rezultate din

dezagregarea �i alterarea unor roci metamorfice �i eruptive. Materialele parentale

Page 237: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

236

prezint� în cazul regosolurilor, o caracteristic� �i anume, sunt afînate,

neconsolidate sau cel mult slab consolidate, exceptând nisipurile, materialele

fluvice �i antropice.

Vegeta�ia. Climatul. Sub raportul climei �i al vegeta�iei, regosolurile se

întâlnesc în condi�ii de la cele corespunz�toare arealelor de step�, pân� la cele

specifice arealelor de etaj montan �i alpin.

Procese pedogenetice. Dintre condi�iile pedogenetice, caracteristice sunt

cele de terenuri cu eroziune geologic� lent�, manifestat� în timp de ordin

geologic. Solificarea nu poate avansa, men�inîndu-se într-un stadiu incipient.

Solul este incomplet dezvoltat, f�r� orizonturi de diagnostic precizate. În cazul

regosolurilor, care prin defini�ie, sunt soluri tinere, factorul pedogenetic

determinant, îl constituie timpul sau vârsta, respectiv durata �i intensitatea de

manifestare a procesului de solificare.

Profilul de sol. Regosolurile tipice au profil de tipul Ao - C.

Orizontul Ao este slab eviden�iat, are textur� diferit�, func�ie de natura

materialului parental, care oscileaz� de la argiloas� la nisipoas�. Structura este

slab dezvoltat�, granular� sau poliedric�. Are o grosime de circa 20 cm- 40 cm.

Orizontul C este reprezentat de materialul parental, constituit din roci

afînate sau slab consolidate. La nivelul acestui orizont, pot exista, sau nu,

carbona�i.

Profilul regosolului, nu eviden�iaz� neoforma�iuni specifice.

Propriet��i. Textura este nediferen�iat� pe profil �i difer�, de la fin� pîn�

la grosier�, în func�ie de natura materialului parental. Regosolurile formate �i

evoluate pe depozite rezultate din dezagregarea �i alterarea rocilor dure,

eviden�iaz� pe profil, material scheletic. Structura este gr�un�oas� sau poliedric�,

slab dezvoltat�. Au un con�inut redus de humus, de circa 1- 2 g%. Gradul de

satura�ie în baze �i reac�ia regosolurilor, poate fi de la saturate �i cu reac�ie slab

alcalin� pân� la intens debazificate �i cu reac�ie puternic acid�, în func�ie de

natura materialului parental, condi�ii climatice �i vegeta�ie.

Subtipuri. Regosolul poate avea urm�toarele subtipuri: regosol distric

{di), care prezint� caractere districe la nivelul orizontului de suprafa��; regosol

eutric (eu), care eviden�iat� caractere eutrice la nivelul orizontului de suprafa��;

regosol calcaric (ka), care con�ine carbona�i de la suprafa��; regosol salinic (sc),

Page 238: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

237

care are pe profil un orizont salinizat; regosol stagnic (st), care prezint� pe profil

un orizont hipostagnic; regosol molic (mo), care are la suprafa�� un orizont de

bioacumulare de tip Am; regosol umbric (um), care are la suprafa�� un orizont de

bioacumulare de tip Au; regosol pelic (pe), care are textur� foarte fin� cel pu�in în

primii 50 cm ai profilului; regosol litic ( li), care eviden�iaz� un orizont R în

intevalul 20- 50 cm; regosol scheletic (qq), format �i evoluat pe materiale dure �i

care are peste 75% schelet.

Fertilitatea �i folosin�a. Aprovizionarea redus� cu humus �i elemente de

nutri�ie, cît �i propriet��ile fizice, chimice, hidrofizice �i mecanice slabe sau medii,

determin� o fertilitate natural� redus�. Regosolurile sunt ocupate de paji�ti de

slab� calitate sau de vegeta�ie lemnoas� rar�. Sunt adesea ocupate cu planta�ii

pomicole �i vi�� de vie (Dr�g��ani, �tef�ne�ti - Arge�, Câmpulung Muscel, Mini�

etc.). În vederea amelior�rii, se impun m�suri de prevenire �i combatere a

fenomenelor de eroziune �i alunecare, cît �i aplicarea de îngr���minte minerale �i

organice.

23.3.Psamosol (Ps)

Psamosolul este definit de prezen�a la suprafa�a profilului, a unui orizont

de bioacumulare, de tip Am, Au, sau Ao �i subiacent, materialul parental constituit

din depozite nisipoase eoliene, sau transportate prin intermediul apei �i care are o

grosime de cel pu�in 50 cm, cu textur� grosier� sau mijlociu - grosier�, aceasta,

deoarece frac�iunea de argil� este slab reprezentat�, cu sub12% frac�iuni cu

diametrul mai mic sau egal co 0,002 mm..Psamosolul este un sol nisipos

(psammos – nisip ).

R�spândire. Psamosolurile ocup� suprafe�e importante în zona de cîmpie

�i lunc�, fiind situate în apropierea apelor curg�toare, lacurilor �i a m�rii. În

România se g�sesc în partea de sud a Olteniei (cca 230.000 ha); în B�r�gan, pe

partea dreapt� a C�lm��uiului (cca 88.000 lei), a Ialomi�ei (cca 55.000 ha) de-a

lungul râului Buz�u (cca 3.800 ha, mai ales, în perimetrele Rîmnicelu �i Suligatu)

etc.; în Câmpia Tecuciului (cca 13.000 ha), la Hanul Conachi, �erb�ne�ti, Lie�ti,

Tecuci, în Câmpia de Vest (cca 32.000 ha), la Valea lui Mihai, Urziceni

etc.(�t.Puiu-1980).

Page 239: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

238

Materialul parental. Condi�ia pedogenetic� caracteristic� pentru formarea

�i evolu�ia psamosolului, este aceea legat� de material parental, reprezentat prin

depozite nisipoase sau nisipo-lutoase, s�race în materiale argiloase �i avînd

origine eolian� �i hidric�.

Vegeta�ia. Permeabilitatea foarte mare la ap�, face ca aceste nisipuri s� fie

uscate în partea superioar� a dunelor �i mai umede în depresiunile dintre dune.

Acest lucru a f�cut posibil� dezvoltarea unor p�durici de stejar brum�riu (Quercus

pedunculiflora), în locurile mai joase, unde apa freatic� este la mic� adîncime

(r�m��i�e se mai g�sesc în regiunea nisipoas� a Olteniei); stejar (Quercus robur) �i

gorun (Quercus cerris), se g�sesc în nisipurile din Moldova. Specii ierboase tipic

psamofite sînt Polygonum arenarium, Centaurea arenaria, Ceratocarpus

arenarius, Helycrysum arenarium, Mollugo cerviana, Tribulus terrestris, Tragus

racemosus, Astragalus varius �i altele. În ultimul timp, aceste nisipuri au început

s� fie fixate prin planta�ii de salcîm (Robinia pseudacacia), pin negru (Pinus

nigra) �i cultivate cu pepeni verzi, secar�, vi�� de vie, etc.

Climatul. Psamosolurile se formeaz� atît în zone uscate, cît �i în zone

umede, cu precipita�ii medii anuale de la 400 mm pîn� la 600 mm �i cu

temperaturi ridicate pân� la moderate, respectiv temperaturi medii anuale care

oscileaz� de la circa 110 C �i coboar� la 7- 80 C. Vînturile din zon� se manifest� cu

intensitate mare �i fiind destul de frecvente, favorizeaz� mobilizarea, transportul �i

depunerea materialului nisipos, determinînd un aspect geomorfologic, de dune.

Procese pedogenetice. Prezen�a la suprafa�a profilului, cît �i la nivelul

orizontului de suprafa��, a unor cantit��i reduse de resturi organice, r�mase de la

vegeta�ia ierboas� �i lemnoas� dup� parcurgerea ciclurilor biologice, determin�

formarea �i acumularea la nivelul orizontului de bioacumulare, a unei cantit��i

reduse de humus. Procentul redus de frac�ini fine, determin� în cazul

psamosolurilor, o coeziune sc�zut�. Defla�ia eolian�, face ca solificarea s� fie

întrerupt�, astfel încît psamosolul s� eviden�ieze un profil slab conturat �i pu�in

evoluat.

Profilul de sol. Psamosolurile tipice prezint� un profil slab diferen�iat, de

tip: Ao - C.

Orizontul Ao are o grosime de 10 cm - 40 cm �i o culoare brun�, brun-

cenu�iu, brun-deschis.

Page 240: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

239

Subiacent orizontului de bioacumulare, se eviden�iaz� materialul parental

nisipos sau nisipo-lutos, respectiv orizontul C. Profilul nu con�ine neoforma�ii

specifice.

Propriet��i. Psamosolurile au textur� nisipoas� �i/ sau luto-nisipoas�.

Textura grosier� a psamosolulrilor, face ca aceste soluri s� prezinte o

permeabilitate ridicat� pentru ap� �i aer. Datorit� con�inutului redus de humus �i a

vegeta�iei slab reprezentate, prezint� o structur� gr�un�oas� slab format�, sau sunt

nestructurate. Propriet��ile fizice, fizico-mecanice, hidrofizice �i de aera�ie sunt

relativ pu�in favorabile. Sunt s�race în humus, respectiv un con�inut de circa 1 g

%, eviden�iind o rezerv� foarte sc�zut� pe adîncimea de 0- 50 cm, de circa 60 t/ha.

Gradul de satura�ie în baze, coboar� de la 100% pîn� la circa 60%- 70%.

Psamosolurile sunt soluri slab alcaline - neutre sau slab acide, valorile pH

cuprinse între 6,2 �i 7,8.

Subtipuri. Psamosolul prezint� urm�toarele subtipuri: psamosol distric

(di), care are propriet��i districe; psamosol eutric (eu), care prezint� propriet��i

eutrice; psamosol calcaric (ka), care are carbona�i în orizontul de bioacumulare;

psamosol molic (mo), care are la suprafa�a profilului un orizont de bioacumulare

de tip Am; psamosol umbric (um), care are la suprafa�a profilului un orizont de

bioacumulare de tip Au; psamosol gleic (gc), care eviden�iaz� propriet��i gleice,

respectiv un orizont de gleizare, de tip Gr; psamosol sodic (ac), care are un

orizont hiposodic, de tip ac; psamosol salinic (sc), care prezint� pe profil un

orizont salinizat, de tip sc.

Fertilitatea �i folosin�a. Rezerva redus� de humus �i elemente de nutri�ie,

fac ca psamosolurile s� aib� o fertilitate natural� sc�zut�. Psamosolurile sunt slab

productive sau neproductive, deoarece sunt supuse frecvent fenomenului de

defla�ie eolian�. Pot fi folosite cu succes în cultura vi�ei de vie, a pomilor (piersic,

prun, cais, vi�in, nuc), a plantelor tehnice (tutun, ricin, floarea soarelui, cartof), a

secarei, a leguminoaselor pentru boabe (fasolea, lupinul, fasoli�a), a plantelor

furajere (iarb� de Sudan, porumb pentru siloz, borceag de toamn�), a legumelor

(tomate, castrave�i, dovlecei, varz�, ceap�).( �t. Puiu-1980).

În vederea amelior�rii se recomand� realizarea de planta�ii forestiere de

protec�ie: salcâm, pin negru, plop negru hibrid etc.; acoperirea terenului cu un

strat de paie, coceni etc.; colmatarea cu mîl; aplicarea de preparate chimice, care

Page 241: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

240

formeaz� la suprafa�a terenului o pelicul� protectoare �i contribuie la structurarea

solului. Sunt utilizate ca m�suri propriu-zise de ameliorare : irigarea; încorporarea

masiv� de gunoi de grajd; aplicarea de îngr���minte cu azot, fosfor �i potasiu;

folosirea îngr���mintelor verzi.

23.4. Aluviosol (As)

Aluviosolul este definit prin prezen�a la suprafa�a profilului a unui orizont

de bioacumulare, de tip Am, Au, sau Ao, a c�rui grosime este cuprins� între 20 cm

�i 50 cm, urmat subiacent de materialul parental, reprezentat de depozite

fluviatile, fluvio-lacustre sau lacustre recente, avînd orice textur�, de la nisipoas�

pân� la argiloas� �i o grosime de cel pu�in 50 cm. S.R.T.S-2003, include în cadrul

aluviosolului, trei tipuri de sol din clasificarea I.C.P.A-1980 �i anume: solurile

aluviale, protosolurile aluviale �i coluvisolurile.

R�spândire. Aluviosolurile sunt r�spândite pe unit��i de relief tinere,

recente sau actuale, formate sub influen�a apelor curg�toare din zona deltelor,

arealelor cu lacuri sau foste lacuri, ie�ite sau nu de sub influen�a rev�rs�rilor, sau

inundate numai la intervale mari de timp, situate în Lunca �i Delta Dun�rii �i în

luncile tuturor apelor curg�toare din România: Prut, Siret, Bistri�a, Bîrlad, Jiu, Olt,

Arge�, Prahova, Ialomi�a, Buz�u, , Some�, Cri�uri, Mure�, Timi�, Bega etc.

Materialul parental. Formarea �i evolu�ia aluviosolurilor este determinat�,

de prezen�a depozitelor fluviatile lacustre recente �i a celor aluviale, ca urmare a

ac�iunii coraborate a apelor curg�toare �i a lacurilor fluviale.

Vegeta�ia. De�i se g�sesc în zone foarte variate (de la cîmpie �i pîn� la

munte), datorit� îndeosebi regimului specific de umiditate, caracteristic pentru

zona de lunc�, unde se formeaz� �i evolueaz�, prezint� o vegeta�ie natural�

caracteristic� format� din specii arborescente �i ierboase.Vegeta�ia lemnoas� de pe

malul rîurilor, numit� �i z�voi, este format� din esen�e moi de salcie, plop �i alte

specii. Z�voaiele de la cîmpie �i deal sînt formate din plesnitoare (Salix fragilis),

r�chit� alb� (Salix alba), Salix triandra, Salix viminalis, plop alb (Populus alba),

plop negru (Populus nigra), plop hibrid (Populus x canescens), arin negru (Alnus

glutinosa), ulm (Ulmus laevis, U. foliacea) �i izolat, pe suprafe�e mici, Tamarix

ramosissima (mai ales în sudul ��rii); în ultimul timp s-a plantat masiv plop

canadian (Populus canadensis) �i diferi�i hibrizi. Z�voaiele din regiunea de deal–

Page 242: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

241

munte sînt formate din salcie c�preasc� (Salix caprea), Salix incana, Alnus viridis

�i cu o larg� amplitudine ecologic� Salix pentandra, Salix purpurea, S. cinerea

care vegeteaz� de la cîmpie �i pîn� în regiunea subalpin�. Pe terenurile din lunc�

ceva mai înalte unde apa freatic� se g�se�te la o adîncime ceva mai mare, cresc

esen�e lemnoase tari formînd p�duri numite �leau de lunc�: în regiunea de cîmpie

– deal vegeteaz� stejarul (Quercus robur), cerul (Quercur cerris), gîrni�a

(Quercus frainetto), teiul (Tilia tomentosa), frasinul (Fraxinus excelsior) �i altele;

în regiunea de deal – munte vegeteaz� gorunul (Quercus petraea), plopul

tremur�tor (Populus tremula), mesteac�nul (Betula verrucosa) �i cu o larg�

amplitudine ecologic� (de la cîmpie �i pîn� la munte) ulmul de munte (Ulmus

montana), carpenul (Carpinus betulus), alunul (Corylus avellana), iar dintre

arbu�ti sîngerul (Cornus sanguinea), p�ducelul (Crataegus monogyna), c�tina de

rîu (Hippophae rhamnoides) �i altele. Între copacii din din z�voi se g�sesc fosrte

multe specii ierboase care apar�in la mai multe familii botanice: Ranunculus

repens, Potentilla anserina, P. supina, Prunella vulgaris, Inula britannica,

Pulicaria vulgaris, Bidens tripartita, Agrostis alba �i altele. Pe suprafe�e mari,

neocupate de vegeta�ia lemnoas� de lunc� se g�sesc paji�ti a c�ror compozi�ie

floristic�, cu o bun� valoare furajer�, apar�ine la mai multe familii botanice: coada

vulpii (Alopecurus pratensis, firu�� (Poa pratensis), timoftic� (Phleum pratensis),

raigras (Lolium perenne), Agrostis alba, Trifolium pratense, T. campestre, T.

arvense, Medicago falcata, pirul tîrîtor (Agropyron repens), Agrostis tenuis,

Falcaria vulgaris, Salvia pratensis �i altele.

Procese pedogenetice. Din punct de vedere al solific�rii, aluviosolul se

caracterizeaz� prin bioacumulare redus�, ca urmare a depunerilor succesive de

aluviuni, care împiedic� instalarea �i dezvoltarea vegeta�iei.

Profilul de sol. Protosolurile aluviale tipice, eviden�iaz� urm�toarea

morfologie: Ao - C.

Orizontul Ao este adesea stratificat �i are o grosime de 20 cm - 50 cm.Are

culoare brun-cenu�iu sau brun-negru, textur� care difer� în func�ie de natura

materialului parental �i o structur� gr�un�oas� medie, spre slab eviden�iat�.

Materialul parental, sau orizontul C, este constituit din depozite fluviatile,

fluviolacustre, lacustre recente �i aluviale. Nu prezint� neoforma�iuni specifice.

Page 243: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

242

Propriet��i. Aluviosolul are textur� diferit�, de la fin� la grosier�,

nediferen�iat� pe profil. Sunt soluri nestructurate, dar pot prezenta la suprafa�� , o

mas� fragmentat�, ca urmare a ac�iunii proceselor de uscare �i cr�pare ce au loc

dup� retragerea apelor de rev�rsare. Con�inutul de humus este de 2-3 g%.

Aprovizionarea cu humus �i substan�e nutritive, depinde de textur�, fiind redus� în

cazul aluviunilor grosiere �i mai ridicat� la aluviunile fine. Gradul de satura�ie cu

baze este ridicat, datorit� prezen�ei carbonatului de calciu. Aluviosolurile au o

rec�ie slab alcalin� sau neutr�.

Fertilitatea �i folosin�a. Aluviosolurile prezint� o fertilitate natural�

relativ bun�, fiind utilizate de obicei pentru agricultur�. Fertilitatea depinde de

gradul �i orientarea solific�rii. Solificarea se opune tendin�ei de reducere rapid� a

rezervelor de substan�e nutritive din materialul aluvial. Pe m�sura avans�rii

solific�rii, se formeaz� soluri corespunz�toare condi�iilor de solificare generale

sau locale respective, fertilitatea aluviosolului, oscilînd în acela�i sens. O evolu�ie

nefavorabil� a fertilit��ii are loc în cazurile în care solificarea este orientat� în

direc�ia saliniz�rii, alcaliz�rii, gleiz�rii etc.(�t. Puiu-!980).

Regimul hidric nefavorabil, determin� o reducere a fertilit��ii. Dintre

m�surile ameliorative ce trebuie aplicate pe aluviosoluri, în vederea introducerii

acestor suprafe�e în circuitul agricol, cît �i pentru men�inerea �i ridicarea

fertilit��ii, men�ion�m: îndiguirea, aplicarea de îngr���minte organice �i minerale

�i de amendamente calcaroase. Pe aluviosoluri poate fi cultivat un sortiment larg

de plante, care cuprinde aproape întreaga gam� de culturi specifice condi�iilor din

�ara noastr�; porumb, sfecl� de zah�r, floarea soarelui, cartofi, orez, grâu, plante

de nutre�, legume, vi�� de vie, pomi etc.

23.5. Entiantrosol (Et)

Entiantrosolul este cunoscut în clasificarea I.C.P.A.-1980, sub denumirea

de protosol antropic �i se define�te ca fiind un sol constituit din diferite materiale

acumulate sau rezultate ca urmare a activit��ii antropice �i care are o grosime de

cel pu�in 30 cm, dac� materialul parental este scheletic, f�r� a avea alte orizonturi

diagnostice, în afara orizontului de tip Ao.

R�spândire. Se g�sesc r�spîndite pe terenurile situate la periferia ora�elor,

pe locuri de depunere a unor materiale rezultate în urma activit��ilor antropice:

reziduuri industriale de la fabrici de ciment, de ceramic�, de îngr���minte, de

Page 244: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

243

produse alimentare, de la diferite combinate chimice, petrochimice, siderurgice,

miniere, material steril de la exploat�rile miniere, material de sol sau de roc�,

provenit de la executarea de �an�uri, canale, funda�ii, �osele, c�i ferate, nivel�ri de

terenuri, teras�ri, materiale provenite de la construc�ii, reziduuri sau resturi

menajere etc. (�t.Puiu-1980).

Procese pedogenetice. În timp, materialele men�ionate anterior, sunt

supuse proceselor de dezagregare �i alterare, urmate de o bioacumulare slab�, cu

eviden�ierea la suprafa��, a unui orizont de tip Ao.

Profilul de sol. Entiantrosolul tipic prezint� urm�toarea morfologie: Ao -

AC sau AR - C sau R. Pentru eviden�iere, se prezint� profilul unui entiantrosolul

tipic de la C�pu�, care are urm�toarele orizonturi: Ao - AC – C.

Orizontul Ao - are o grosime de 12-18 cm, brun g�lbui (10YR 6/4) în stare

uscat� efervescen�� moderat�, textur� mijlocie, structur� glomerular� - gr�un�oas�

slab stabil�, face efervescen��.

Orizontul AC - are grosimea de 20- 40 cm, culoare brun-g�lbui închis (10

YR 4/4) în stare umed� brun-g�lbui (10 YR 5/4) în stare uscat�, textur� lutoas�

argiloas�, nestructurat; face efervescen��.

Orizontul C - material decopertat alc�tuit din marn�, argil� �i sol vegetal

(în propor�ie foarte mic�) transportat �i depus în straturi groase de 1- 3 m.

Protosolurile antropice sunt constituite, din materiale foarte variate, rezultate în

urma unor activit��i umane, într-un stras gros de cel pu�in 50 cm.

Se men�ioneaz� c�, orizonturile de diagnostic folosite în definirea

subtipului de protosol antropic nu trebuie considerate ca orizonturi pedogenetice,

a�a cum au fost definite pentru celelalte tipuri, ci reprezint�, de fapt, material

parental transportat �i depus, în care apar fragmentar, parte din orizonturile

diagnostice respective. Protosolurile antropice au propriet��i extrem de variate, în

func�ie de natura materialelor depuse, de grosimea acestora, de stadiul lor de

transformare etc. .(D. Vasile- 2005).

Propriet��i. Textura entiantrosolului poate fi nisipoas� pîn� la argiloas�,

în func�ie de natura materialelor depuse. Structura este glomerular� sau gr�un�oas�

slab eviden�iat� la nivelul orizontului de suprafa��, sau lipsit de structur� dac�

materialul depus este recent. Con�inutul în humus �i elemente nutritive, este redus

cu excep�ia entiantrosolului format pe depozite organice. Reac�ia este de la acid�

Page 245: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

244

pîn� la alcalin�, în func�ie de natura materialului antropic depus. Majoritatea

propriet��ilor fizice, chimice, hidrofizice �i de aera�ie sunt defavorabile.

Subtipuri. Entiantrosolul prezint� urm�toarele subtipuri: entiantrosol

urbic (ur), format pe materiale parentale antropogene minerale urbice, provenite

din resturi de construc�ii, entiantrosol rudic (ru), format pe materiale parentale

scheletice, de cel pu�in 30 cm grosime; entiantrosol garbic (ga), format pe de�euri

organice; entiantrosol spolic (si), format pe materiale provenite de la haldele de

steril, material de dragaj �i materiale de la construc�ia �oselelor; entiantrosol mixic

(mi), format pe materiale antropogene mixice, care prezint� fragmente de

orizonturi de diagnoz� a�ezate la întâmplare; entiantrosol de reduc�ie (re), format

pe de�euri care produc emisii de gaze �i care determin� condi�ii de anaerobioz�;

entiantrosol psamic (ps), care are o textur� grosier�, cel pu�in în primii 50 cm;

entiantrosol pelic (pe), care prezint� o textur� fin�, cel pu�in în primii 50 cm;

entiantrosol copertic (ct), care este copertat cu sol humifer, de peste 10- 15 cm

grosime; entiantrosol litic (li), care eviden�iaz� un orizont R în intervalul 20- 50

cm; entiantrosol lito-placic (Ip), care are un strat compact artificial (pavat,

betonat, pietruit, asfaltat).(S.R.T.S.-2003).

Fertilitatea �i folosin�a. Entiantrosolurile prezint� o fertilitate care variaz�

în func�ie de natura materialului depus. Ridicarea fertilit��ii se realizeaz� prin

îmbun�t��irea propriet��ilor fizice defectuoase a acestor soluri, respectiv aplicarea

de îngr���minte chimice, îngr���minte organice fermentate, îngr���minte verzi �i

administrarea de amendamente calcaroase, în cazul reac�iei acide a acestor

soluri.Pentru ridicarea fertilit��ii se recomand� cultivarea de plante furajere �i

leguminoase. Dup� refacerea biologic�, în urma aplic�rii unui complex de m�suri

ameliorative, entiantrisolurile pot c�p�ta utilizare agricol�, ob�inîndu-se rezultate

satisf�c�toare în pomicultur� �i viticultur�, legumicultur� �i silvicultur�, cît �i

pentru cultura mare �i plante tehnice.

Page 246: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

245

%������"���������������

24.1. Cartarea solului

Cartarea solurilor include un complex de opera�iuni, care constau în

examinarea sistematic� (cercetarea, identificarea, delimitarea spatial� �i

transpunerea pe hart�), a unit��ilor de soluri, existente pe un anumit areal.

Cartarea va include factorii de mediu din zon�, respectiv: temperaturi,

precipita�ii, vegeta�ie natural�, relief, roc� �i/ sau material parental, ap� freatic� �i/

sau stagnant�, etc

În func�ie de scopul urm�rit, cartarea, se execut� la diferite sc�ri de lucru:

mic�, mijlocie, mare �i foarte mare.

Cart�rile la scar� mic� sunt execute la sc�ri mai mici de 1:200.000.

Aceaste cart�ri, includ h�r�i pedologice realizate în scop �tiin�ific, pentru o

eviden�iere cantitativ� �i calitativ� a fondului funciar. H�r�ile, eviden�iaz� la nivel

de tip �i subtip, solurile din arealul studiat: harta pedologic� a solurilor din

România (1/1000000); harta pedologic� a României (1/500000).

Cart�rile la scar� mijlocie se execut� la scari cuprinse între 1: 200.000 �i

1:50.000. Aceste cart�ri la scar� mijlocie, realizate pe baza unor studii de

ansamblu asupra înveli�ului de sol, la nivelul unit��ilor naturale �i/ sau

administrative, sunt utilizate în proiectare: harta solurilor din cîmpia Transilvaniei.

Cart�rile la scar� mare se execut� la sc�ri cuprinse între 1:25.000 si

1:5.000. Aceste cart�ri prezint� particularit��ile înveli�ului de sol, la nivel de

unitate fizico-geografic� sau administrativ� �i sunt utilizate în vederea întocmirii

proiectelor hidroameliorative.

Cart�rile la scar� foarte mare se execut� la sc�ri mai mari de 1:5.000 �i

sunt utilizate pentru întocmirea proiectelor de hidroameliora�ii (desecare,drenaj,

iriga�ii), cît �i în vederea înfiin��rii de planta�ii viti-pomicole.

Cartarea are ca scop, amplasarea pe o hart� pedologic� a unita�ilor

cartografice de sol, reprezentate de suprafa�e de teren omogene din punct de

vedere al tipului, subtipului sau variantei de sol.

����������

Page 247: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

246

În functie de scopul urm�rit, în teren, vor fi deschise la diferite adîncimi,

profiluri de sol: profiluri principale, profiluri secundare �i profiluri de control

(sondaje).

Profilurile principale sunt elementele de baz� ale unei cartari �i de aceea,

pozarea acestora în teren, va trebui s� reprezinte tipul de sol caracteristic.

Profilurile principale vor pozate astfel încît s� reprezente locul cel mai

caracteristic pentru o unitate de sol. (desemnat� de obicei printr-un tip de sol). În

teren, amplasarea unui profil de sol, va trebui s� urm�reasc� orice schimbare

survenit� la unul din factorii de formare ai solului. Profilurile principale vor avea

urm�toarele cote: 2- 2,5 m adîncime, 2- 2,5 m lungime �i 1 m l��ime. Profilurile

principale de sol se vor executa pîn� la adancimea materialului parental, sau a

rocii generatoare de sol �i/ sau pîn� la nivelul apei freatice, acolo unde este cazul,

eviden�iind astfel succesiunea complet� de orizonturi. Locul de amplasare a

profilurilor principale se face dup� cercetarea suprafa�ei respective prin profiluri

secundare.

Dup� escavarea profilurilor principale, se face o descriere detaliat� a

acestora, concomitant cu o serie de determinari expeditive în teren, pentru o

caracterizare clar� �i complet�. Probele de sol necesare analizelor de laborator, se

vor preleva din orizonturile caracteristice ale profilurilor, de la nivelul orizontului

de la baz�, c�tre orizonturile supraiacente, astfel încît s� se evite impurificarea .

În cartare, într-o prim� etap�, este necesar ca profilul principal s� fie

marcat la sol (provizoriu), iar în a-II-a etap�, s� fie ridicat în plan, la scara cart�rii,

prin coordonate în sistem oficial (x, y, z), pentru ca profilul s� r�mîn� definitiv în

baza de date pedologice, topografice �i cadastrale. (N.Bucur. 1960).

Profilurile secundare sunt amplasate pe forme de relief de tranzi�ie �i pe

baza lor sunt stabilite �i caracterizate subtipurile �i a variet��ile de sol. (studiu

complementar al profilurilor principale). Profilurile secundare vor avea

urm�toarele dimensiuni: 1,2 m adîncime, 1,2 m lungime �i o l��ime de 0,8m. Pe

baza descrierii detaliate a profilurilor secundare, se va putea constata modificarea

caracterelor genetice �i/ sau a morfologiei, propriet��ilor fizice �i chimice în

cadrul aceluia�i tip de sol. Numarul profilurilor secundare va fi dublu,

comparative cu cel al profilurilor principale. Prelevearea probelor de sol, pentru

analize, se va face numai din orizontul de suprafa��.

Page 248: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

247

Profilurile de control (sondajele ). Profilurile de control se amplaseaz�

între doua profiluri secundare, acolo unde se presupune trecerea de la un tip de sol

la altul. Aceste profiluri permit cercetarea orizontului de suprafa�� de tip A �i

începutul orizontului subiacent. Sondajele au urm�toarele dimensiuni: 0,6 m

adîncime, 0,6 m lungime �i 0,6 m l��ime. Escavarea profilurilor de control, are ca

scop delimitarea unitatilor de sol care au fost identificate �i caracterizate în

prealabil prin profiluri principale �i secundare.

Densitatea profilurilor de sol este determinat� de complexitatea înveli�ului

de sol, de scara h�r�ii �i de gradul de acoperire al terenului. Astfel, , cartarea

solurilor se va face cu o În regiunile cu relief accidentat, densitatea profilurilor va

fi mai mare decît media, iar in regiunile cu relief mai uniform, cartarea se va face

cu o densitate mic� de profiluri.

Num�rul minim de profiluri principale la 100 ha ( I.C.P.A.Bucure�ti)

Scara de lucru Categoria

de

comlexitate 1/100000 1/50000 1/25000 1/20000 1/10000 1/5000 1/2000

I 0,2 0,6 1,2 1,5 3,7 3,0 11,9

II 0,3 0,7 1,4 1,8 4,5 6,1 14,3

III 0,4 0,8 1,6 2,1 5,6 7,5 19,2

IV 0,5 1,0 2,1 2,7 7,5 10,0 23,6

V 0,6 1,8 3,5 4,2 11,2 14,8 36,0

Observa�iile din teren se trec în în carnetul de teren sau în fi�e tip �i sunt

utilizate la descrierea profilurilor de sol.

Delimit�rea unitatilor de sol, se va face pe baza principalilor factori

naturali (relieful si vegeta�ia ), care în teren sunt precis delimita�i. Ex: în cazul

salsodisolurilor, cartarea geobotanic�, este echivalent� cu cartarea pedologic�. În

unele cazuri delimitarea unei unit��i de sol se reduce la delimitarea unei forme de

relief. În marea majoritate a cazurilor, limitele dintre unit��ile de sol nu sunt clare,

iar trecerea se face treptat, caz în care limita devine o fî�ie mai lat� sau mai

îngust�.

Limitele identificate în teren sunt transpuse pe hart�. Exactitatea limitelor

transpuse pe hart�, depind de scara h�r�ii, de complexitatea învelisului de sol �i de

detaliile de planimetrie �i nivelment. În cazul în care înveli�ul de sol este foarte

variat, neputînd fi reprezentat la scara h�r�ii, suprafe�e se carteaz� �i se vor

Page 249: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

248

reprezenta pe hart� ca asocia�ii sau complexe de soluri. Cartarea propriu-zis� se

finalizeaz� cu alcatuirea preliminar� a unei h�r�i de soluri.

24.1.1. Importan�a practic� a cart�rii solului.

Cunoa�terea �tiin�ific�, cantitativ� �i calitativ� a înveli�ului de soluri,

respectiv datele ob�inute în urma ac�iunii de cartare a solurilor, reprezint�

fundamental pentru o agricultur� rational�. Cart�rile sunt folosite în organizarea

teritoriilor, în stabilirea celor mai indicate moduri de folosin�� ale terenului �i în

elaborarea planurilor de m�suri agro-hidro-pedo-ameliorative, necesare

amelior�rii �i valorific�rii superioare a solurilor cu texturi extreme, a

salsodisolurilor, a solurilor compactate �i a celor care se formeaz� �i evolueaz� în

condi�iile unui exces permanent sau temporar de ap�, în bonitarea �i caracterizarea

terenurilor agricole, etc.

H�r�ile realizate prin lucr�ri de cartare pedologic�, permit eviden�ierea

unit��ilor de sol la nivel de tip, subtip, varietate, familie, specie, variant�, oferind

indica�ii precise asupra factorilor pedogenetici care ac�ioneaz� în formarea �i

evolu�ia solurilor dintr-un areal cercetat. Sunt identificate în acela�i timp �i

principalele propriet��i fizice, chimice, hidrofizice �i de aera�ie. Pe baza datelor

pedologice din lucr�rile de cartare, se pot stabili zonele cele mai indicate pentru

amplasarea culturilor de cîmp, a planta�iilor viti-pomicole, cît �i pentru pa�uni si

fîne�e.

Pe lucr�rile de cartare pedologic�, se bazeaz� întocmirea proiectelor de

sistematizare pe unit��i naturale, aplicarea ra�ional� a îngr���mintelor �i a

amendamentelor, stabilirea m�surilor de prevenire �i combatere a eroziunii

solului, realizarea studiilor tehnico-economice în vederea execut�rii lucr�rilor

hidroameliorative( desecare- drenaj) de eliminare din sol a excesului de umiditate

�i în caracterizarea înveli�ului de sol al unit��ilor agricole.

24.2. Bonitarea solurilor

Bonitarea terenurilor agricole, const� în stabilirea prin intermediul unui

sistem de indicatori tehnici �i a notelor de bonitare, a gradului de favorabilitate,

sub raportul condi�iilor de cre�tere �i rodire pentru diferite folosin�e �i culturi,

respectiv a gradului de favorabilitate al unui teren agricol pentru o anumit�

cultur�, sau pentru mai multe culturi agricole.

Page 250: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

249

În urma ac�iunii de bonitare, este stabilit� valoarea relativ� a unei suprafe�e

de teren, cu aprecieri asupra modului cel mai rentabil de folosin�� �i cu indica�ii

asupra favorabilit��ii diverselor culturi agricole. În urma modific�rii unor factori

naturali, dar în special datorit� interven�iei antropice, capacitatea de produc�ie a

terenurilor agricole se modific� în timp, motiv pentru care bonitarea solurilor

trebuie actualizat� permanent. (D.Teaci, 1980).

În România, bonitarea terenului agricol se face pe baza unui sistem

elaborat de Institutul de Cercetari pentru Pedologie �i Agrochimie

(I.C.P.A.Bucure�ti, 1978).

Exprimarea favorabilitatii solului pentru diferite plante de cultur�, se face

prin note de bonitare, ini�ial în conditii naturale, iar poten�area notelor de bonitare,

se face în urma aplic�rii unor m�suri ameliorative. Ex: lucr�ri de îmbun�t��iri

funciare; bonitare poten�at� (D. Teaci,1980).

În condi�ii naturale, pentru calcularea notelor de bonitare, se utilizeaz�

indicatorii de bonitare, iar în urma efectu�rii unor lucr�ri de ameliorare, pentru

poten�area notelor de bonitare, sunt utiliza�i indicatorii de potentare.

Bonitarea natural� se realizeaz� pentru areale în care factorii naturali se

manifest� uniform, respectiv pe teritorii ecologic omogene.

În cadrul unui teritoriu ecologic omogen (TEO), suprafe�ele de teren au

caracteristici similare, exprimate prin indicatori. Între scara de lucru, variatia

factorilor naturali �i antropici �i numarul TEO-urilor, exist� o corela�ie direct

propor�ional�. Cu cît scara de lucru este mai mare, cu atît variatia factorilor

naturali �i antropici este mai mare �i respectiv numarul TEO-urilor este cu mai

mare. La nivelul României, terenurile agricole sunt incluse în aproximativ

122.000 TEO-uri.

24.2.1. Indicatorii de bonitare

Deoarece productivitatea plantelor agricole depinde de un ansamblu de

factori de mediu, în aprecierea capacit��ii de produc�ie a terenurilor agricole sunt

utiliza�i urm�torii indicatori: planta, media anual� a temperaturilor (valori

corectate), media anual� a precipita�iilor (valori corectate), adîncimea apei

freatice, textura, contraste de textur�, gleizarea, stagnogleizarea, salinizare,

sodizare, volum edafic util (0-150 cm), porozitate total�, reac�ia solului, rezerva

de humus, inundabilitate, poluare, con�inut în carbonat de calciu total.

Page 251: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

250

Fiec�rui indicator îi corespund scari valorice, care pentru simplificare au

fost codificate cu simboluri sau cifre. Fiecare indicator luat în calcul, particip� la

stabilirea notei de bonitare printr-un coeficient de bonitare, o carui valoare

oscileaz� între 0 si 1. Cînd un factor este în optim fa�� de exigen�ele unei plante de

cultur�, coeficientului de bonitare i se acord� nota maxim�, adic� 1 , iar cînd

factorul analizat este deficitar, i se acord� nota minim�, adic� 0.

Plantele de cultur� luate in considerare, sunt: pa�uni (PS), fîne�e (FN), m�r

(MR), p�r (PR), prun (PN), cire�-vi�in (VN), cais (CS), piersic (PC), vie-vin (VV),

vie-struguri de mas� (VM), grîu (GR), orz (OR), porumb (PB), floarea-soarelui

(FS), cartof (CT), sfecl� de zahar (SF), soia (SO), maz�re-fasole (MF), in ulei

(IU), in fuior (IF), cînep� (CN), lucern� (LU), trifoi (TR), legume (LG).

Pentru fiecare indicator, în func�ie de scara lui �i de folosin�� sau cultur�,

au fost alcatuite tabele cu valorile coeficien�ilor respective. Pentru prelucrarea

automat� a datelor, sistemul de înregistrare a indicatorilor în legenda h�r�ii de

terenuri ,este codificat. Numerele de cod sunt: - temperatura medie anual�, valori

corectate-3c; precipita�ii medii anuale, valori corectate- 4c; gleizare- 14;

stagnogleizarea-15; salinizare �i/ sau sodizarea- 16 �i/sau 17; textura î în orizontul

Ap sau în primii 20 cm- 23 A; poluarea- 29; inundabilitatea- 40; porozitatea total�

la nivel de orizont- 44; alunecari- 38; adîncimea apei freatice- 39; con�inut de

CaCO3 total pe 0- 50 cm- 61; reac�ia în orizontul Ap sau în primii 20 cm- 63;

gradul de satura�ie în baze la nivelul orizontului Ap sau în primii 0- 20 cm- 69;

volum edafic- 133; rezerva de humus în intervalul 0- 50 cm- 144; excesul de

umiditate la suprafa��- 181.

24.2.2. Poten�area notelor de bonitare prin aplicarea lucr�rilor de

îmbun�t��iri funciare �i a tehnologiilor ameliorative.

Caracteristicile negative ale terenurilor agricole, sunt corectate sau

înl�turate prin aplicarea de lucr�ri de îmbun�t��iri funciare �i de tehnologii

ameliorative, asfel încît notele de bonitare se amplific�, avînd ca rezultat,

obtinerea unui maxim de produc�ie vegetal�. Aceast� opera�iune, poart� numele

de “poten�are”. Valoriile coeficientilor de bonitare se m�resc în func�ie de efectul

�i natura lucr�rilor aplicate. Factorii de poten�are au în general valori reduse, dar

înmul�ite cu coeficien�ii de bonitare (in conditii naturale), m�resc valoarea notelor

de bonitare. Pe baza bonit�rii poten�ate, se face estimarea produc�iilor de

perspectiv�, numai pentru lucr�rile care determin� modific�ri substan�iale asupra

Page 252: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

251

st�rii generale de productivitate a terenurilor (însu�irile solurilor se modific�

puternic) pentru o anumit� cultur� �i care au efect de durat� : iriga�ia, drenajul de

adîncime, desecarea de suprafa��, prevenirea �i combaterea eroziunii, combaterea

salinit��ii �i sodiz�rii, afînarea adînc�, fertilizarea radical�, amendarea calcic�

repetat�, etc.).

Ghe. Blaga, 2005, arat� c� poten�ialul productiv al terenurilor agricole

amenajate �i ameliorate se m�re�te propor�ional cu num�rul �i tipul lucr�rilor de

îmbun�t��iri funciare. Prin aplicarea lucr�rii de prevenire �i combaterea a eroziunii

solului, nota de bonitare a crescut la p��uni cu 2200kg/ha, la m�r cu 1200 kg/ha �i

la porumb cu 880 kg/ha.

Cultura Note de bonitare Produc�ia (kg/ha) dup� bonitare natural� poten�at� natural� poten�at�

P��uni 60 71 12000 14200 M�r 44 48 13200 14400 Grâu 43 52 2580 3120 Porumb 42 53 3360 4240 Floarea-soarelui 35 46 1120 1472 Cartof 28 38 12600 17100

24.3. Poten�ialul productiv al terenurilor agricole

Multiplicînd nota medie de bonitare cu echivalentul în kg / ha recolt�, al

unui punct de bonitare, se evalueaz� potan�ialul de produc�ie a terenului agricol

respectiv.Datorit� tehnologiei folosite �i poten�ialului biologic diferit al soiurilor

cultivate, în timp, echivalentul unui punct de bonitare ( kg/ha), se modific�.

24.4.Gruparea terenurilor în func�ie de pretabilitatea la diferite

folosin�e �i amenaj�ri�

Pentru determinarea posibilit��ilor de m�rire a capacitatii de produc�ie, pe

baza fiec�rui indicator tehnologic, s-au separat clase �i subclase de terenuri, care

grupeaz� terenurile, în func�ie de nivelul de intensitate a restric�iilor, sau de

necesitatea aplic�rii lucr�rilor ameliorative: f�r� restric�ii, sau f�r� necesitatea de

aplicare a lucrarilor ameliorative, �i cu restric�ii mici, sau cu necesitatea de

aplicare a unor m�suri de prevenire, etc.

Separarea claselor �i subclaselor se realizeaz� prin intermediul a 20 de

indicatori de caracterizare a solurilor �i terenurilor: alunec�ri �i unele forme de

microrelief; panta; media anual� a precipita�iilor; adîncimea apei freatice;

adîncimea la care apare roca dur�; clase texturale; con�inut de schelet; gradul de

descompunere a materiei organice; clase de salinizare; clase de sodizare; volum

Page 253: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

252

edafic util; porozitate total�; rezerva de humus; inundabilitate; poluarea solului

etc.

24.4.1. Pretabilitatea

Determin� gruparea sau clasificarea terenurilor în clase,subclase �i

subdiviziuni. Gruparea terenurilor în clase de pretabilitate pentru diferite folosin�e

�i amenaj�ri se face conform Metodologiei de Elaborare a Studiilor

Pedologice.(I.C.P.A.-1978).

Restriic�iile se refer� la condi�iile existente care diminuieaz� recoltele �i la

pericolul apari�iei prin exploatare, a unor degrad�ri cu acelea�i efecte. Terenurile

sunt încadrate în 6 clase de pretabilitate la diferite folosin�e notate cu cifre

romane, clasa I-a fiind f�r� nici o restric�ie, iar clasa a VI-a cu restric�ii extrem de

severe.

Subclasa de pretabilitate este dat� de natura limit�rii asociate �i se noteaz�

cu simbolurile corespunz�toare factorilor limitativi principali, fiind notate cu litere

mari:(V-volum edafic, A-aciditatea,sau gradul de debazificare T-gradul de tasare,

etc.)

Grupa de pretabilitate. Este dat� de intensitatea limit�rii �i se noteaz� cu

cifre arabe.

Subgrupa de pretabilitate se determin� prin detalierea elementelor luate în

considerare la nivelurile superioare. (lucr�ri speciale executate pentru includerea

în circuitul agricol a unor terenuri aflate în alte folosin�e).

Categoriile �i clasele de terenuri dup� pretabilitatea la diferite folosin�e

I.C.P.A.-1978, Instructiuni de lucru pentru bonitarea terenurilor agricole Clasa de

teren Caracteristici

A. Terenurile pretabile pentru culturi de cîmp �i alte utilizari

Clasa I-a Terenuri far� limitari semnificative, care pot fi cultivate cu plante adaptate condi�iilor climatice, far� m�suri speciale.

Clasa a-II-a Terenuri cu limitare slab�, care reduc gama culturilor agricole, sau care necesit� m�suri simple de protec�ie a solurilor, în cazul cultivarii.

Clasa a-III-a Terenuri ce limitari moderate, care reduc gama culturilor agricole, sau care necesit� m�suri sau lucr�ri speciale de protec�ie, conservare, sau ameliorare a resurselor de sol

Clasa a-IV-a Terenuri cu limit�ri severe, care reduc gama culturilor agricole, sau care necesit� m�suri speciale de protec�ie , conservare, sau ameliorare a resurselor de sol.

Page 254: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

253

24.5. Importan�a bonit�rii terenurilor agricole

Dup� St.Puiu, 1980, valoarea relativ� a terenului este dat� de lucr�rile de

bonitare, astfel încît notele �i clasele de bonitare au o semnifica�ie ecologic�

diferit� pentru fiecare cultur�.

Punctajul ob�inut prin bonitare, este utilizat în stabilirea folosin�elor �i

culturilor cele mai rentabile. Produc�iile ob�inute sunt diferen�iate în func�ie zona

climatic� �i de însu�irile fizico-chimice ale solului, putînd oscila de la o parcel� la

alta �i chiar în cadrul aceleasi parcele. Lucrarea de bonitare serveste la stabilirea

eficien�ei economice la nivel de folosin�� �i cultur�, sub raport al produc�iei �i

retribu�iei �i la fundamentarea investi�iilor tehnologice în agricultur�.

Modificarea permanent� a tehnologiilor de cultur�, a caracteristicilor

solului, a factorilor edafici, a soiurilor �i a hibrizilor, fac ca valoarea notelor de

bonitare s� se modifice permanent.

Poten�area capacita�ii actuale a terenurilor, sub raportul nivelului de

produc�ie, determin� ob�inerea unor note de bonitare cu valoare maxim�,

permi�înd estimarea produc�iilor în condi�iile modificarii factorilor care concur� la

ob�inerea acestor produc�ii.

D.Teaci, 1980, arat� c� produc�ia agricol�, poate fi exprimat� matematic:

Y = N * B * M, în care:

Y – recolta( rezultatul economic final

N – capacitatea de produc�ie pentru condi�ii naturale ( nota de bonitare).

B – capacitatea biologic� ( soiul sau hibridul).

M – munca vie (cantitatea �i calitatea).

St. Puiu, 1980, arat� c� prin prelucrare informatic�, se pot ob�ine date

pentru urmatoarele situatii:

� Note medii de bonitare, pe culturi �i categorii de folosin��.

� Note medii de bonitare poten�ate, pe culturi �i categorii de folosin��.

� Suprafe�ele, pe categorii de folosin��.

� Suprafe�ele, pe categorii de folosin�� �i condi�ii pedoclimatice.

- Suprafe�ele, pe categorii de folosin�� �i tipuri �i subtipuri de sol.

� Suprafe�ele, pe categorii de folosin�� pentru fiecare varietate de sol.

� Produc�iile medii la hectar estimate pentru diferiti ani, diferite culturi �i

necesarul de îngra��minte cu categorii de folosin�� �i grupa de

caracterizare tehnologic�.

Page 255: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

254

� Suprafetele, pe clase de bonitare pentru culturi �i folosin�e.

� Lista cu teritorii ecologic omogene (TEO) etc.

Tema nr.1

Profilul de sol, procese pedogenetice �i orizonturi caracteristice.

Tema nr.2

Tipuri de sol din zona Moldovei

Page 256: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

255

REFERAT NR.1

Lista solurilor din localitatea de domiciliu (sat

comun�, etc.)

Not�: Pe baza h�r�ilor solurilor (sc 1: 10.000) elaborate în urma cart�rii complexului agropedologic din comuna de domiciliu, întocmi�i o list� a unit��ilor de sol identificate pe hart�.

Men�ion�m c� studiile pedologice (h�r�i, caracterizare cadru natural, soluri) pot fi g�site la unit��ile agricole din zon�, camerele agricole �i la oficiile jude�ene de studii pedologice �i agrochimice (O.J.S.P.A.).

Oficiile O.J.S.P.A. de�in toate studiile pedologice �i agrochimice a teritoriilor comunale din jude�.

Aceste oficii se g�sesc în ora�ul de re�edin�� a fiec�rui jude�. Înforma�ii suplimentare pot fi cerute la direc�iile agricole jude�ene �i la

oficiile jude�ene de consultan�� agricol� (O.J.C.A.).

REFERAT NR.2

Cadrul natural de amplasare a teritoriului

Not�: Folosind materialele avute la dispozi�ie caracteriza�i cadrul natural al teritoriului de domiciliu. În descrierea cadrului natural se vor preciza formele de relief (lunci, terase, versan�i), re�eaua hidrografic� (râuri, pârâuri care au cuergere permanent� sau intermitent�), materialul parental, condi�iile climatice (temperaturi medii lunare, anuale, precipita�ii medii lunare, anuale), frecven�a �i intensitatea vânturilor dominante, vegeta�ia (spontan� �i cultivat�).

Datele referitoare la caracterizarea factorilor naturali sunt prezentate în studiile pedologice efectuate de O.J.S.P.A.

Datele climatice detaliate se pot procura de la sta�iile meteorologice zonale.

REFERAT NR.3

Caracteriza�i solurile din parcelele cultivate, pe care le ave�i în

folosin��

Not�: Identifica�i pe harta solurilor, unit��ile de sol ale parcelelor de�inute în proprietate �i prezenta�i datele morfologice, fizice �i chimice ale acestora.

Men�ion�m c� aceste date sunt parte integrant� a studiilor pedologice. Însu�irile morfologice, fizice �i chimice ale fiec�rei unit��i de sol prezentate

pe harta solurilor, se reg�sesc în fi�a profilului de sol, inclus� în studiul pedologic.

Page 257: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

256

BIBLIOGRAFIE

1. AVARVAREI I., DAVIDESCU VELICICA, MOCANU R., GOIAN, CARAMETE C., RUSU M, 1997 - Agrochimie, Ed.Sitech, Craiova.

2. AVARVAREI TEONA 1999 - Agricultur� general� vol.I, Ed.Ion Ionescu de la Brad Ia�i.

3. BARBU N., 1987 - Geografia solurilor României. Centrul de Multiplicare Univ. “Al. I. Cuza” Ia�i.

4. BUCUR N., LIXANDRU GH., 1997 - Principii fundamentale de �tiin�a solului. Edit. Dosoftei, Ia�i.

5. BUNESCU I.V., 1980 - Curs de Pedologie. I.A.Dr.Petru Groza - Cluj Napoca 6. CANARACHE A., 1990 - Fizica solurilor agricole, Ed.Ceres, Bucure�ti. 7. CÂRSTEA S, 1999 - Legea protec�iei, amelior�rii �i utiliz�rii durabile a

solurilor - o cerin�� urgent� în România. 8. CHIRI� C., 1955 - Pedologie general�, Ed.Agro-Silvic� de stat. 9. CONEA ANA, VINTIL� IRINA, CANARACHE A.,1977 - Dic�ionar de �tiin�a solului, Ed.�t. �i enciclopedic�, Bucure�ti.

10. CR�CIUN C., 2000 - Mineralele argiloase din sol. Implica�ii în agricultur�. Ed.G.N.P.Minischool.

11. FLOREA N., 1983 - Profil pedogenetic �i profil pedoecologic, rev. St. s. nr. 2, SNRSS, Bucure�ti.

12. FLOREA N., 1993 - Pedogeografie cu no�iuni de pedologie Sibiu. 13. L�C�TU�U R., 2000 - Mineralogia �i chimia solului, Ed.”Univ. Al. I.

Cuza”, Ia�i. 14. LIXANDRU GH., �.a., 1990 - Agrochimie, Ed. Didactic� �i Pedagogic�,

Bucure�ti. 15. LUPA�CU GH., 1998 - Geografia solurilor cu elemente de pedologie

general�, Ed. Univ. “Al. I. Cuza”, Ia�i. 16. MICL�U� V., 1991, - Pedologie Ameliorativ� �i Protec�ia mediului.

Ed.Dacia, Cluj. 17. MO�OC M., CÂRSTEA C., 1999 - Contribu�ii la elaborarea unei abord�ri

sistemice privind protec�ia �i ameliorarea solului, rev. {t. s. nr. 1, vol. XXXIII, SNRSS, Bucure�ti.

18. MUNTEANU I., 1999 - Ra�ionalitatea �tiin�ei solului (Adev�r �i neadev�r �tiin�a solului) rev.{t.s. nr.1, vol.XXXIII, S.N.R.S.S. Bucure�ti.

19. MUNTEANU I., DUMITRU M., 1998 - Recomand�ri privind reconstruc�ia ecologic� a solurilor afectate de diferite procese. Monitoringul st�rii de calitate a solurilor din România. vol.II, Bucure�ti.

20. NYLE C. BRADY; RAY R. WEIL, 1996 - The nature and proprieties of soils. New Jersey 07458

21. P�UNESCU C., 1975 - Soluri forestiere, Ed.Academiei. 22. PATRICHI MIHAI, 1999 - Pedogeografie cu no�iuni de Pedologie Edit.

Funda�iei “România de mâine”. 23. ROGOBETE GH., ��R�U DORIN, 1997 - Solurile �i ameliorarea lor,

Ed.Marinescu Timi�oara. 24. STOICA ELENA, R�U�� C., FLOREA N., 1986 - Metode de analiz�

chimic� a solului. Red. Propaganda Tehnic� agricol�,Bucure�ti. 25. TE�U C., 1992 - Pedologie general�, I.A.Ia�i. 26. TE�U C., 1994 - Pedologie fascicola I + II, U.A.M.V.Ia�i. 27. TE�U C., AVARVAREI I., 1990 - Lucr�ri practice Pedologie, I.A.Ia�i.

Page 258: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

257

CUPRINS

Cap. 1 Pedologia - obiect de studiu, evolu�ie, legi �i metode de cercetare

1.1. Pedologia...........................................................................................1

1.1.1. Obiectul de studiu ......................................................................1

1.1.2. Evolu�ia în timp..........................................................................2

1.1.3. Legi în Pedologie .......................................................................3

1.1.4. Metode de cercetare....................................................................5

1.2. Caracteristicile solului .......................................................................6

1.3. Fertilitatea solului ..............................................................................7

Cap. 2 Formarea �i alc�tuirea componentei minerale a solului ................9

2.1. Alc�tuirea chimic�, mineralogic� �i petrografic� a litosferei...............10

2.1.1. Compozi�ia chimic� a litosferei ..................................................10

2.1.2. Compozi�ia mineralogic� a litosferei ..........................................12

2.1.3. Alc�tuirea petrografic� a litosferei..............................................12

2.2. Formarea p�r�ii minerale a solului prin procese fizice, chimice �i

biochimice................................................................................................14

2.2.1. Dezagregarea rocilor �i a mineralelor............................................................14

2.2.2. Alterarea materiei minerale ........................................................15

2.3. Alc�tuirea p�r�ii minerale a solului: produ�ii rezulta�i prin dezagregare �i

alterare..........................................................................................17

2.3.1. Principalii produ�i de dezagregare ..............................................18

Cap. 3 Factorii pedogenetici de solificare...................................................18

Cap. 4 Formarea �i alc�tuirea p�r�ii organice a solului ............................21

4.1. Originea �i compozi�ia resturilor organice din sol ..............................21

4.2. Transformarea materiei organice din sol ............................................23

4.2.1. Principalii produ�i de descompunere a resturilor organice ..........25

4.2.2. Formarea �i acumularea humusului (humificarea).......................27

4.2.3. Etapele procesului de humificare ................................................28

4.2.4. Importan�a microorganismelor în humificare ..............................28

4.2.5. Alc�tuirea substan�elor humice...................................................30

4.2.6. Principalele tipuri de humus .......................................................42

4.2.7. Principalele însu�iri ale substan�elor humice...............................47

Page 259: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

258

Cap. 5 Profilul pedogenetic �i orizonturile solului .....................................55

5.1. Profilul de sol ....................................................................................55

5.2. Orizonturi pedogenetice.....................................................................57

5.2.1. Orizontul A ................................................................................59

5.2.2. Orizontul E.................................................................................62

5.2.3. Orizontul B ................................................................................64

5.2.4. Orizontul C ................................................................................66

5.2.5. Orizonturi organice principale ....................................................67

5.2.6. Orizonturi pedogenetice de asociere ...........................................68

5.2.7. Orizonturi de tranzi�ie ................................................................74

5.3.Nota�ii pentru caracteristici morfologice secundare ............................... 74

Cap. 6 Procesele de formare a solului ........................................................76

6.1. Procesul de bioacumulare ..................................................................76

6.2. Procesul de argilizare.........................................................................78

6.3. Procese de gleizare �i stagnogleizare..................................................79

6.4. Procese de eluviere �i iluviere ............................................................81

6.5. Procesul de criptopodzolire................................................................83

6.6. Procesul de andosolizare....................................................................83

6.7. Procesul de salinizare.........................................................................83

6.8. Procesul de sodizare sau alcalizare.....................................................85

6.9. Procesele vermice ..............................................................................86

6.10. Procesele vertice ..............................................................................86

Cap.7 Principalele propriet��i chimice ale solului .....................................87

7.1. Solu�ia solului. Considera�ii generale .................................................87

7.1.2. Leg�tura dintre solu�ia solului �i faza solid� ...............................90

7.1.3. Compozi�ia chimic� a solu�iei solului .........................................91

7.2. Reac�ia solului ...................................................................................95

7.2.1. Considera�ii generale..................................................................95

7.2.2. No�iunea de pH ..........................................................................97

Cap. 8 Propriet��ile fizice, hidrofizice, de aera�ie �i termice ale solului ...101

8.1. Sisteme de frac�iuni granulometrice ...................................................103

8.1.1. Caracterizarea solurilor dup� textur� ..........................................104

Page 260: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

259

8.2. Structura solului.................................................................................106

8.2.1. Principalele tipuri de structur� ....................................................106

8.3. Densitatea solului (D) ........................................................................108

8.4. Densitatea aparent� (Da)....................................................................108

8.5. Porozitatea solului ............................................................................109

Propriet��i fizico-mecanice ale solului ......................................................109

8.6. Coeziunea solului ..............................................................................109

8.7. Aderen�a solului.................................................................................110

8.8. Plasticitatea solului ...........................................................................111

8.9. Consisten�a solului.............................................................................111

8.10. Contrac�ia �i gonflarea solului..........................................................112

8.11. Rezisten�a la arat .............................................................................113

Propriet��i hidrofizice ...............................................................................114

8.12. Apa din sol .....................................................................................114

8.12.1. For�ele de re�inere a apei în sol .................................................115

8.12.2. For�a gravita�ional�...................................................................115

8.12.3. For�ele capilare.........................................................................115

8.12.4. For�ele de absorb�ie sau de sorb�ie ............................................116

8.12.5. For�ele determinate de tensiunea vaporilor de ap�.....................116

8.12.6. For�ele de sugere a r�d�cinilo plantelor.....................................116

8.12.7. For�ele osmotice .......................................................................116

8.12.8. For�ele hidrostatice...................................................................117

8.13 Indicii hidrofizici ai solului..............................................................117

8.13.1. Coeficientul de higroscopicitate ................................................117

8.13.2. Coeficientul de ofilire ...............................................................117

8.13.3.Capacitatea de ap� în câmp ........................................................118

8.13.4. Capacitatea de ap� util�.............................................................118

8.13.5. Capacitatea total� pentru ap�.....................................................118

8.13.6. Regimul hidric al solului...........................................................118

8.14. Aerul solului (regimul de aer al solului) ...........................................120

8.14.1. Compozi�ia aerului din sol........................................................120

8.14.2. Volumul de aer al solului..........................................................121

8.14.3. Aera�ia solului ..........................................................................122

8.15.Temperatura solului ..........................................................................124

Page 261: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

260

8.15.1. Surse de energie caloric� ..........................................................124

8.15.2. C�ile de pierdere a energiei calorice .........................................124

8.15.3. Propriet��ile termice ale solului ................................................125

Cap. 9 Propriet��i morfologice ...................................................................128

9.1. Culoarea solului.................................................................................128

9.1.1. Aprecierea �i semnifica�ia culorii solului ....................................129

9.2. Neoforma�iile solului .........................................................................130

Cap. 10 Biocenoza. Organismele solului ....................................................132

10.1. Introducere ......................................................................................132

10.2. Microflora solului. Sistematica, r�spîndirea �i modul de via�� ..........132

10.2.1. Bacteriile..................................................................................132

10.2.2. Ciupercile.................................................................................132

10.2.3. Algele ......................................................................................133

10.2.4. Lichenii ....................................................................................133

10.2.5. Enzime .....................................................................................133

10.2.6. Datele cantitative referitoare la num�rul, biomasa �i activitatea

diferitelor tipuri de microorganisme..........................................134

10.3. Fauna solului ...................................................................................134

10.3.1. Terminologia utilizat� în clasificarea faunei edafice .................135

10.3.2. R�spîndirea regional� a organismelor din sol ............................136

Cap. 11 Solurile României ..........................................................................137

11.1. Clasificarea solurilor României ........................................................137

11.1.1. Structura sistemului român de taxonomie a solurilor (SRTS) �i

nomenclatura .......................................................................................137

11.1.2. Modofic�ri ale Sistemului Român de Taxonomie a Solurilor (SRTS -

2003) fa�� de Sistemulde Clasificare a Solurilor (SRCS 1980).................140

Cap. 12 Clasa Cernisoluri (CER.) ..............................................................143

12.1. Kastanoziom (Kz)............................................................................144

12.2. Cernoziom (Cz) ...............................................................................147

12.2.1. Cernoziom tipic (Cz ti) .............................................................148

12.2.2. Cernoziom cambic (CZ cb).......................................................151

12.2.3. Cernoziom argic (CZ ar)...........................................................153

12.3. Faeoziom (FZ) .................................................................................156

Page 262: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

261

12.3.1. Faeoziom greic (FZ gr).............................................................159

12.4. Rendzina (Rz)..................................................................................161

Cap. 13 Clasa Luvisoluri (LUV ) ................................................................164

13.1. Preluvosol (El).................................................................................164

13.2. Luvosol (Lv)....................................................................................166

13.3. Planosol (Pl) ....................................................................................170

13.4. Alosol (Al).......................................................................................172

Cap. 14 Clasa Pelisoluri(PEL) ....................................................................176

14.1. Pelosol (Pe) .....................................................................................176

14.2. Vertosol (Vs) ...................................................................................178

Cap. 15 Clasa Andisoluri (AND) ................................................................181

15.1. Andosol (An)...................................................................................182

Cap. 16 Clasa Cambisoluri(CAM) .............................................................184

16.1. Eutricambosol (Ec) ..........................................................................185

16.2. Districambosol (Dc).........................................................................188

Cap. 17 Clasa Umbrisoluri(UMB)..............................................................190

17.1. Nigrosol (NS) ..................................................................................191

17.2. Humosiosol (Hs)..............................................................................193

Cap. 18 Clasa Spodosoluri(SPO) ................................................................196

18.1. Prepodzol (Ep).................................................................................196

18.2. Podzol (Pb)......................................................................................198

18.3. Criptopodzol (Cp)............................................................................201

Cap. 19 Clasa Antrisoluri (ANT)................................................................203

19.1. Erodosol (Er) ...................................................................................203

19.2. Antrosol (At) ...................................................................................209

Cap. 20 Clasa Hidrisoluri (HID) ................................................................212

20.1. Gleiosol (Cg) ...................................................................................212

20.2. Stagnosol (Sg) .................................................................................215

20.3. Limnosol (Lm).................................................................................218

Cap. 21 Clasa Salsodisoluri (SAL) .............................................................220

21.1. Solonceac (Sc) .................................................................................220

21.2. Solone� (Sn).....................................................................................224

Page 263: 61758875 Pedologie ID

���������������������!��������

262

Cap. 22 Clasa Histisoluri (HIS) ..................................................................228

22.1. Histosol (Tb)....................................................................................228

22.2. Foliosol (Fs) ....................................................................................232

Cap. 23 Clasa Protisoluri (PRO) ................................................................233

23.1. Litosol (Ls) ......................................................................................233

23.2. Regosol (Rs) ....................................................................................235

23.3.Psamosol (Ps) ...................................................................................237

23.4. Aluviosol (As) .................................................................................240

23.5. Entiantrosol (Et) ..............................................................................242

Cap. 24 Cartarea �i bonitarea solurilor .....................................................245

24.1. Cartarea solului................................................................................245

24.1.1. Importanta practic� a cartarii solului.........................................248

24.2. Bonitarea solurilor ...........................................................................248

24.2.1. Indicatorii de bonitare...............................................................249

24.2.2. Poten�area notelor de bonitare prin aplicarea lucr�rilor de

îmbun�t��iri funciare �i a tehnologiilor ameliorative......................................250

24.3. Poten�ialul productiv al terenurilor agricole .......................................251

24.4.Gruparea terenurilor în func�ie de pretabilitatea la diferite folosin�e �i

amenaj�ri..................................................................................251

24.4.1. Pretabilitatea ............................................................................252

24.5. Importan�a bonit�rii terenurilor agricole...........................................253