61758875 pedologie id
TRANSCRIPT
������������������ �������������������
������������������������������
�
�
�
�
�
�
�������������� �����
�
�
���������
������������������ ����
�
�
�
�
�
�
�
Ia�i, 2006
�������������������� !��������
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�.
%&������'
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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,
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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�;
�������������������� !��������
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”.
�������������������� !��������
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;
�������������������� !��������
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.
���������
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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�.
�������������������� !��������
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�.
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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�.
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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).
����������
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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:
����������
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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;
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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�
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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:
�������������������� !��������
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).
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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).
�������������������� !��������
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 %.
�������������������� !��������
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).
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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:
�������������������� !��������
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:
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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;
�������������������� !��������
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�).
�������������������� !��������
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:
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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;
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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�
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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,
���������
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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-
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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,
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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�.
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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
����������
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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,
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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�.
�������������������� !��������
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;
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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�
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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).
����������
�������������������� !��������
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:
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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,
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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-.
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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:
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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.
����������
�������������������� !��������
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�
�������������������� !��������
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.).
�������������������� !��������
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�,
�������������������� !��������
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)
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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).
�������������������� !��������
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,
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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);
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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�.
�������������������� !��������
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:
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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,
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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,
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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;
�������������������� !��������
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
����������
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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).
�����������
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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,
�������������������� !��������
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;
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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
�����������
�������������������� !��������
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)
�������������������� !��������
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
�������������������� !��������
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.
�������������������� !��������
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�.
�������������������� !��������
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.
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
����������
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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,
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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,
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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�
���������������������!��������
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
�����������
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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-
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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).
���������������������!��������
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�
���������������������!��������
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
�����������
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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.
����������
���������������������!��������
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-
���������������������!��������
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).
���������������������!��������
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.
�����������
���������������������!��������
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,
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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-
���������������������!��������
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.
�����������
���������������������!��������
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,
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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).
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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
�����������
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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-
���������������������!��������
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
�����������
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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,
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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
����������
���������������������!��������
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�
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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,
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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.),
����������
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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�
���������������������!��������
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).
���������
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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).
���������������������!��������
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�
���������������������!��������
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
����������
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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),
���������������������!��������
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).
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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–
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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�
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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.
����������
���������������������!��������
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��.
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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�.
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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.
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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
���������������������!��������
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