gleboznawstwo - Politechnika Białostocka

advertisement
POLITECHNIKA BIAŁOSTOCKA
WYDZIAŁ BUDOWNICTWA I INŻYNIERII ŚRODOWISKA
KATEDRA OCHRONY I KSZTAŁTOWANIA ŚRODOWISKA
ĆWICZENIA LABORATORYJNE
„GLEBOZNAWSTWO”
KIERUNEK ARCHITEKTURA KRAJOBRAZU
CZEŚĆ TEORETYCZNA
Opracowanie: dr Zofia Tyszkiewicz
dr inż. Robert Czubaszek
dr inż. Sławomir Roj-Rojewski
BIAŁYSTOK 2014 ROK
1
SPIS TREŚCI
1. Wprowadzenie – czym zajmuje się gleboznawstwo, definicja gleby ……………………..3
2. Morfologia gleb. Cechy morfologiczne gleb: budowa profilu, miąższość, barwa,
struktura, układ, konkrecje glebowe...............................................................................5
3. Fizyczne właściwości gleb – skład granulometryczny i utwory glebowe. Właściwości
fizyczne podstawowe i funkcjonalne gleb………………………………………………..29
3.1. Skład granulometryczny ………………………………………………………………...30
3.2. Właściwości fizyczne podstawowe ……………………………………………………..39
3.3. Właściwości fizyczne funkcjonalne: woda w glebie ……………………………………48
4. Kompleks sorpcyjny gleby ………………………………………………………………55
4.1. Kompleks sorpcyjny i koloidy glebowe …………………………………………………56
4.2. Sorpcja glebowa i pojemność sorpcyjna ………………………………………………...57
5. Kwasowość gleb …………………………………………………………………………..61
5.1. Kwasowość czynna (pH gleby), kwasowość wymienna i kwasowość hydrolityczna …..61
5.2. Odczyn gleb ……………………………………………………………………………..62
6. Buforowość gleb ………………………………………………………………………….66
7. Substancja organiczna gleb ……………………………………………………………..69
7.1. Procesy prowadzące do zmian ilościowych i jakościowych substancji organicznej ……71
7.2. Próchnica glebowa. Powstawanie i znaczenie …………………………………………..73
8. Formy występowania pierwiastków w glebach ………………………………………...76
8.1.Charakterystyka wapnia i magnezu w środowisku glebowym ………………………78
8.2. Azot w środowisku glebowym ………………………………………………………….81
9. Kartografia gleb. Charakterystyka map glebowo-rolniczych ..........................................85
Literatura…………………………………………………………………………………...102
2
1. WPROWADZENIE – CZYM ZAJMUJE SIĘ GLEBOZNAWSTWO, DEFINICJA
GLEBY
Gleboznawstwo (pedologia) jest nauką o glebach jako elemencie środowiska przyrodniczego.
W obrębie zainteresowania gleboznawstwa znajduje się powstawanie, rozwój, budowa,
właściwości i funkcje gleb, a także ich przestrzenne rozmieszczenie. Nauka ta zajmuje się
także sposobami użytkowania gleb i związanymi z tym zagrożeniami, oraz metodami
zapobiegania i usuwania skutków zagrożeń. Gleboznawstwo to nauka interdyscyplinarna,
ściśle powiązana z innymi naukami, jak np.: geologia, mineralogia, petrografia,
geomorfologia, geochemia, archeologia oraz szeregiem nauk przyrodniczych: leśnictwem,
rolnictwem, ekologią, mikrobiologią itp.
Przedmiotem badań gleboznawstwa jest gleba. W literaturze można znaleźć wiele
różnych jej definicji. Brak do tej pory powszechnie przyjętej wersji takiej definicji jest
tłumaczone petrograficzną, fizyczną, fizykochemiczną, chemiczną i biologiczną złożonością i
różnorodnością gleb, ich bardzo skomplikowaną i różnorodną genezą, znacznym
zróżnicowaniem wieku i stopnia rozwoju, trudnościami w precyzyjnym określeniu granic
indywiduum glebowego, bogactwem funkcji pełnionych przez gleby w kształtowaniu
warunków życia w różnych ekosystemach i krajobrazach Ziemi. W myśl nowoczesnego
ujęcia ekologicznego gleba to integralny składnik wszystkich ekosystemów lądowych i
niektórych płytkowodnych, utworzony z powierzchniowych warstw litosfery specyficznie
przekształconych (i nadal przekształcanych) pod wpływem roślinności i pozostałych
czynników glebotwórczych. Jest to trójfazowy produkt (materiał mineralny oraz żywa i
martwa substancja organiczna a także roztwory glebowe i powietrze znajdujące się w glebie)
wzajemnego oddziaływania lito-, hydro-, atmo- i biosfery, który charakteryzuje się
specyficznymi funkcjami, budową, organizacją i dynamiką wewnętrzną. Innymi słowy gleba
jest naturalnym tworem wierzchniej warstwy skorupy ziemskiej, powstałej ze zwietrzeliny
skalnej w wyniku oddziaływania na nią, zmieniających się w czasie, zespołów organizmów
żywych i czynników klimatycznych, w określonych warunkach rzeźby terenu. Jest to złożony,
ożywiony, dynamiczny twór przyrody, wykazujący zdolność produkcji i gromadzenia
biomasy, w którym zachodzą ciągle procesy rozkładu i syntezy związków mineralnych i
organicznych, ich przemieszczanie i akumulacja oraz przepływ energii, obieg pierwiastków i
wody. W ciągłym procesie rozwoju powstaje zróżnicowanie gleby na poziomy genetyczne i
diagnostyczne. Jednocześnie jest to środowisko działania edafonu (organizmów glebowych) i
podziemnych organów wszystkich roślin. Gleby w swej budowie mają zapisane cechy
3
dawnych
(plejstoceńskich)
i
dzisiejszych
(holoceńskich)
procesów
litologiczno-
pedologicznych. Dzięki swoim cechom są odbiciem historii krajobrazu, którego są istotną
częścią. Nie należy też zapominać, że gleba podlega ciągłej ewolucji.
Jak wyżej zauważono gleba jest układem trójfazowym. Składa się z fazy stałej, ciekłej
i gazowej. Fazę stałą stanowią związki mineralne i organiczne, faza ciekła to roztwór glebowy
a fazę gazową tworzy powietrze glebowe. Trzy fazy gleby działają wzajemnie na siebie i
zmierzają do osiągnięcia stanu równowagi, który jednak nie może trwać zbyt długo bo jest
ciągle przeobrażany przez żywe organizmy i zmiany warunków siedliskowych.
Gleby należą do niepomnażalnych zasobów kuli ziemskiej i spełniają szereg funkcji.
Przede wszystkim są siedliskiem wzrostu i rozwoju roślin. Jest to środowisko warunkujące
istnienie i funkcjonowanie drobnoustrojów, roślin i świata zwierząt oraz transformacji
składników mineralnych i organicznych. Jest ona istotnym ogniwem łączącym środowisko
abiotyczne ze światem organicznym i bierze udział w obiegu i przepływie materii w układzie:
atmosfera – żywe organizmy – gleba. Do nieodłącznych funkcji gleby należy udział w
produkowaniu biomasy, także jej uczestnictwo w mineralizacji i humifikacji substancji
organicznej, magazynowaniu próchnicy, przepływie energii oraz retencji i obiegu składników
mineralnych, azotu i wody, a także udział w procesach samoregulacyjnych zapewniających
ekosystemom względną trwałość i – mniejszą lub większą – odporność na działanie
zewnętrznych czynników destrukcyjnych. Jest środowiskiem, w którym zachodzą intensywne
reakcje chemiczne i biochemiczne. Odgrywa ważną funkcję w kształtowaniu bilansu
wodnego Ziemi, pełni też funkcję sanitarną. Należy również podkreślić filtracyjne zdolności
gleby.
Wszechstronna znajomość gleb jest niezbędna w planowaniu właściwego ich
wykorzystania dla potrzeb człowieka, oczywiście przy założeniu zrównoważonego rozwoju.
Jest ona również potrzebna dla racjonalnego użytkowania przestrzeni produkcyjnej,
rejonizacji roślin uprawnych, opracowania planów gospodarczych, układania płodozmianów i
ustalania sposobów uprawy roli. Dlatego dokładne poznanie „życia gleby”, zrozumienie
biologicznych, fizycznych i chemicznych procesów zachodzących w środowisku glebowym
jest konieczne do właściwego jej użytkowania, jest ona bowiem żywicielem szeregu
mikroorganizmów, roślin, a pośrednio zwierząt i ludzi.
4
2.
MORFOLOGIA GLEB. CECHY MORFOLOGICZNE GLEB: BUDOWA
PROFILU, MIĄŻSZOŚĆ, BARWA, STRUKTURA, UKŁAD, KONKRECJE
GLEBOWE
Morfologią gleb nazywa się zespół cech profilu glebowego możliwych do wyróżnienia za
pomocą zmysłów (wzroku i dotyku). Jest to również dział gleboznawstwa zajmujący się
opisem zewnętrznych cech profilu glebowego.
Cechy, które są obiektem badań morfologii kształtują się w glebie w wyniku
fizycznych i chemicznych przeobrażeń jej mineralnego bądź organicznego tworzywa, a
przede wszystkim skały macierzystej. Wspomniane przeobrażenia zachodzą pod wpływem
czynników
glebotwórczych
(biotycznych
–
rośliny,
zwierzęta,
mikroorganizmy
i
abiotycznych – klimat, rzeźba terenu, właściwości skały macierzystej, czas, zabiegi
agrotechniczne).
Do cech morfologicznych gleby zalicza się budowę profilu, miąższość, barwę,
strukturę, układ i konkrecje.
Zapoznanie się z morfologią stanowi zasadniczą część gleboznawczych badań
terenowych. Na jej podstawie można określić wiele fizycznych, chemicznych, biologicznych
właściwości gleb, ich stanowisko w systematyce, a także wartość lasotwórczą, czy też
rolniczą.
2.1. Profil glebowy
Profilem glebowym nazywa się pionowy przekrój przez wszystkie poziomy glebowe
(genetyczne) od powierzchni gleby do skały macierzystej.
Powstaje on pod wpływem przemian powierzchniowej warstwy litosfery przez
czynniki glebotwórcze (klimat, mikroorganizmy, właściwości skały macierzystej, rzeźbę
terenu, rośliny, zabiegi agrotechniczne, zwierzęta). Przemiany te powodują zróżnicowanie
profilu glebowego na szereg poziomów genetycznych. Rodzaj i układ tych poziomów w
profilu glebowym oraz sposób ich wzajemnego kontaktu są charakterystyczne dla
poszczególnych typów i podtypów gleb. Poziomy genetyczne wydzielone w klasyfikacjach
przyrodniczych (m.in. klasyfikacji Polskiego Towarzystwa Gleboznawczego) odpowiadają w
ujęciu międzynarodowym poziomom diagnostycznym, ponieważ stanowią podstawowe
kryterium w typologii gleb.
2.2. Poziomy genetyczne
Poziom genetyczny (glebowy) jest to mineralna, mineralno-organiczna lub organiczna część
profilu glebowego, w miarę równoległa do powierzchni gleby, odróżniająca się od poziomów
5
sąsiednich stosunkowo jednorodną barwą, strukturą, konsystencją, uziarnieniem, składem
chemicznym, ilością i jakością substancji organicznej i innymi właściwościami.
Poziomy genetyczne są wynikiem wypadkowej przebiegu różnych procesów
glebowych. Są charakterystyczne dla typu gleby, zarówno pod względem właściwości, jak i
rozmieszczenia w profilu glebowym. Poziomy glebowe nie są więc wywołane przez zjawiska
geologiczne jak warstwy glebowe, lecz przez procesy glebowe i glebotwórcze. Należy jednak
stwierdzić, że na cechy niektórych poziomów genetycznych może mieć wpływ układ i
charakter warstw geologicznych. Zdarza się także, że pierwotne warstwowanie utworów
sedymentacyjnych ulega zatarciu w wyniku działania procesów glebotwórczych.
Do identyfikacji poziomów i warstw używa się trzech rodzajów symboli w różnych
kombinacjach. Do oznaczenia poziomów głównych i warstw stosuje się duże litery alfabetu
łacińskiego, małe litery alfabetu łacińskiego służą jako przyrostki do liter dużych. Oznaczają
specyficzne charakterystyki poziomów głównych i warstw. Z kolei cyfr arabskich używa się
zarówno jako przyrostki wskazujące pionowe zróżnicowanie w obrębie poziomów głównych i
warstw, a także jako przyrostki oznaczające nieciągłości litologiczne materiałów
macierzystych.
W ramach pojęcia „poziom genetyczny” wyróżnia się: poziomy główne, podpoziomy,
poziomy przejściowe i mieszane.
2.2.1. Poziomy główne
Poziom główny wyróżnia się go na podstawie dominujących form i intensywności
przeobrażeń utworu macierzystego przez procesy glebotwórcze. Przeobrażenia te powodują
wyraźne różnice w morfologii i właściwościach fizycznych oraz chemicznych poziomów
głównych w porównaniu z materiałami macierzystymi.
Poziomy genetyczne i warstwy glebowe oznacza się dużymi literami alfabetu
łacińskiego – O, L, A, E, B, C, G, M i R. Są to podstawowe symbole poziomów głównych, do
których mogą być dodawane inne symbole pozwalające na pełniejszą charakterystykę
poziomu. Większość poziomów głównych i warstw jest oznaczona jedną dużą literą, której
może towarzyszyć symbol podpoziomu wyrażany małymi literami alfabetu łacińskiego lub
cyfrą arabską. Natomiast w przypadku symbolicznego oznaczania poziomów mieszanych i
przejściowych stosuje się dwie duże litery alfabetu łacińskiego, np. E/B, AB, BC itp . Przy
opisie sekwencji poziomów, symbole wzięte w nawias wskazują, że cecha może występować
w danej jednostce, ale nie jest to warunek konieczny.
O – poziomy i warstwy organiczne. Symbolem tym oznacza się utwory organiczne, które
przez dłuższy czas są nasycone wodą lub które były nasycone wodą przez pewien czas, a
6
obecnie są sztucznie odwodnione. Mogą to być też utwory organiczne, które nigdy nie
były nasycone wodą przez dłuższy czas. Symbol ten nie obejmuje osadów limnicznych.
Symbolem O oznacza się między innymi warstwy organiczne występujące w glebach
leśnych a tworzone przez nierozłożone lub jedynie częściowo rozłożone resztki roślinne,
w skład których wchodzą opadłe liście i szpilki drzew, gałązki, mchy i porosty. Mogą one
występować zarówno na powierzchni gleb mineralnych, jak i organicznych. Poziom ten
jest powszechnie obecny glebach wytworzonych w warunkach leśnych, które – przez
silnie kwaśny odczyn i zbytnie uwilgotnienie – nie sprzyjają procesowi humifikacji. W
omawianym przypadku miąższość warstwy O jest tym większa, im bardziej są
niekorzystne warunki humifikacji.
W innym przypadku warstwy O zbudowane są z materiałów organicznych, które
zostały zakumulowane w środowisku nasyconym wodą (podmokłym, podtopionym) i
wykazują różny stopień humifikacji.
Warstwy organiczne O występują zwykle na powierzchni materiałów mineralnych.
Mogą też występować głębiej, jeśli są pogrzebane w materiale mineralnym. Poziom
organiczny wytworzony w procesie iluwialnym w glebach mineralnych nie jest zaliczany
do warstwy organicznej, chociaż może zawierać odpowiednie ilości materiału
organicznego.
L – poziomy i warstwy osadów podmokłych (limnicznych). Obejmują zarówno organiczne,
jak i mineralne osady podwodne, które są osadzane pod wodą na skutek bądź wytrącania,
bądź działania organizmów podwodnych (glony, okrzemki) bądź też obumarłych i
pływających roślin hydrofilnych, zmodyfikowanych przez podwodne zwierzęta.
Poziomy lub warstwy L obejmują ziemie koprogeniczne (torf osadowy, gytie,
muły), ziemie okrzemkowe oraz kredę jeziorną i margle. Występują w glebach
organicznych oraz sporadycznie w mułowo-glejowych. Mają następujące oznakowania: c
– ziemie koprogeniczne (gytie, muły) lub m – kreda jeziorna, margle.
A – poziom próchniczny. Jest to poziom mineralny występujący w powierzchniowej części
gleby. Wykazuje zanik wszystkich lub przynajmniej większości cech struktury materiałów
macierzystych. W poziomie tym najczęściej dochodzi do akumulacji zhumifikowanej
materii organicznej, która jest silnie zmieszana i w różnym stopniu powiązana z frakcjami
mineralnymi. Nie jest zdominowana przez właściwości charakterystyczne dla niżej
leżących poziomów E lub B. Poziom ten może też cechować się właściwościami
wynikającymi z uprawy rolniczej, użytkowania pastwiskowego lub podobnych rodzajów
zaburzeń układu naturalnego gleby.
7
Zwykle zawartość substancji organicznej waha się od ułamków procenta do 10%,
a w większości gleb wykorzystywanych pod uprawy rolnicze od 1 do 2%. Na ogół
miąższość poziomu próchnicznego waha się od kilku do kilkunastu centymetrów, w
glebach użytkowanych rolniczo wynosi 25 cm. Poziom ten odznacza się ciemnym
zabarwieniem (od barwy jasnoszarej do czarnej). Barwa jego jest ciemniejsza od niżej
leżących poziomów i jest uzależniona od zawartości próchnicy – im próchnicy więcej tym
ciemniejsze zabarwienie poziomu A.
W warunkach zbiorowisk leśnych poziom A najczęściej wystękuje poniżej
organicznej warstwy O, natomiast jeśli jest poddany użytkowaniu rolniczemu znajduje się
przy powierzchni gleby. Warunkiem do wyznaczenia poziomu A jest wyraźna akumulacje
próchnicy, choć poziom ten może obok cech poziomu próchnicznego posiadać cechy
poziomów E lub B. Natomiast świeże aluwia na powierzchni gleby lub nawiewane piaski
wydmowe zachowujące strukturę materiałów macierzystych nie mogą być zaliczane do
tego poziomu.
E – poziom wymywania (eluwialny). Jest to poziom mineralny, którego główną cechą jest
utrata frakcji ilastej, próchnicy, związków żelaza, glinu lub kombinacji tych materiałów.
Poziom ten wykazuje całkowitą utratę lub większość pierwotnej struktury materiału
macierzystego.
Jeśli poziom E występuje w profilu glebowym to leży blisko powierzchni gleby
pod poziomem O lub A i zalega na poziomie B. Poziom ten obejmuje strefę wymywania,
powstającą przede wszystkim na skutek działania zakwaszonych roztworów glebowych
przesiąkających w głąb profilu. Zawiera mniej materii organicznej niż poziomy leżące
powyżej (A i/lub O) oraz mniej półtoratlenków (tj. tlenków i wodorotlenków Fe i Al) lub
frakcji ilastej niż poziom B zalegający bezpośrednio pod nim. Od poziomu B różni się
ponadto
większą
jasnością,
mniejszym
nasyceniem
barwą
lub
obiema
tymi
właściwościami, a ponadto grubszym uziarnieniem lub kombinacją tych cech. Poziomu E
ma zdecydowanie jaśniejsze zabarwienie niż poziomy sąsiednie. Zabarwienie jego jest
popielate (jasnoszare), czasami nawet białe. Barwa najczęściej pochodzi od krzemionki,
która powstaje w wyniku chemicznego wietrzenia glinokrzemianów lub od ziaren kwarcu
pozbawionych żelazistych lub próchnicznych otoczek koloidalnych. Najbardziej
charakterystyczne poziomy eluwialne występują w glebach bielicoziemnych. W
niektórych glebach barwa tego poziomu odpowiada zabarwieniu ziaren piasku i pyłu, ale
w wielu glebach zachowane powłoczki tlenków żelaza lub innych związków maskują
barwę pierwotnych cząstek.
8
Symbol E może być stosowany do poziomów eluwialnych w obrębie poziomu B
lub pomiędzy jego partiami, a także może występować na większych głębokościach niż
się zwykle obserwuje, jeśli poziom ten jest wytworzony w procesie glebotwórczym.
W polskiej klasyfikacji podkreśla się odmienny charakter tego poziomu w glebach
bielicoziemnych (wymywanie głównie półtoratlenków) oraz w glebach płowoziemnych
(wymywanie frakcji ilastej), co znajduje swe odzwierciedlenie w zróżnicowaniu nazw
poziomów diagnostycznych dla tych gleb oraz w ich symbolice (odpowiednio Es i Et).
B – poziom wzbogacenia. Jest to poziom mineralny. Występuje pod poziomem O, A i E
(jeśli poziomy O i E występują) a poziomem C, G lub R.
Struktury materiałów
macierzystych nie zaznaczają się w nim lub zaznaczają słabo. Najczęściej barwa poziomu
B jest brunatna, ewentualnie rdzawoszara. W poziomie tym można zaobserwować jedną z
cech lub kombinację następujących cech:
- iluwialne nagromadzenie krzemianowej frakcji ilastej, żelaza, glinu, humusu lub
każdego z tych składników, ewentualnie w różnych kombinacjach;
- wyraźne wmycie węglanów;
- rezydualne nagromadzenie półtoratlenków;
- obecność powłoczek półtoratlenków powodujących mniejszą jasność barwy, wyższe
nasycenie barwą i czerwieńszy odcień barwy w porównaniu z sąsiednimi poziomami
bez ewidentnej iluwiacji żelaza;
- rozkład i tworzenie się krzemianowej frakcji ilastej, uwolnienie tlenków albo obu tych
składników i formowanie się struktury foremnowielościennej lub pryzmatycznej,
gdy zmienia się objętość gleby na skutek zmian jej uwilgotnienia;
- rozkruszenie materiałów.
Do poziomu B mogą być włączone pewne warstwy wykazujące iluwialne
koncentracje węglanów, które są wynikiem procesów pedogenicznych, a także warstwy
pokruszone, mające również inne cechy przekształcenia, na przykład strukturę
pryzmatyczną lub iluwialne nagromadzenie niewielkiej ilości frakcji ilastej.
C – poziom lub warstwa materiałów macierzystych gleb mineralnych lub mineralne
podłoże gleb organicznych. Są to poziomy lub warstwy, z wyjątkiem skał litych podłoża,
w niewielkim stopniu przekształcone przez procesy pedogeniczne. Poziom C niekiedy
może być częściowo modyfikowany, ale nie ma w nim znamion pedogenezy. Innymi
słowy nie jest zmieniony procesami glebotwórczymi, dlatego też jest pozbawiony
właściwości poziomów O, A, E lub B. Materiały warstwy C mogą być albo podobne,
albo niepodobne do materiałów, z których tworzyło się solum. Jest to poziom mineralny i
9
występuje w niższych częściach profilu glebowego. Ze poziomu C powstają wyżej leżące
poziomy genetyczne.
Do warstwy C włączone są osady, saprofity, nieskonsolidowane skały podłoża lub
inne materiały geologiczne (także silnie zwietrzałe skały lite), które zwykle są
niescementowane i wykazują małą lub średnią podatność na rozkruszanie. Pewne gleby
wytworzyły się z materiałów silnie zwietrzałych. Jeśli taki materiał nie spełnia kryteriów
charakterystycznych dla właściwości poziomów A, E lub B, to określa się go jako poziom
C. Symbolem C oznacza się również osady wykazujące niepedogeniczną akumulację
krzemionki lub gipsu, bądź soli łatwiej rozpuszczalnych w zimnej wodzie niż gips także
wtedy, gdy są stwardniałe. Jeśli jednak warstwy stwardniałe wykazują ewidentny wpływ
procesów pedogenicznych, określane są jako poziom B.
G – poziom glejowy. Jest to poziom mineralny wykazujący cechy silnej lub całkowitej
redukcji zachodzącej w warunkach anaerobowych (beztlenowych). Niedobór tlenu
wywołany jest nadmiernym uwilgotnieniem. Redukcji ulegają przede wszystkim związki
żelaza i manganu. Żelazo z plus trzeciego stopnia utlenienia (Fe+3) ulega redukcji na plus
drugi stopień utlenienia (Fe+2). Z kolei obecnością zredukowanych związków żelaza i
manganu wpływa na charakterystyczną barwę poziomu glejowego, która zwykle jest
stalowoszara z odcieniem zielonym lub niebieskim. Poziom G nie wykazuje cech
diagnostycznych poziomów A, E lub B.
M – poziom murszowy. Jest to poziom organiczny wytworzony w procesie tlenowego
przeobrażenia pierwotnego utworu organicznego (torfu, gytii, mułu) po odwodnieniu
złoża. Powstaje więc w glebach, w których po obniżeniu poziomu wód gruntowych
następuje specyficzne przetwarzanie i ubytek substancji organicznej w górnej części
profilu. Zbudowany jest ze zhumifikowanej i przetworzonej w procesie pedoturbacji masy
organicznej, w której trudno zidentyfikować materiał wyjściowy, bowiem nie przekracza
on 15% objętości poziomu. Ma barwę czarną lub czarnobrązową. Wykazuje strukturę
agregatową: ziarnistą, płytkową, foremnowielościenną lub najczęściej angularną lub
pryzmatyczną.
W początkowym stadium murszenia utworów organicznych (np. torfów)
wykształca się poziom M1, nie przekraczający zwykle miąższości 20cm. Zawarta jest w
nim główna część masy korzeniowej darni. Substancja organiczna występująca w
poziomie M1 posiada tendencję do zgruźlenia. W profilach gleb o zaawansowanym
procesie murszenia pod poziomem M1 wykształca się poziom M2, którego miąższość
10
może wahać się w granicach 10 - 20cm. Poziom M2 charakteryzuje się strukturą
ziarnistą, agregaty są luźno ułożone a ich średnicy wynosi 1-2mm. W profilach gleb o
jeszcze silniej zaawansowanym procesie murszenia może wykształcić się dodatkowo
poziom M3. Tworzące go agregaty mają stosunkowo duże wymiary
R – podłoże skalne (skała lita). Są to warstwy litego podłoża skalnego zbudowane z
masywnych, słabo spękanych skał magmowych, osadowych lub metamorficznych,
takich jak: granit, bazalt, kwarcyt, wapień, piaskowiec lub łupek. Są one
scementowane i na tyle spójne, że nawet gdy są w stanie wilgotnym, kopanie otworu
łopatą jest praktycznie niemożliwe. Skały lite mogą mieć szczeliny, ale są one na tyle
rzadkie i małe, że penetracja korzeni roślin przez nie jest minimalna. Spękania mogą
być powleczone iłem, próchnicą lub innymi materiałami glebowymi.
2.2.2. Podpoziomy
Jeśli istnieje potrzeba dokładniejszej charakterystyki i podziału poziomów głównych
wówczas
wprowadza
się
oznaczenia
odpowiadające
symbolicznie oznacza się cyframi arabskimi
podpoziomom.
Podpoziomy
stawianymi w ciągłej sekwencji po literze
oznaczających poziom główny ( O, A, B, C, E, G, P i R), np. A1, A2, A3. Liczba wskazuje na
różnice cech i właściwości poziomów, które mogą być obserwowane w profilu w czasie prac
terenowych. Części poziomu głównego mogą różnic się np. odmienną barwą, strukturą,
zawartością CaCO3 lub innymi cechami.
Aby dokładniej określić cechy i właściwości związane z genezą danego podpoziomu
stosuje się symbole literowe. Podpoziomy oznacza się małymi literami alfabetu łacińskiego o
określonym znaczeniu, które również stawiamy po symboli poziomu głównego, np. Ap, Cca,
Es, Et, Cg, Bt, Oi. Są to cechy towarzyszące, o wskaźnikowym znaczeniu dla genezy i
klasyfikacji gleb. Poniżej podane są symbole podpoziomów, czyli przyrostki do precyzyjnego
oznaczania cech i właściwości poziomów.
2.2.1.a. Przyrostki – dodatkowe oznaczenia w obrębie poziomów głównych i warstw oraz
ich stosowanie
Do oznaczenia cech specyficznych o znaczeniu wskaźnikowym dla genezy i klasyfikacji gleb
stosuje się małe litery alfabetu łacińskiego jako przyrostki dodawane bezpośrednio po dużych
literach (tab. 1). Określają one cechy towarzyszące procesowi glebotwórczemu, który
przyczynił się do wyodrębnienia poziomu głównego.
11
Tabela 1
Przyrostki – dodatkowe oznaczenia w obrębie poziomów głównych i warstw
Symbol
SgP*
2011
a
a
b
c
c
ca
cs
d
e
f
g
fh
h
h
i
i
k
l
m
m
n
o
p
r
s
s
t
t
u
v
w
x
y
z
Określenie
SgP 2011
mocno rozłożony (zhumifikowany) materiał organiczny
(torf), odpowiadający R3
poziom lub warstwa wytworzona przez człowieka
pogrzebany poziom genetyczny
konkrecje, kukiełki, pieprze
ziemie koprogeniczne (gytie, muły)
skały węglanowe, nie stosuje się do akumulacji wtórnych
węglanów
skały – materiały gipsowe – nie stosuje się do akumulacji
wtórnych siarczanów
warstwa stwardniała, powodująca fizyczne ograniczenie
rozwoju korzeni
średnio rozłożony (zhumifikowany) materiał organiczny
(torf), odpowiadający R2
poziom butwinowy poziomu organicznego w glebach
leśnych
silne oglejenie
poziom detrytusowi poziomu organicznego w glebach
leśnych
iluwialna akumulacji materii organicznej
podwoziom epihumusowy poziomu organicznego w
glebach leśnych
powierzchnia ślizgu
słabo rozłożony (zhumifikowany) materiał organiczny
(torf), odpowiadający R1
pedogeniczna akumulacja węglanów (tzw. wtórnych)
podwoziom surowiznowy poziomu organicznego w
glebach leśnych
kreda jeziorna, margle
cementacja lub stwardnienie w glebach mineralnych
pedogeniczna akumulacja wymiennego sodu
nieiluwialna akumulacja półtoratlenków w warunkach
przepływu wód (gleby ochrowe)
poziom orny rozluźniony, spulchniony przez orkę
orsztyn
iluwialna akumulacja półtoratlenków żelaza i glinu
eluwialne wymycie półtoratlenków żelaza i glinu
iluwialna akumulacja minerałów ilastych
eluwialne wymycie frakcji ilastej
poziom murszowaty lub murszasty
powstawanie zabarwienia rdzawego w piaskach luźnych i
słabogliniastych (wzbogacenie w żelazo in situ) w
poziomie sideric
powstawanie zabarwienia brunatnego (nieiluwialna
akumulacja żelaza) i/lub struktury glebowej w poziomie
cambic
charakter fragipanu
akumulacja gipsu
akumulacja soli łatwiej rozpuszczalnych w zimnej
wodzie niż gips
Występowanie
SgP 2011
Odpowiednik
SgP 1989
Oa
–
poziomy mineralne
poziomy mineralne
poziomy mineralne
Lc
Rca
an
b
cn
m
–
Rcs
–
poziomy mineralne
nie dotyczy m
Oe
x
R2
Of
f
poziomy mineralne
Oh
g, gg
f
poziomy mineralne
Oh
h
h
Bi
Oi
–
R1
z wyjątkiem R
Ol
ca
l
Lm
poziomy mineralne
bez ograniczeń
Bo
–
x
na
–
Ap i poziomy E, C
przekształcone w
Ap
Br
Be
Es
Bt
Et
Au
Bv
p
ox
fe
es
t
et
e, i
v
Bw
br
bez ograniczeń
bez ograniczeń
bez ograniczeń
x
–
sa
SgP – Systematyka gleb Polski
12
Wiele poziomów głównych i podpoziomów oznakowanych dużymi literami
najczęściej zawiera więcej niż jeden przyrostek. Zasady ich stosowania są następujące:
- przyrostki powinny być umieszczone bezpośrednio po dużej literze, określającej poziom
główny;
- jeśli do opisu poziomu lub podpoziomu stosuje się więcej niż jeden przyrostek to powinny
występować w następującej kolejności (oczywiście jeśli są używane): a, d, e, f, h, i, r, s, t, v,
w itp.;
- przyrostki: c, g, m, x, jeśli występują w opisie, powinny być stosowane jako ostatnie;
- rzadko stosuje się więcej niż trzy przyrostki;
- do poziomów mieszanych i przejściowych nie stosuje się przyrostków z wyjątkiem gleb
organicznych.
2.2.3. Poziom mieszany i przejściowy
Poziomem mieszanym nazywa się część profilu glebowego, w którym morfologiczne zmiany
między sąsiednimi poziomami głównymi obejmują pas szerszy niż 5cm. Morfologiczne cechy
przyległych poziomów glebowych są wyraźne i istnieje ciągłość między wcinającymi się
językami i poziomami im odpowiadającymi. Poziom mieszany oznacza się dużymi literami,
charakteryzującymi poziom główny, oddzielonymi ukośna kreską, np. A/E, A/C, B/C.
Poziomem przejściowym określa się część profilu glebowego, w którym
jednocześnie widoczne są morfologiczne cechy sąsiednich poziomów głównych. Oznacza się
go dużymi literami charakteryzującymi pozom główny, np. AE, EB, BC. Pierwsza litera
oznacza poziom, do którego poziom przejściowy jest bardziej podobny, czyli symbolem
poziomu głównego, którego cech morfologicznych obserwuje się więcej.
2.3. Warstwy glebowe i nieciągłości litogeniczne
Warstwa glebowa to wyodrębniający się w profilu glebowym lub pod nim utwór mineralny
i/lub organiczny posiadający cechy i właściwości związane z procesami geologicznymi i
glebowymi lub z procesem biologicznej akumulacji. Nie jest on zmieniony przez procesy
rozwoju gleby.
Pojęcia warstwy sedymentacyjnej lub wietrzeniowej nie można utożsamiać z
poziomem genetycznym. Warstwy glebowe powstają w wyniku litogenezy, a nie pedogenezy,
jak to jest w przypadku poziomów genetycznych.
W celu uwzględnienia genetycznej heterogeniczności materiału występującego w
profilu glebowym, tj. w przypadku obecności w profilu utworów różnego pochodzenia
13
geologicznego o wyraźnych granicach nieciągłości litologicznych – np. poziomy A i E
wytworzone są z piasku zwałowego, a poziomy B i C z gliny zwałowej – w opisie poziomów
genetycznych, oprócz dużych liter alfabetu łacińskiego (i w przypadku podpoziomów także
cyfr arabskich), stosuje się numerację. Uwzględnia ona każdy utwór, który oznacza się cyfrą
arabską, stawianą przed symbolem poziomu głównego. Powierzchniowy utwór (poziomy A i
E), któremu odpowiada arabska jedynka nie jest numerowany, natomiast każdy następny
otrzymuje kolejny numer 2, 3 itd., np. Ap-E-2B-2Cca-3G.
Opisaną wyżej sytuację – kiedy to w profilu glebowym lub w utworze macierzystym,
występują materiały różnego pochodzenia geologicznego – określa się mianem nieciągłości
litogenicznych.
2.3.1. Gleby całkowite i niecałkowite
Z obecnością w profilu glebowym i/lub pod nim warstw glebowych i nieciągłości
litogenicznych związane są pojęcia „gleby całkowitej” i „gleby niecałkowitej”. Jeżeli
wszystkie poziomy genetyczne analizowanej gleby, łącznie ze skała macierzystą, zbudowane
są z tego samego materiału pod względem granulometrycznym i genetycznym, to określa się
ją mianem gleby całkowitej. W przypadku występowania w profilu glebowym materiału o
różnym pochodzeniu geologicznym i najczęściej zróżnicowanym uziarnieniu, glebę określa
się jako niecałkowitą.
Innymi słowy profil gleby całkowitej formuje się z jednej skały macierzystej (składa
się z jednej warstwy glebowej; w całym profilu glebowym wyróżnia się podobny skład
granulometryczny). Natomiast w obrębie profilu gleby niecałkowitej występują co najmniej
dwie warstwy glebowe, profil glebowy jest zbudowany z różnych utworów glebowych, które
następują po sobie.
2.4. Głębokość (miąższość) gleby
Określenie głębokości gleby może stwarzać pewne problemy, ponieważ pojęcie to może mieć
w gleboznawstwie kilka znaczeń. Wyróżnia się tzw. genetyczną głębokość gleby, która jest
równa sumie miąższości wszystkich poziomów genetycznych danej gleby (łącznie z górną
częścią utworu macierzystego). W warunkach Niżu Polskiego, w glebach dobrze
rozwiniętych, waha się ona od kilkudziesięciu centymetrów do około 2 metrów. Wyróżniana
bywa też głębokość solum – z pominięciem utworu macierzystego.
Poza genetyczną głębokością gleby wyróżnia się też głębokość biologiczną, czyli
miąższość strefy, którą wyznaczają ślady działalności organizmów. Najczęściej jest to strefa
14
dostępna korzeniom roślin. Głębokość biologiczna może być mniejsza lub większa od
głębokości genetycznej. Drugi przypadek jest u nas częstszy, bowiem zasięg palowych
systemów korzeniowych drzew przekracza głębokość strefy objętej wyraźnym wpływem
procesów glebowych. Przykładem odwrotnej sytuacji mogą być bielice o mocno
zorsztynizowanym poziomie wzbogacenia. Duża zawartość toksycznych składników
(niekrystalicznych związków glinu w tym poziomie) jest powodem, że większość korzeni nie
przenika poniżej jego górnej granicy. Specjalnego uzasadnienia nie wymaga fakt, że gleby
biologicznie głębsze są lepsze od biologicznie płytkich.
Silnie erodowane gleby górskie ukształtowane z masywnych skał macierzystych mogą
być płytkie zarówno genetycznie, jak i biologicznie.
2.5. Barwa gleby
Barwą gleby nazywa się wrażenie wzrokowe wywołane przez odbitą od gleby widzialną
część promieniowania słonecznego.
Barwa jest ważną i najbardziej rzucającą się w oczy cechą morfologiczną gleby.
Większość regionalnych nazw typów gleb wywodzi się od barwy charakterystycznych
poziomów glebowych, np. czarnoziemy, czarne ziemie, gleby brunatne itd. W większości
klasyfikacji gleb barwa jest zaliczana do kryteriów identyfikacyjnych, wyznaczających
poziomy diagnostyczne gleb. Ponadto barwa może być wskaźnikiem ekologicznej wartości
siedliska. Zabarwienie poziomów glebowych jest dość ściśle związane ze składem oraz
fizycznymi i chemicznymi właściwościami utworów glebowych. Pozwala ono już na
pierwszy rzut oka stwierdzić obecność lub brak pewnych związków w różnych częściach
profilu glebowego, informuje też o przebiegu różnych procesów glebowych. Na podstawie
barwy doświadczony gleboznawca, bez żmudnych pomiarów, może ocenić typ stosunków
powietrzno-wodnych, warunki areacji (napowietrzenia), aktywność biologiczną i wiele
innych ważnych ekologicznie cech.
Barwy, jakimi odznaczają się gleby i ich elementy, wywodzą się z trzech
podstawowych: białej, czarnej i czerwonej. Barwę nadają określone związki chemiczne i
organiczne występujące w glebie. Największy wpływ na zabarwienie gleby mają następujące
składniki: próchnica, związki żelaza, związki manganu, ziarna kwarcu, ziarna i konkrecje
kalcytu oraz krzemionka.
Próchnica nadaje glebie barwę czarną, szarą ewentualnie brązowoszarą. Im więcej
próchnicy w danej części profilu glebowego, tym ciemniejsze zabarwienie. Związki żelaza
(magnetyt, hematyt, getyt, limonit) nadają barwę czerwoną, pomarańczową, brunatną,
15
zielonkawą, niebieską. Barwa zależy od stopnia utlenienia, na którym występuje żelazo.
Żelazo na +3 stopniu utlenienia nadaję barwy o ciepłych odcieniach (czerwona,
pomarańczowa, żółta). Natomiast żelazo na +2 stopniu utlenienia nadaje barwy o odcieniach
zimnych (zielonkawa, niebieska, odcienie stalowoszare), świadczą one o niedotlenieniu gleby
związanym z nadmiernym uwilgotnieniem. Związki manganu nadają barwę czarną,
brązową, niekiedy fioletoworóżową. Ziarna kwarcu, ziarna i okruchy kalcytu,
krzemionka wpływają na występowanie barwy białej.
Barwy gleby mogą być jednolite i niejednolite. Wśród barw niejednolitych wyróżnia
się plamiste, językowate, smugowate, marmurkowe. W zabarwieniu plamistym na tle barwy
dominującej występują plamy o odmiennej barwie. Barwy językowe wyróżnia się wówczas,
gdy odmienne zabarwienie występuje w kształcie zacieków. Barwy smugowe, gdy na tle
zasadniczej barwy widoczne są mniej lub bardziej równoległe do powierzchni terenu smugi o
odmiennym zabarwieniu. Natomiast barwy marmurkowe wyróżnia się, gdy na tle mniej
więcej jednolitej barwy występują jasne smugi wzdłuż szczelin i obumarłych korzeni.
W celu wyeliminowania błędów w ocenie barwy, stosuje się tabele wzorcowe, które
przy opisywaniu gleb porównuje się, dobierając każdorazowo do danej próbki bezpośrednio
w terenie odpowiedni wzorzec. Najczęściej stosuje się tabele Munsella. Barwy w tych
tabelach ujęte są w trójwymiarowym układzie współrzędnych. Każda barwa określana jest
trzema elementami – odcieniem, czystością i nasyceniem.
2.6. Struktura gleby
Struktura gleby to rodzaj i sposób wzajemnego powiązania oraz przestrzenny układ
elementarnych cząstek stałej fazy gleby. Przy określaniu struktury glebowej uwzględnia się
kształt, wielkość, trwałość, sposób wzajemnego powiązania i przestrzenny układ elementów
strukturalnych.
Zgodnie z obowiązującym IV wydaniem Systematyki gleb Polski wyróżnia się trzy
zasadnicze typy struktur glebowych: proste (bezagregatowe), agregatowe i włókniste.
Dokładniejszy podział typów prezentowany jest poniżej.
1. Struktury proste (nieagregatowe)
a. rozdzielnoziarnista – r
b. spójne (zwarta, masywna) – m
2. Struktury agregatowe
a. sferoidalne
- koprolitowa – ko
- gruzełkowata – gr
- ziarnista – zn
16
b. foremnowielościenne (poliedryczne)
- foremnowielościenna ostrokrawędzista (angularna) – oa
- foremnowielościenna zaokrąglona (subangularna) – os
- bryłowa – br
c. wrzecionowate
- pryzmatyczna – pr
- słupowa – ps
d. dyskoidalne
- płytkowa – dp
- skorupkowa – ds
3. Struktury włókniste
- gąbczasta – hg
- włóknista – hw
Do struktur prostych zalicza się strukturę rozdzielnoziarnistą i spójną. W pierwszej
z nich poszczególne elementarne cząstki stałej fazy gleby są ułożone luźno. Struktura ta
charakteryzuje gleby gruboziarniste (np. zbudowane ze żwirów lub z piasków luźnych), w
których brak spoiwa (koloidów mineralnych, próchnicy i innych substancji wiążących)
umożliwiającego łączenie się poszczególnych ziaren w większe jednostki strukturalne, tj. w
agregaty. Natomiast struktura spójna cechuje się tym, że w masie glebowej brak jest
naturalnej łupliwości lub jest ona niewidoczna. Występuje tu jednolita masa glebowa, która
zawiera małe ilości frakcji ilastej (pęczniejącej, kruszącej się) i materii organicznej. Dlatego
nie wykazuje żadnych pęknięć ani trwałych szczelin, które powodowałyby naruszenie
fizycznej jednolitości utworu. Strukturę spójną spotyka się w niektórych glebach ciężkich, np.
wytworzonych z iłów, które w stanie wilgotnym są plastyczne, a po wyschnięciu bardzo
zwięzłe i twarde, lecz nie tworzą agregatów określonej wielkości i kształtów.
W obrębie typu struktury masywnej istnieje czasami potrzeba wyróżnienia
następujących podtypów: plastycznej struktury spójnej – charakteryzującej utwory ilaste
będące stale silnie wilgotne; kruchej struktury spójnej – charakteryzującej utwory pyłowe
prawie nie zawierające frakcji ilastej; scementowaną strukturę spójną – powstającą na skutek
lokalnej koncentracji związków chemicznych, które nieodwracalnie cementują cząstki
glebowe; amorficzną strukturę spójną – zbudowaną w przeważającej części ze związków
próchnicznych.
Struktury agregatowe to takie, w których można wyróżnić naturalne płaszczyzny
łupliwości (odspojenia). Indywidualne elementy strukturalne nazywa się agregatami.
Struktury te opisuje się według następujących cech: kształtu elementów strukturalnych i
sposobu ich ułożenia w profilu glebowym (typ struktury), wymiaru agregatów strukturalnych
(klasa wielkości agregatów), stopnia rozróżnialności elementów strukturalnych w profilu
17
glebowym i ich trwałości (stopień wykształcenia struktury glebowej). Struktury agregatowe
dzieli się na struktury sferoidalne, które w dalszej kolejności dzielone są na koprolitową,
gruzełkowatą i ziarnistą; foremnowielościenne (ostrokrawędzista, zaokrąglona i bryłowa);
wrzecionowate (pryzmatyczna i słupowa) a także dyskoidalne, wśród których wyróżnia się
strukturę płytkową i skorupkową.
Agregaty tworzące struktury sferoidalnej mają kształt kulisty o powierzchniach
gładkich lub chropowatych, ale nie przylegających do powierzchni otaczających agregatów.
Jednym z typów struktury sferoidalnej jest struktura koprolitowa charakteryzującą się
agregatami o kształtach nieregularnych, niekiedy graniastych. Struktura ta składa się głównie
z odchodów dżdżownic, wazonkowców i innych bezkręgowców glebowych. Agregaty mniej
trwałe rozpadają się na mniejsze elementy, wskutek czego struktura upodabnia się do
struktury gruzełkowatej. Struktura gruzełkowata posiada agregaty kuliste, porowate i trwałe.
Spoiwem są przede wszystkim polimery próchniczne, śluzy bakteryjne i minerały ilaste.
Koloidy mineralno-organiczne są w znacznym stopniu wysycone kationami wapnia. Struktura
ta jest charakterystyczna dla poziomów próchnicznych gleb uprawnych. Natomiast struktura
ziarnista składa się z agregatów pozbawionych wewnętrznej porowatości. Powstały one
głównie na skutek dezintegracji fizycznej (naprzemienne wysuszanie – namakanie, czy też
zamarzanie – odmarzanie) macierzystego materiału glebowego: mineralnego (o budowie
drobnoziarnistej) oraz organicznego (z całkowicie zhumifikowanych torfów). Struktura ta jest
charakterystyczna dla poziomów poddarniowych użytków zielonych na glebach mineralnych.
W strukturze foremnowielościennej agregaty mają kształt wielościanów foremnych
o gładkich lub chropowatych powierzchniach, przylegających do powierzchni sąsiednich
agregatów. Struktura foremnowielościenna ostrokrawędzista cechuje się agregatami o
gładkiej powierzchni oraz ostrych narożach i krawędziach. Agregaty te powstają na skutek
dezintegracji utworów drobnoziarnistych, np. iłów zwykłych, iłów pylastych, czy też glin
zwykłych. Na swojej powierzchni mają czasem ilaste powłoczki. Z kolei struktura
foremnowielościenna zaokrąglona posiada agregaty o gładkich, wklęsłych lub wypukłych
powierzchniach oraz zaokrąglonych narożach i krawędziach. Tego typu struktury spotyka się
najczęściej w glebach brunatnych, rzadziej płowych, o uziarnieniu średnim, np. w glinach
lekkich i zwykłych. Gdy gleby zawierają mało frakcji ilastej, struktura tego typu jest o wiele
mniej
trwała
niż
struktura
ostrokrawędzista.
Kolejną
strukturą
należącą
do
foremnowielościennej jest struktura bryłowa Zawiera ona duże, nieregularne agregaty o
szorstkich powierzchniach. Powstają one w poziomie uprawnym wskutek orki zbyt suchych
18
lub zbyt mokrych ciężkich gleb ubogich w próchnicę. Struktura ta jest sztucznie wytworzona
w wyniku mechanicznej uprawy roli.
Struktury wrzecionowate charakteryzują się obecnością agregatów o kształcie
graniastosłupów wrzecionowatych (oś pionowa jest znacznie dłuższa od osi poziomej).
Agregaty w profilu glebowym są ułożone pionowo. Jeśli agregaty mają kształt
graniastosłupów wrzecionowatych ostrokrawędzistych z płaskimi powierzchniami – górną i
dolną – to zalicza się je do struktury pryzmatycznej. Tworzy się ona w glebach bardzo
drobnoziarnistych przy ich głębokim wysychaniu i namakaniu. Natomiast agregaty o
wyglądzie graniastosłupów wrzecionowatych o zaokrąglonych krawędziach i zaokrąglonej
powierzchni górnej są zaliczane do struktury słupowej. Jest ona charakterystyczne dla gleb,
których kompleks sorpcyjny jest w znacznym stopniu wysycony kationami sodu, a czasami
sodu i magnezu (sołońce, sołończaki, gleby sodowe).
W strukturze dyskoidalnej agregaty są rozbudowane w kierunku osi poziomych przy
znacznym zredukowaniu osi pionowej. Dominuje tu łupliwość w płaszczyźnie poziomej i
poziomy układ płytek. Struktura płytkowa posiada agregaty o kształcie prostych płytek i
najczęściej szorstkich powierzchniach. Płytki oddzielone są od siebie małymi szczelinami
powstającymi przy wysychaniu gleby lub wskutek tworzenia się wewnątrz gleby soczewek
lodu. Natomiast struktura skorupkowa cechuje się obecnością agregatów o kształcie płytek
miseczkowato wklęsłych i gładkiej powierzchni górnej i szorstkiej powierzchni dolnej.
Agregaty powstają podczas wysychania i nierównomiernego kurczenia się materiałów
rytmicznie warstwowanych (np. iłów warwowych).
Struktury włókniste występują w glebach organicznych zbudowanych z torfów słabo
lub średnio zhumifikowanych. W masie organicznego materiału macierzystego znajdują się
znaczne ilości korzeni, łodyg i liści roślin torfotwórczych o różnym stopniu rozłożenia i w
różnym stopniu przemieszane z kompleksowymi związkami próchnicznymi. W zależności od
genezy utworów organicznych wyróżnia się strukturę gąbczastą lub włóknistą właściwą.
Struktura gąbczasta jest charakterystyczna dla słabo rozłożonych (R<35%) torfów
mechowiskowych. Są one zbudowane z drobnych korzonków turzyc oraz listków i łodyg
mchów. Tworzą elastyczną, gąbczastą, bardzo porowatą masę przesiąkniętą wodą. Istotnym
elementem struktury są nierozłożone szczątki roślin torfotwórczych. Natomiast struktura
włóknista jest charakterystyczna dla słabo rozłożonych (R<35%) torfów turzycowiskowych i
szuwarowych. W masie torfu przeważają drobne korzonki turzyc, grube kłącza i korzonki
trzciny, czasami kłącza skrzypu, a niekiedy domieszki kory wierzb. Torfy turzycowiskowe
tworzą strukturę drobnowłóknistą, natomiast torfy szuwarowe – grubowłóknistą.
19
Podczas badań terenowych struktury opisuje się według kilku cech. Jedną z nich jest
kształt elementów strukturalnych i sposób ich ułożenia w glebie. Jest to typ struktury.
Kolejna cecha to wielkość elementów strukturalnych, czyli rodzaj struktury. Ważny jest
także stopień wykształcenia elementów strukturalnych w glebie oraz ich trwałość (np.
odporność na działanie wody) – odmiana struktury glebowej. Pod względem stabilności
agregatów wyodrębnia się strukturę trwałą i nietrwałą. Na podstawie stopnia wykształcenia i
trwałości agregatów wydziela się cztery odmiany struktur glebowych:
- struktura bezagregatowa – w masie glebowej nie można dostrzec ani agregatów, ani
wyraźnie zaznaczonych naturalnych linii odspojenia. Jeżeli materiał jest zwięzły, strukturę
określa się jako spójną, gdy materiał jest sypki, wówczas strukturę nazywa się
rozdzielnoziarnistą.
- struktura agregatowa słaba – agregaty są słabo wykształcone, prawie nie rozróżnialne w
profilu. Materiał glebowy wydobyty z profilu glebowego i rzucony z pewnej wysokości
(np. 1 m) na powierzchnię terenu rozpada się tworząc mieszaninę niewielu trwałych
agregatów, wielu agregatów rozkruszających się i przeważającej ilości materiału
bezagregatowego.
- struktura agregatowa średnio trwała – agregaty są dobrze ukształtowane, wyraźne, ale
średnio trwałe i nie dające się wyróżnić na wygładzonej ścianie profilu. Materiał glebowy
wydobyty z profilu i rzucony na powierzchnie rozpada się na mieszaninę wielu
wyraźnych agregatów, pewną ilość agregatów rozkruszających się i niewiele materiału
bezagregatowego. Struktura agregatowa średnio trwała charakteryzuje się więc dobrze
ukształtowanymi agregatami, które są średnio trwałe, ale wyraźne, jednak nie dające się
wyróżnić w glebach nierozkruszonych.
- struktura agregatowa trwała – ten stan strukturalności gleby charakteryzuje się
obecnością trwałych agregatów, które są wyraźnie widoczne nawet na ścianie profilu
glebowego. Agregaty słabo przylegają do siebie i są odporne na rozkruszanie. Materiał
glebowy wydobyty z profilu i rzucony na powierzchnię terenu składa się głównie z
agregatów naturalnych, niewielkiej ilości agregatów rozkruszonych i bardzo małej ilości
materiału bezagregatowego.
Typ struktury gleby ma duże znaczenie ekologiczne, jest także ważną cechą
diagnostyczną w systematyce gleb. Najkorzystniejsze warunki do rozwoju większości roślin
stwarza w glebach mineralnych trwała struktura gruzełkowata lub koprolitowa, zapewniająca
łatwość penetracji korzeni oraz dobre warunki aeracji nawet przy dużym nasyceniu gleby
wodą. Wolne przestrzenie międzygruzełkowe umożliwiają swobodną wymianę gazów także
20
wtedy, gdy woda wypełnia już wszystkie kapilary wewnątrz gruzełków. Zaletą tej struktury
jest jej znaczna wodoodporność.
2.6.1. Czynniki wpływające na powstawanie agregatów glebowych
Do czynników, które wpływają na powstawanie struktury agregatowej zalicza się koloidy
glebowe, minerały ilaste, dwuwartościowe kationy wapnia i magnezu, substancję organiczną,
florę i faunę glebową a także zabiegi agrotechniczne.
Jednym z najważniejszych składników gleby wpływającym m.in. na powstawanie
agregatów strukturalnych są koloidy glebowe, które w stanie skoagulowanym stanowię
lepiszcze wiążące poszczególne cząstki elementarne. Sam proces koagulacji nie jest jeszcze
wystarczający do powstania trwałych gruzełków, ale je warunkuje. Przyczyną koagulacji
koloidów glebowych jest odwodnienie zachodzące przede wszystkim podczas przemarzania
lub
dodatku
elektrolitów.
Szczególne
znaczenie
ma
oddziaływanie
kationów
dwuwartościowych Ca2+ i Mg2+. Dużą zdolność do tworzenia większych agregatów wykazują
zwłaszcza koagulaty powstające pod wpływem jonów wapnia w przedziale odczynu gleby od
słabo kwaśnego do słabo alkalicznego. Minerały ilaste mają właściwości klejące i tworzą
agregaty sklejające się zarówno między sobą, jak i cząstkami piasku i pyłu. Tworzenie
agregatów pod wpływem działania cząstek ilastych jest możliwe jednak tylko w glebach o
dużej zawartości frakcji iłowej. Ważnym składnikiem gleby jest też substancja organiczna,
która wywiera bardzo duży wpływ na powstawanie i stabilizację agregatów glebowych.
Szczególne znaczenie mają kwasy huminowe i znajdujące się w śluzach bakteryjnych
polisacharydy i poliuronidy, które tworzą siatkę włókien pomiędzy nieorganicznymi
cząstkami gleby i sklejają je ze sobą. Próchnica z jednej strony zlepia większe cząsteczki
mineralne, z drugiej – powoduje rozluźnienie gleb ciężkich. Zaletą próchnicy jest ogromny
wpływ na zwiększenie porowatości gruzełków. Spośród fauny glebowej istotną rolę
odgrywają przede wszystkim dżdżownice, których wydaliny – koprolity, to doskonałej
jakości agregaty glebowe, odporne na działanie opadów i ugniatanie kołami maszyn
rolniczych. Powstają one dzięki sklejaniu cząstek gleby śluzową wydzieliną przewodu
pokarmowego dżdżownic. Szczególnie korzystnie na tworzenie się struktury agregatowej i
wodoodporność agregatów wpływają systemy korzeniowe traw i roślin motylkowych. Tworzą
one sieć kanałów ułatwiających rozpadanie masy glebowej na agregaty oraz wydzielają
substancje śluzowe zlepiające elementarne ziarna mineralne gleby. Wszystkie zabiegi
agrotechniczne winny pozytywnie wpływać na kształtowanie się trwałej struktury
agregatowej, szczególnie gruzełkowatej. Orka prowadzona w stanie optymalnej wilgotności
21
uprawowej (wynoszącej ok. 60-80% polowej pojemności wodnej) powoduje rozkruszenie
gleby, a jednocześnie stwarza korzystne warunki do działania innych czynników
strukturotwórczych. Z kolei efekt nawożenia ujawnia się jako skutek wprowadzania kationów
dwuwartościowych i substancji organicznej w postaci nawozów naturalnych oraz zwiększonej
ilości resztek pożniwnych.
2.6.2. Czynniki wpływające destrukcyjnie na strukturę glebową
Oprócz czynników kształtujących strukturę agregatową można też wyodrębnić czynniki
powodujące jej niszczenie. Jednym z nich jest uprawa mechaniczna przeprowadzona w
niewłaściwym stanie uwilgotnienia gleby. Obróbka gleby suchej wywołuje rozkruszanie
istniejących agregatów. Natomiast w przypadku gleby nadmiernie uwilgotnionej agregaty są
rozmazywane. Negatywnie też wpływa ugniatanie gleby kołami maszyn rolniczych, czy też
wprowadzanie do gleby wraz z nawozami kationów jednowartościowych – NH4+, Na+, K+,
które powodują peptyzację koloidów glebowych i są powodem rozpadu istniejących już
agregatów strukturalnych. Do czynników niesprzyjających należy też zaliczyć erozję wodną i
wietrzną a także niesprzyjające czynniki atmosferyczne, np. bardzo intensywne deszcze.
2.7. Układ gleby
Układ gleby należy rozumieć jako przestrzenne rozmieszczenie zarówno cząstek
pierwotnych, jak i agregatów. Tak jedne, jak i drugie mogą być rozmieszczone luźno (np. w
piaskach) i szczelnie (np. w iłach). Im układ jest luźniejszy tym większa jest porowatość
gleby, która to zależy nie tylko od przestrzeni między agregatami, ale także od wewnętrznej
porowatości samych agregatów.
W praktyce gleboznawczo-rolniczej wyróżnia się następujące układy glebowe:
1. luźny – gleby o budowie rozdzielnoziarnistej, np. pl
1a. słabo-pulchny – budowa gruzełkowa o małej trwałości agregatów, np. pg
2. pulchny – gleby strukturalne, agregaty gruzełkowe porowate, np. pg, gp
2a. pulchno-zwięzły – struktury foremnowielościenne, np. gl
3. zwięzły – agregaty wrzecionowate pryzmatyczne, np. gz
4. zbity – budowa zwartocząsteczkowa, np. gpyi
4a. silnie zbity – np. iż, ic
2.8. Konkrecje glebowe
Konkrecjami glebowymi (nowotworami) nazywa się skupienia substancji o różnym
składzie, formie, kształcie, wielkości i stopniu cementacji, różniące i odcinające się na tle
22
masy glebowej, widoczne gołym okiem. Są to obce pierwotnemu tworzywu gleby różnorodne
skupienia mineralne lub mineralno-organiczne, spojone substancjami wytraconymi z
roztworów glebowych. Nowotwory glebowe powstają w specyficznych warunkach
glebowych i tworzą się wskutek przebiegu różnych procesów chemicznych, biochemicznych
oraz biologicznych. Mogą mieć różne właściwości i wielkość – od ziarenek o średnicy
ułamka mm do kilkumetrowych brył.
Geneza ich jest ściśle związana z procesami glebotwórczymi. Stąd też charakter
nowotworów i sposób ich występowania w glebie wskazują na przebieg i natężenie różnych
procesów glebowych, jak bielicowanie, ługowanie, procesy glejowe. I tak na przykład,
występowanie licznych drobnych konkrecji żelazisto-manganowych w glebach opadowoglejowych wskazuje na zmienne warunki wodno-powietrzne, a występowanie konkrecji
węglanowych w dolnych poziomach gleb brunatnych może być tłumaczone procesami
ługowania.
Znajomość warunków powstawania konkrecji glebowych może być bardzo przydatna
przy różnego rodzaju pracach terenowych (np. kartografia gleb, bonitacja gleb i in.). Pozwala
ona na trafną ocenę właściwości gleby jedynie na podstawie badań morfologicznych lub
bardzo prostych oznaczeń chemicznych (np. oznaczanie zawartości CaCO3 na podstawie
reakcji z kwasem solnym).
2.8.1. Podział konkrecji glebowych
Podział konkrecji glebowych związany jest z ich genezą. Zasadniczo wyodrębnia się dwie
grupy. Do pierwszej z nich zalicza się konkrecje pochodzenia chemicznego i
biochemicznego tworzące się na drodze reakcji chemicznych, często stymulowanych przez
organizmy glebowe. Druga grupa to konkrecje pochodzenia zoogenicznego, które są
efektem procesów życiowych zwierząt glebowych.
Konkrecje pochodzenia chemicznego i biochemicznego to:
1.
nagromadzenia łatwo rozpuszczalnych soli
Spotyka się je w krajach o klimacie suchym i półsuchym. Powstają na skutek wytrącania:
NaCl, Na2SO4, CaCl2, MgCl2. Mają postać wykwitów, nalotów, zacieków, plam, żyłek.
Często też tworzą białe, zbite skorupy na powierzchni gleb.
2. konkrecje gipsowe
Konkrecje te, podobnie jak nagromadzenia łatwo rozpuszczalnych soli, występują w krajach o
klimacie suchym i półsuchym. W tym przypadku wytrąca się CaSO4 x 2H2O (gips). Konkrecje
23
mogą mieć postać nalotów, białych cętek, żyłek, kryształków gipsu, czy też cienkich włókien
zwanych pseudogrzybniami.
3. konkrecje żelaziste i manganowe
Wytrącenia związków żelaza oraz związków żelaza i manganu, często z domieszką
związków organicznych, glinu, fosforu, baru tworzą w glebach konkrecje różnego kształtu i
różnej wielkości. Są one powszechne w glebach naszej strefy klimatycznej.
Zasadniczo mechanizm powstawania tych konkrecji polega na działania na glebę
kwaśnych roztworów, które uruchamiają różne składniki, z przewagą związków żelaza.
Związki te – po przemieszczeniu – wytrącają się na pewnej głębokości w profilu glebowym,
tworząc nowotwory. Nowotwory żelaziste mogą powstawać nie tylko na drodze chemicznej,
ale także biochemicznej, na przykład wskutek wytrącania się z wody, która podsiąka w
profilu glebowym ku górze.
Obecność konkrecji żelazistych i manganowych świadczy o występowaniu w glebach,
obecnie lub w przeszłości, zmiennych warunków wodno-powietrznych.
Dalszy podział konkrecji żelazistych i manganowych związany jest z ich wyglądem,
czy też kształtem.
a.
pieprze
drobne kuliste nowotwory, barwy od ciemnobrunatnej do czarnej. Ich wielkość dochodzi do 5
mm. Najczęściej występują w poziomach próchnicznych i podpróchnicznych gleb odgórnie
oglejonych, w których panują długotrwałe warunki beztlenowe. Przy kopaniu odkrywki
glebowej w stanie wilgotnym pieprze rozmazują się i tworzą ciemne smużki przebiegające
zgodnie z kierunkiem ruchu łopaty.
b. bobki, fasolki, groszki, orzeszki
są to konkrecje o kształcie kulistym i nerkowatym, oprócz związków żelaza zwykle posiadają
znaczną zawartością manganu. Często w ich składzie znajdują się też domieszki fosforu,
który został unieruchomiony przez związki żelaza i glinu w warunkach silnie kwaśnego
odczynu gleby. Występowanie tych nowotworów wskazuje, że gleby obecnie lub w
przeszłości, odznaczały się zmiennymi warunkami wodno-powietrznymi.
c.
nieregularne bryły
powstają przeważnie w glebach piaszczystych. Ich powstawanie może wiązać się z procesami
„bielicowania przykorzeniowego”, przebiegającymi w wyniku oddziaływania kwaśnych
roztworów gromadzących się wokół obumarłych korzeni. Spotyka się je głównie w glebach
leśnych.
d. orsztyn i rudawce
24
orsztyn tworzony jest przez silnie zbite warstwy piaszczysto-próchniczno-żelaziste. Grubość
ich może dochodzić do kilkudziesięciu centymetrów. Orsztyn występuje przeważnie
w
obniżeniach terenowych wśród podmokłych borów sosnowych i świerkowych, w glebach
bielicowych, bielicach i glejobielicach. Stanowi on twardą, ciemnobrunatną lub rdzawą część
poziomu iluwialnego zwykle mocno scementowaną substancjami humusowymi wmytymi z
poziomów nadległych oraz związkami glinu, żelaza, manganu, fosforu itd.
Występowanie orsztynu jest zjawiskiem niepożądanym. Korzenie sadzonek nie są w
stanie przebić się przez stwardniałe warstwy. Konsekwencją tego jest usychanie kultur
sosnowych i świerkowych. Ponadto nie w pełni utlenione związki organiczne zawarte w
orsztynie powodują duszenie się delikatnych włośników korzeniowych. Niekorzystne
działanie na korzenie drzew wykazują też toksyczne związki glinu znajdujące się w
omawianych konkrecjach.
Natomiast niezbyt grube warstewki rudawca żelazistego nie stanowią przeważnie
poważniejszej przeszkody dla korzeni roślin, zwłaszcza starszych, których korzenie z
łatwością je przerastają.
e.
ruda darniowa
ruda darniowa występuje blisko powierzchni gleby i tworzy dużych rozmiarów bryły.
Powstaje w depresjach terenów piaszczystych pokrytych borami lub torfowiskami. Są to
wytrącenia uwodnionych tlenków żelaza, które wraz z domieszką koloidalnej krzemionki,
frakcji ilastej czy fosforanów spajają mineralne okruchy i szczątki organiczne tworząc różnej
wielkości czerwonobrunatne bryły lub trudne do przebicia warstwy.
Mechanizm powstawania rudy darniowej związany jest ze spływaniem z wyżej
położonych terenów do dolin roztworów o odczynie kwaśnym. Roztwory te zostają, między
innymi przez bakterie, utlenione i wytrącają się z nich związki żelaza, manganu, fosforu itd.
Żelazo w rudzie darniowej występuje zwykle w formie limonitowej.
Jeśli proces utleniania kwaśnych roztworów odbywa się w zbiornikach wodnych,
powstaje ruda jeziorowa.
f.
faliste smugi – pseudofibry i warstewki żelaziste
konkrecje zwane pseudofibrami (ale także wstęgami iluwialnymi, lamellami) występują
głównie w glebach wytworzonych z utworów piaszczystych (gleby rdzawe, bielicowe) oraz w
niektórych glebach wytworzonych z glin (np. gleby płowe). Pseudofibry są tworzone przez
wytrącenia związków żelaza występujące w postaci kilku- lub kilkunastomilimetrowych
poziomych, lekko pofałdowanych warstewek. Wyróżniają się one od tła rdzawobrunatnym,
niekiedy czerwonobrunatnym zabarwieniem oraz drobniejszym składem granulometrycznym.
25
Obecność ich nie stanowi mechanicznej przeszkody dla korzeni roślin, które przerastają je, a
nawet wewnątrz nich się rozwijają i rozrastają, czerpiąc z pseudofibrów składniki pokarmowe
i wodę.
W profilach gleb o wysokim poziomie wody gruntowej występują często cienkie,
równolegle ułożone poziome warstewki żelaziste o barwie rdzawej, nieco podobne do
psudofibrów, lecz ich geneza jest związana z wahaniami poziomu wody gruntowej i
wytraceniem związków żelaza w strefie areacji. W zetknięciu z powietrzem, przenikającym
do profilu glebowego, żelazo zawarte w wodzie ulega utlenieniu i wytrąceniu (przechodzi z
+2 na +3 stopień utlenienia). Od pseudofibrów odróżnia je również kształt, nie są
pofałdowane. Ponadto znajdują się przeważnie poza zasięgiem korzeni roślin.
g.
rurki przykorzeniowe
spotyka się je często wokół korzeni w glebach zbudowanych z różnych utworów, zarówno
piaszczystych, jak i gliniastych. Przybierają one kształt rurek zbieżnych z kształtem korzeni.
Powstawanie tego typu konkrecji może być między innymi tłumaczone warunkami lepszej
areacji w kanałach przykorzeniowych. Pozostają one w glebie nawet po obumarciu korzeni,
wokół których się wytworzyły.
h. powłoki pokrywające ścianki szczelin
powstają w szczelinach gleby, pokrywając ścianki tych szczelin powłokami. Posiadają barwę
czarną lub czarnobrunatną. Powstają szczególnie często w glebach, w których intensywnie
zachodzą procesy glejowe, a dokładniej opadowo-glejowe.
4. konkrecje węglanowe
Są zbudowane głównie z węglanu wapnia, w związku z czym posiadają jasną (białą, szarawą)
barwę. Występują w glebach Polski wytworzonych z materiału zasobnego w CaCO3 (głównie
gliny, lessy, iły). Bywają wykształcone w postaci skupień różnych wielkości.
a.
wykwity kalcytowe
często są spotykane w terenach półsuchych i suchych. W glebach klimatu umiarkowanego ta
forma konkrecji występuje rzadko.
b. mikrokonkrecje
często występują glebach powstałych z glin i lessów. Mają postać drobnych rureczek, często
rozgałęzionych. Osiągają rozmiary od ułamka do 2-5 mm. Konkrecje te powstają często
wokół obumarłych korzeni roślin. Na przekroju glebowym są widoczne pod postacią jasnych
powyginanych kreseczek.
c.
rurki wokół korzeni
26
konkrecje te występują często nawet na znacznych głębokościach, tworząc rurkowate otoczki
wokół korzeni roślin. Powstawanie ich można tłumaczyć wytrącaniem CaCO3 z roztworów
zawierających kwaśny węglan wapnia. Rurki węglanowe wokół korzeni niektórych roślin
motylkowych mogą mieć długość od kilkunastu do kilkudziesięciu cm, a grubość do 2 cm.
d. oczka
są to konkrecje o kształcie nieregularnie kulistym i średnicy do 2 cm. Powstają w glebach
wytworzonych z glin zwałowych i lessów.
e.
laleczki
tworzą się w tych samych glebach co oczka. Ich długość dochodzi najczęściej do 5 cm, choć
spotyka się również większe. Pochodzenie ich może być przykorzeniowe, o czym świadczą
kształty odpowiadające rozgałęzieniom korzeni. Powstawanie ich można też wiązać z
procesami ługowania gleby z CaCO3.
f.
warstewki lub warstwy
spotyka
się
je
w
różnych glebach warstwowanych o
niejednakowym
składzie
granulometrycznym. Występują w warstwowanych materiałach moreny czołowej. Są to
pokaźnej grubości warstwy CaCO3, na których często wytrącają się dodatkowo konkrecje
żelaziste.
g.
smugi
tak jak wszystkie konkrecje węglanowe mają jasną, prawie białą barwę. W profilu glebowym
przebiegają najczęściej pionowo, ale także i ukośnie. Smugi przebiegające pionowo – tworzą
się w szczelinach, którymi przecieka woda opadowa zawierająca Ca(HCO3)2. Smugi ukośne
tworzą się w dawnych kanałach korzeniowych. Konkrecje te występują najczęściej w glebach
ciężkich.
h. pseudogrzybnia (pseudomycelium)
CaCO3 tworzy faliste nitki w niższych częściach profili glebowych. Istnieje pogląd, że
konkrecje te związane są z istnieniem sezonowych zmian klimatycznych.
5. Wytrącenia krzemionkowe
Konkrecje te mają postać białego nalotu wokół jednostek strukturalnych (na agregatach) i
wewnątrz porów glebowych. Nalot ten może być nazywany „osypką krzemiankową”. W
skład nalotu oprócz krzemionki wchodzą drobne ziarna kwarcu i skaleni, pozbawione otoczek
próchnicznych i związków żelaza. Wytrącenia te spotyka się w glebach stosunkowo bogatych
we frakcję ilastą, np. w glebach opadowo-glejowych, czy też wyługowanych czarnoziemach.
Powstawanie nagromadzeń krzemionki najprawdopodobniej jest związane z występowaniem
okresowych warunków beztlenowych.
27
Obecność cech związanych z działalnością żywej fauny glebowej w profilach gleb jest
dobrym wskaźnikiem ich żyzności i aktywności biologicznej. W efekcie procesów życiowych
edafonu powstają m.in. konkrecji pochodzenia zoogenicznego. Zalicza się do nich:
1. korytarze dżdżownic i kretowiny
a.
korytarze dżdżownic
sięgają niekiedy znacznych głębokości w profilu glebowym. Szczególnie dobrze widoczne są
poniżej poziomu próchnicznego, gdzie tworzą pionowe kanaliki o barwie ciemnobrązowej do
czarnej na tle jaśniejszego materiału mineralnego. Znaczenie tych kanalików, zwłaszcza w
materiale ciężkim, jest bardzo duże – jest to podstawowy sposób przewietrzania i pionowego
drenowania gleby. Korytarze dżdżownic są wyścielone śluzem tych organizmów, który z
jednej strony wzbogaca glebę w związki organiczne, z drugiej działa strukturotwórczo.
b. kretowiny
są to opuszczone chodniki kręgowców (np. kretów, chomików, susłów) bytujących niegdyś w
danym poziomie gleby. Wypełnia je materiał z innych poziomów lub z tego samego poziomu,
lecz o zmienionej strukturze. Kretowiny występujące w poziomie próchnicznym są zwykle
zabarwione jaśniej niż tło. Natomiast znajdujące się głębiej – w postaci gniazd próchnicznych
– wyróżniają się zabarwieniem ciemniejszym od barwy danego poziomu.
2. koprolity
są to konkrecje powstające w czasie procesów fizjologicznych mezo- i mikrofauny glebowej.
Innymi słowy są to stałe odchody różnych zwierząt glebowych, szczególnie dżdżownic. Są
one jednocześnie elementem struktury glebowej.
a. makrokoprolity
konkrecje złożone z zaokrąglonych bryłek gleby, wydalanych jako odchody przez
dżdżownice i inne organizmy. Spotyka się je najczęściej na powierzchni gleby, gdzie
przykrywają pionowe korytarze dżdżownic. Znajdują się także w obrębie poziomu
próchnicznego, tworząc specyficzną strukturę koprolitową.
b. mikrokoprolity
nie są widoczne gołym okiem. Można je dostrzec dopiero pod mikroskopem. Są to głównie
odchody wazonkowców, skoczogonków i roztoczy. Jest ich wiele w poziomach
próchnicznych
różnych
gleb,
szczególnie
leśnych.
Posiadają
duże
znaczenie
próchnicotwórcze.
28
3. FIZYCZNE WŁAŚCIWOŚCI GLEB – SKŁAD GRANULOMETRYCZNY I
UTWORY GLEBOWE. WŁAŚCIWOŚCI FIZYCZNE PODSTAWOWE I
FUNKCJONALNE GLEB.
Gleba jest dynamicznym układem trójfazowym, złożonym z fazy stałej, ciekłej i gazowej.
Fazę stałą stanowią cząstki mineralne, organiczne i organiczno-mineralne w różnym stopniu
rozdrobnione. Składnikami mineralnymi gleb są przede wszystkim minerały pierwotne takie
jak: kwarc, skalenie, miki, pirokseny i amfibole, apatyt, hematyt oraz minerały wtórne, np.
minerały ilaste (montmorylonit, illit, kaolinit, tlenki żelaza i inne). Do składników
organicznych są zaliczane przede wszystkim próchnica, resztki roślinne i zwierzęce
znajdujące się w różnym stopniu rozkładu oraz organizmy żyjące w glebie (edafon). Składniki
mineralne i martwe składniki organiczne mają zdolność do tworzenia kompleksowych
połączeń mineralno-organicznych o dużym stopniu dyspersji. Stosunek ilościowy
składników mineralnych do organicznych wywiera duży wpływ na właściwości gleb i stanowi
jedno z kryteriów ich podziału. Ponadto właściwości gleb oraz zachodzące w nich procesy
fizyczne, fizykochemiczne i biologiczne są zależne w dużym stopniu od rozdrobnienia fazy
stałej.
Fazę ciekłą gleby tworzą wodne roztwory rzeczywiste i koloidalne o bardzo
zmiennym składzie ilościowym i jakościowym. Natomiast faza gazowa reprezentowana jest
przez powietrze glebowe.
Na całkowitą objętość gleby składa się objętość fazy stałej i objętość wolnych
przestrzeni zajętych przez wodę, bądź powietrze glebowe. Należy też podkreślić, że pomiędzy
powietrzem glebowym i wodą – które występują w przestworach znajdującymi się między
cząstkami stałej fazy gleby – istnieje ścisły związek. Im więcej porów wypełnionych jest
wodą, tym gleba jest słabiej napowietrzona (w mniejszej ilości wolnych przestrzeni występuje
powietrze). I oczywiście odwrotnie, im więcej powietrza jest w glebie, tym mniejsze jest jej
uwilgotnienie (mniej porów glebowych wypełnionych jest wodą).
Wzajemny układ trzech faz może ulegać znacznym zmianom pod wpływem procesów
glebotwórczych i działalności człowieka. We wszystkich fazach zachodzą stałe, lub okresowe
przemiany decydujące o dynamizmie gleby. Na szczególną uwagę zasługują procesy
powodujące przemianę związków organicznych w mineralne i odwrotnie – mineralnych w
organiczne. Właściwości fizyczne gleby kształtują się zależnie od składu ilościowego i
jakościowego jej trzech faz, a także wzajemnych relacji pomiędzy fazami. Wśród fizycznych
właściwości gleby wyróżnia się właściwości fizyczne podstawowe i wtórne. Za podstawowe
uważa się te, które wynikają z jakości materiału glebowego i jego stosunku do zajmowanej
29
przestrzeni. Zalicza się do nich: skład granulometryczny, gęstość (właściwą i objętościową),
porowatość, zwięzłość i pulchność, plastyczność, konsystencję, lepkość, pęcznienie i
kurczliwość, strukturę i barwę.
Natomiast właściwości fizyczne wtórne zwane też funkcjonalnymi uzależnione są
od pierwotnych i są wynikiem funkcjonowania gleby jako środowiska bytowania świata
organicznego. Decydują o klimacie glebowym, a zalicza się do nich: właściwości wodne,
powietrzne i cieplne gleby.
Właściwości fizyczne w znacznym stopniu wpływają na przebieg i tempo różnych
procesów fizykochemicznych i biologicznych w glebie, a także na warunki bioekologiczne
siedliska i zaopatrywanie roślin w wodę i powietrze.
3.1. Skład granulometryczny
Skład granulometryczny gleby (do niedawna zwany mechanicznym) to procentowa
zawartość poszczególnych frakcji granulometrycznych (mechanicznych) w stałej fazie gleby.
Charakteryzuje on stan rozdrobnienia mineralnej części fazy stałej gleby. Natomiast frakcją
granulometryczną nazywa się umownie przyjęty zbiór ziaren glebowych (objętych wspólną
nazwą), mieszczących się w przedziale liczb granicznych, które wyznaczają najmniejszą i
największą średnicę zastępczą określonej frakcji. Wielkość średnic jest wyrażona w
milimetrach.
Skład granulometryczny jest jedną z najważniejszych właściwości gleby. Wynika to
stąd, że faza stała gleby składa się z cząstek różnej wielkości a ponadto cząstki te różnią się
pod względem chemiczno-mineralogicznym. Skład granulometryczny jest, w porównaniu z
innymi właściwościami gleby, cechą bardzo mało zmienną, a zależy od niego w mniejszym
lub w większym stopniu wiele różnych właściwości gleby. Na jego podstawie możemy ocenić
(w pewnym przybliżeniu) np. stosunki wodno-powietrzne gleby, jej właściwości plastyczne,
pojemność sorpcyjną, czy też zasobność w składniki pokarmowe.
3.1.1. Podział utworów mineralnych na frakcje i podfrakcje granulometryczne oraz
podział gleb i utworów mineralnych na grupy i podgrupy granulometryczne.
Podziały obowiązujące do 2008 roku
Zdecydowano się tu zaprezentować Klasyfikację uziarnienia gleb według Polskiego
Towarzystwa Gleboznawczego (PTG), obowiązującą razem z Systematyka gleb Polski (1989)
oraz normy BN-78/9180-11, ponieważ dotychczasowy olbrzymi dorobek polskiego
gleboznawstwa (w tym klasyfikacji bonitacyjnej gruntów rolnych, mapy glebowo-rolnicze)
30
został oparty na dotychczas (do 2008 roku) obowiązujących klasyfikacjach. Zawarte w
licznych pozycjach literatury, jak również na powszechnie wykorzystywanych mapach
glebowo-rolniczych, wyniki analizy składu granulometrycznego zostały oparte są na niżej
podanych podziałach.
Nazwy i wymiary frakcji granulometrycznych wg podziału Polskiego Towarzystwa
Gleboznawczego i Normy Branżowej BN-78/9180-11 obowiązujące do 2008 roku
przedstawiono w tabeli 2. Podstawą podziału utworów na frakcje granulometryczne jest
wielkość ziaren glebowych wyrażona w milimetrach.
Poszczególne frakcje granulometryczne różnią się między sobą nie tylko wymiarami
cząstek, ale również składem mineralogicznym i chemicznym oraz właściwościami
fizycznymi.
Części szkieletowe to mało aktywna część gleby, niemniej spełnia rolę materiału
zapasowego, z którego pod wpływem wietrzenia powstają frakcje o mniejszych średnicach.
Najpospolitszymi minerałami tworzącymi szkielet glebowy są: kwarc, skalenie, miki i
amfibole. Kamienie i żwir to przede wszystkim w niewielkim stopniu zmienione okruchy
skalne. Stąd też ich skład mineralogiczny i chemiczny jest zbliżony do skał, z których
powstały. Duża ich zawartość części szkieletowych, szczególnie jeśli znajdują się blisko
powierzchni gleby, jest zjawiskiem niepożądanym. Obecność ich utrudnia wykonanie
zabiegów uprawowych, a w skrajnych przypadkach może je wręcz uniemożliwić. Części
szkieletowe, zwłaszcza w glebach lekkich, wpływają ujemnie na właściwości tych gleb,
powodując zbytnią przepuszczalność i przewiewność. W związku z tym gleby nie są w stanie
utrzymać wilgoci i głęboko przesychają. Natomiast domieszka części szkieletowych w
glebach ciężkich wzmaga przewiewność, zdolność gleby do ogrzewania się oraz
przepuszczalność dla powietrza i wody.
Tabela 2
Podział frakcji granulometrycznych wg podziału Polskiego Towarzystwa Gleboznawczego
i Normy Branżowej BN-78/9180-11; obowiązujący do 2008 roku
Wymiary w mm
Grupa frakcji
Frakcje
wg BN-78/9180-11
wg Polskiego
Towarzystwa
Gleboznawczego
Części szkieletowe
kamienie
>20
>20
grube
>200
średnie
200-100
drobne
100-20
żwir
20-1
20-1
gruby
20-10
drobny
31
Części ziemiste
piasek
grube
średnie
drobne
pył
gruby
drobny
części spławialne
ił pyłowy gruby
ił pyłowy drobny
ił koloidalny
-
10-1
1,0-0,1
1,0-0,5
0,5-0,25
0,25-0,1
0,1-0,02
0,1-0,05
0,05-0,02
<0,02
0,02-0,005
0,005-0,002
<0,002
1,0-0,1
1,0-0,5
0,5-0,25
0,25-0,1
0,1-0,02
0,1-0,05
0,05-0,02
<0,02
0,02-0,006
0,006-0,002
<0,002
Frakcje piasku składają się przede wszystkim z kwarcu i krzemionki. W piasku
grubym obok kwarcu może występować pewna domieszka skaleni i mik. We frakcjach tych
mogą też występować – jako powłoki – takie minerały, jak: gibsyt, hematyt i limonit,
nadające im różne zabarwienie: od czerwonego do żółtego. Udział w glebie poszczególnych
podfrakcji piasku oraz stopień obtoczenia ziaren zależy od ich genezy. Piaski lodowcowe są
zazwyczaj grubsze, słabiej obtoczone, o bardziej urozmaiconym składzie mineralnym niż
piaski rzeczne. Najdrobniejsze, najlepiej obtoczone, budowane głównie przez kwarc są piaski
eoliczne (wydmowe). Frakcje piasku wpływają rozluźniająco na glebę. Przy dużych ilościach
tych frakcji zwiększa się nadmiernie przepuszczalność i przewiewność gleb, zmniejsza
retencja wodna i wysokość podsiąku kapilarnego. Obecność piasku drobnego wpływa na
polepszenie właściwości wodnych gleb piaszczystych.
Frakcje pyłu są bardzo ubogie w krzemiany i glinokrzemiany. Składają się prawie
wyłącznie z drobnych ziaren kwarcu, którego ilość może dochodzić do 90%. W ich składzie
można również spotkać amorficzną krzemionkę, skalenie i minerały ciężkie. Frakcje pyłu
wywierają istotny wpływ na właściwości fizyczne gleb. Dzięki nim poprawiają się
właściwości gleb piaszczystych poprzez zwiększenie pojemności wodnej i wysokość
podsiąku kapilarnego. Ponadto zawartość frakcji pyłu drobnego wpływa korzystnie na
tworzenie się agregatów glebowych. W glinach frakcje pyłu zmniejszają pęcznienie,
przylepność i plastyczność.
Mała spoistość i wymiary frakcji pyłu powodują, że gleby pyłowe są szczególnie
podatne na erozję wodną. Cechy te przyczyniają się również do pionowego przemieszczania
się cząstek pyłu w profilu glebowym i uszczelniania niektórych poziomów. Może to
utrudniać, a w skrajnych przypadkach uniemożliwiać, przenikanie korzeni roślin.
32
Frakcje spławiane, a głównie podfrakcja ilu pyłowego grubego składa się z
krzemionki i nieznacznej ilości kwarcu. Wpływ tej podfrakcji na cechy fizyczne gleb jest
podobny jak frakcji pyłu. Małe lub średnie ilości działają pozytywnie, natomiast znaczna jej
ilość zmniejsza porowatość ogólną, a także trwałość struktury gleb, a więc wpływa
negatywnie na właściwości powietrzno-wodne. Ił pyłowy drobny budowany jest przede
wszystkim przez krzemionkę i niewielką ilość minerałów ilastych, będących produktami
wietrzenia chemicznego pierwotnych minerałów skałotwórczych. Im więcej minerałów
ilastych tym wpływ tej podfrakcji upodabnia się do właściwości iłu koloidalnego. Podfrakcja
iłu koloidalnego składa się przede wszystkim z minerałów ilastych (do najważniejszych
należą minerały grupy kaolinitowej, illitowej i smektytowej), krzemionki, tlenków oraz
wodorotlenki żelaza i glinu, cząstek organicznych i połączeń mineralno-organicznych.
Frakcje spławialne, a w szczególności ił koloidalny, mają istotny wpływ na
właściwości fizyczne utworów glebowych. Obniżają porowatość i przepuszczalność
powietrzno-wodna gleby. Podnoszą natomiast plastyczność, spoistość, zwięzłość, pojemność
wodną gleby oraz zwiększają opór mechaniczny stawiany korzeniom roślin. W glebach
zawierających dużo cząstek najdrobniejszych wolne przestwory mają bardzo małe średnice,
co powoduje niekorzystny układ stosunków powietrzno-wodnych. Teoretyczny podsiąk
kapilarny w takich glebach jest wysoki, lecz jego efektywność niewielka, gdyż ruch wody w
bardzo wąskich kapilarach jest powolny. Przy dużej zawartości iłu koloidalnego przeważająca
część wody jest związana siłami molekularnymi. Obecność iłu zwiększa pojemność sorpcyjną
gleb w stosunku do kationów.
Występujące w przyrodzie utwory glebowe są mieszaniną różnych frakcji
granulometrycznych. Frakcje te występują w różnych stosunkach ilościowych, tworząc albo
utwory monofrakcyjne, w których przeważa jedna frakcja, albo
polifrakcyjne
(różnoziarniste), w których procentowa zawartość różnych frakcji jest podobna. Grupy
granulometryczne gleby zostały określone na podstawie procentowego udziału frakcji (tab. 3).
1.
a.
b.
c.
1.
Tabela 3
Podział gleb i utworów mineralnych na grupy i podgrupy granulometryczne wg podziału
Polskiego Towarzystwa Gleboznawczego; obowiązujące do 2008 roku
Zawartość frakcji mechanicznych w %
Nazwa utworu
Kamienie Żwir
Piasek
Pył
Części
spławialne
Utwory kamieniste
>25
utwory silnie kamieniste
>75
utwory średnio kamieniste
75-50
utwory słabo kamieniste
50-25
Utwory żwirowe
>50
33
a. żwiry piaszczyste
b. żwiry gliniaste
1. Utwory piaszczyste
a. piasek luźny
b. piasek słabo gliniasty
c. piasek gliniasty lekki
d. piasek gliniasty mocny
4. Utwory pyłowe
a. pył zwykły
b. pył ilasty
5. Utwory gliniaste
a. glina lekka
b. glina średnia
c. glina ciężka
6. Utwory ilaste
a. ił właściwy
b. ił pylasty
>50
>50
<10
10-20
0-20
0-5
5-10
10-15
15-20
dominuje
dominuje
dominuje
dominuje
dominuje
>40
>40
>40
różnoziarniste
różnoziarniste
różnoziarniste
różnoziarniste
0-9
0-9
0-9
<25
25-40
<35
35-50
>20
20-35
35-50
>50
>50
>50
>50
W utworach żwirowych, piaszczystych i gliniastych przy zawartości frakcji pyłu od 25 do 40% dodaje
się określenie „pylasty”, np. piasek gliniasty lekki pylasty, glina średnia pylasta itp.
Poszczególne grupy granulometryczne utworów glebowych charakteryzują się
odmiennymi właściwościami fizycznymi, chemicznymi i technologicznymi, związanymi
przede wszystkim z cechami frakcji dominującej oraz ilością i jakością koloidów glebowych.
Utwory glebowe o przewadze frakcji piasku posiadają cechy zdeterminowane jego
obecnością. Odznaczają się lekkością w uprawie mechanicznej, dużą zawartością powietrza,
wysoką przepuszczalnością powietrzno-wodną, niewielkim podsiąkiem kapilarnym, brakiem
zdolności magazynowania substancji pokarmowych, kompleksem sorpcyjnym o niewielkiej
pojemności, niskimi właściwościami buforowymi oraz szybkim tempem rozkładu substancji
organicznej. Nie mają więc zdolności do gromadzenia próchnicy. Tworzą się z nich gleby
zbyt suche, mało żyzne, ale szybko nagrzewające się i biologicznie czynne. Ich jakość
poprawia się w miarę zwiększania ilości części spławialnych. Tak więc najsłabsze są gleby
wytworzone z piasków luźnych, a znacznie lepsze wytworzone z piasków gliniastych. Wraz
ze wzrostem w glebie frakcji pyłu i części spławialnych poprawia się znacznie jej zdolność
magazynowania wody i substancji pokarmowych. Utwory glebowe różnoziarniste – gliniaste,
szczególnie gliny średnie charakteryzują się korzystnym układem stosunków wodnopowietrznych, są również dość zasobne w składniki pokarmowe. Gliny ciężkie i utwory ilaste
mają bardzo dużą zawartość części spławialnych i koloidalnych, co pogarsza ich właściwości
fizyczne (w porównaniu z glinami średnimi). Gleby te wprawdzie wykazują dużą zasobność
w składniki pokarmowe, ze względu na wysoką pojemność sorpcyjną, odznaczają się też
34
wysoką pojemnością wodną, nie zabezpieczają jednak roślinom dostatecznej ilości powietrza,
a znaczna część wody występuje w formie nieprzyswajalnej dla roślin. Przepuszczalność
powietrzna i wodna tych gleb jest zbyt niska, często więc przy nadmiarze wody dochodzi do
niedotlenienia korzeni roślin oraz powstawania niekorzystnych warunków dla życia
pożytecznych mikroorganizmów glebowych. W wielu przypadkach najkorzystniejszą formą
użytkowania tych gleb (zwanych „ciężkimi”) są trwałe użytki zielone.
Utwory pyłowe, z punktu przydatności do uprawy, charakteryzują się korzystnymi
cechami. Zapewniają roślinom dobre stosunki powietrzne i wodne. Zabezpieczają też
składniki pokarmowe i mają zdolność do akumulacji próchnicy. Tworzą się z nich gleby
strukturalne. Są jednak bardzo podatne na erozję wodną.
3.1.2. Klasyfikacja uziarnienia gleb i utworów mineralnych; Polskie Towarzystwo
Gleboznawcze 2008
Skład granulometryczny wpływa na większość właściwości gleb, a w konsekwencji ich
wartość użytkową. Jest więc naturalne, że istniejące klasyfikacje uziarnienia stale podlegają
krytycznej ocenie i nie słabnie poszukiwanie uniwersalnego systemu.
Do niedawna stosowana w Polsce klasyfikacja uziarnienia według Polskiego
Towarzystwa Gleboznawczego przez wiele lat dobrze spełniała swoje zadanie, choć niemal
od początku wnioskowano niezbędne zmiany. Wśród najważniejszych mankamentów
wymienionych podziałów (klasyfikacja PTG i norma branżowa BN-78/9180-11) wymienia
się zaliczanie frakcji piasku bardzo drobnego (0,1-0,005 mm) do pyłów oraz drobniejszej
frakcji pyłowej (0,02-0,005/0,006 mm) do tzw. części spławialnych utożsamianych z iłami.
Wskutek tego niektóre wyraźnie piaszczyste gleby musza być uznawane za pyły, a inne –
typowo pyłowe, np. lessy ilaste – muszą być zaliczane do iłów, choć kłóci się to z
oznaczeniami organoleptycznymi i ugruntowanym odbiorem takich pojęć jak „piasek” lub
„pył”.
Od wielu lat w środowisku polskich gleboznawców była podnoszona konieczność
dostosowania podziału na frakcje i grupy granulometryczne do klasyfikacji używanych na
świecie. Ciągle jeszcze stosowana w Polsce norma branżowa z 1978 roku jest coraz
trudniejsza do zaakceptowania w warunkach postępującej globalizacji wymiany myśli
naukowej. Podstawową przyczyną trudności jest stosowany w niej podział na frakcje
granulometryczne, który uniemożliwia bezpośrednie przetwarzanie danych oraz utrudnia
współpracę ze specjalistami i instytucjami z innych państw. Komplikuje także publikowanie
wyników polskich badań na forum międzynarodowym. Dlatego też zdecydowano się na
35
zasadnicze zmiany i od 2008 roku zaczęła obowiązywać nowa Klasyfikacja gleb i utworów
mineralnych. Podział ten, w największym możliwym stopniu, jest zgodny ze standardami
USDA i podziałem stosowanym w międzynarodowej klasyfikacji FAO-WRB, ale też łączy
niektóre rozwiązania ustanowione w polskiej normie PN-R-04033, podkreślając specyfikę
gleb dominujących na terenie naszego kraju.
Niestety w proponowanej klasyfikacji nie są zawarte wskazówki metodyczne
dotyczące laboratoryjnej analizy uziarnienia gleb, choć bardzo często było to postulowane.
Jest to jednak trudne zagadnienie, częściowo regulowane normą PN-R-04034, wymagające
odrębnej dyskusji specjalistów. Podobnie uszczegółowienia i ujednolicenia wymagają zasady
polowej charakterystyki gleb (w tym oceny uziarnienia i szkieletowości gleb) oraz opisu
profilu glebowego.
3.1.2.1. Podział mineralnych utworów glebowych na frakcje granulometryczne
Podstawowe
założenia
podziału
mineralnych
utworów
glebowych
na
frakcje
granulometryczne (PTG, 2008) to:
- gleby i utwory mineralne dzieli się na frakcje i podfrakcje granulometryczne według
średnicy wyrażonej w milimetrach,
- utwory zawierające mineralne artefakty (np. odłamki betonu, cegieł, kruszyw, żużle itp.)
dzieli się na frakcje i podfrakcje analogicznie jak utwory naturalne.
Dla celów specjalnych (na przykład naukowych) w obrębie frakcji iłowej można wydzielić
podfrakcje: ił gruby (igr) o średnicy ziaren od 0,0002 do 0,002 mm, ił drobny (idr) o średnicy
ziaren poniżej 0,0002 mm.
Tabela 4
Podział utworów mineralnych na frakcje i podfrakcje granulometryczne
Nazwa frakcji i podfrakcji granulometrycznych
A. CZĘŚCI SZKIELETOWE
I. Frakcja blokowa
II. Frakcja głazowa
III. Frakcja kamienista
IV. Frakcja żwirowa:
1. żwir gruby
2. żwir średni
3. żwir drobny
B. CZĘŚCI ZIEMISTE
V. Frakcja piaskowa:
1. piasek bardzo gruby
2. piasek gruby
3. piasek średni
Symbol
b
gł
k
ż
żgr
żśr
żdr
p
pbgr
pgr
pśr
Średnica ziaren (d)
w milimetrach
d >2
D >600
200< d ≤600
75< d ≤200
2< d ≤75
20< d ≤75
5< d ≤20
2 d ≤5
d ≤2
0,05< d ≤2,0
1,0< d ≤2,0
0,5< d ≤1,0
0,25< d ≤0,5
36
4. piasek drobny
5. piasek bardzo drobny
VI. Frakcja pyłowa
1. pył gruby
2. pył drobny
VII. Frakcja iłowa
pdr
pbdr
py
pygr
pydr
i
0,10< d ≤0,25
0,05< d ≤0,10
0,002< d ≤0,05
0,02< d ≤0,05
0,002< d ≤0,02
d ≤0,002
3.1.2.2. Podział mineralnych utworów glebowych na grupy granulometryczne
Podstawowe założenia podziału mineralnych utworów glebowych na grupy granulometryczne
(PTG, 2008) to:
- gleby i utwory mineralne dzieli się według wagowej procentowej zawartości frakcji
piaskowej, pyłowej i iłowej w częściach ziemistych.
Tabela 5
Podział gleb i utworów mineralnych na grupy i podgrupy granulometryczne według wagowej
procentowej zawartości frakcji piaskowej, pyłowej i iłowej w częściach ziemistych
Procentowa zawartość (c) frakcji
Grupa
iłu
Podgrupa
pyłu
piasku
Symbol
granuloponiżej
granulometryczna
0,052,0–0,05
metryczna
0,002mm
0,002mm
mm
średnicy
(%pł + 2 x %i) ≤10
piasek luźny
pl
c ≥90
Piaski
(%pł + 2 x %i) >10
piasek słabogliniasty
ps
85≤ c <95
Gliny
Pyły
Iły
i
(%pł + 1,5 x %i) ≤15
(%pł + 1,5 x %i) >15
i
(%pł + 2 x %i) ≤30
piasek gliniasty
pg
70≤ c <90
glina piaszczysta
gp
65≤ c <85
gl
gpi
43≤ c <65
52≤ c <65
45≤ c <80
(%pł + 2 x %i) >30
c ≤35
c ≤20
lub
28≤ c ≤50
c ≤7
15< c ≤41
7< c ≤20
c ≤28
20< c ≤35
gz
gi
gpyi
pyg
pyz
pyi
ip
ipy
iż
ic
23≤ c <52
20≤ c <45
c <20
8≤ c <50
c <20
c <38
45≤ c 65
c <20
c <45
c <40
28< c ≤50
15<c <53
40<c ≤73
50< c ≤80
c >80
50< c <88
c ≤20
40< c <60
c ≤40
c <40
glina lekka
glina piaszczystoilasta
glina zwykła
glina ilasta
glina pylasto-ilasta
pył gliniasty
pył zwykły
pył ilasty
ił piaszczysty
ił pylasty
ił zwykły
ił ciężki
7< c ≤27
27< c≤40
27< c ≤40
c ≤12
c ≤12
12< c ≤27
35< c ≤55
40< c <60
40< c ≤60
c >60
37
3.1.2.3. Klucz do organoleptycznego oznaczania grup granulometrycznych (w stanie
uwilgotnienia świeżego)
Tabela 6
Lp
1
1.1.
Klucz do organoleptycznego oznaczania grup granulometrycznych
(w stanie uwilgotnienia świeżego)
Klucz do organoleptycznego oznaczania grup granulometrycznych
Nazwa
utworu
Nie można formować wałeczków lub tylko formują się wałeczki o średnicy
ołówka (ok. 7 mm) i grubsze; wyraźnie wyczuwalna szorstkość ziaren piasku
Piasek luźny
nie brudzi palców, mączysty
1.2.
słabo brudzi palce, nie plastyczny, tworzy nietrwałe agregaty, Piasek
słabogliniasty
łatwo rozpadający się, nie mączysty
1.3.
dość wyraźnie brudzi palce, słabo plastyczny, tworzy nietrwałe Piasek
gliniasty
agregaty, niekiedy mączysty, formują się grube wałeczki i kulki
1.4.
brudzi palce, słabo plastyczny, tworzy dość trwałe agregaty, Glina
niekiedy mączysty, formują się wałeczki grubości ołówka i piaszczysta
cieńsze, ale łamliwe pod słabym naciskiem
Można formować wałeczki o średnicy 3-7 mm (pół grubości ołówka), łamliwe
przy próbie skręcenia w pierścień o średnicy 2-3 cm, dość wyraźnie spoisty,
przywiera do palców
silnie mączysty i słabo spoisty
pył gliniasty
- wyczuwalne ziarna piasku
pyl zwykły
- nie wyczuwalne ziarna piasku
2
2.1.
2.2.
średnio spoisty, przywiera do palców, przy rozcieraniu w palcach
daje powierzchnię szorstką i matową, nie śliską
- bardzo wyraźne wyczuwalne szorstkie ziarna piasku, słabo glina lekka
przywiera do palców
glina zwykła
- nie wyczuwalne szorstkie ziarna piasku
- nie wyczuwalne ziarna piasku, za to wyraźnie mączysty i dość pył ilasty
wyraźnie lepki
2.3.
przy rozcieraniu w palcach utwór matowy lub nieco błyszczący, glina
wyraźnie przywiera do palców, wyraźnie wyczuwalne ziarna piaszczystoilasta
piasku
Można formować wałeczki o średnicy 3 mm (mniej niż połowa grubości
ołówka) i skręcać w pierścień o średnicy 2-3 mm; spoisty, silnie przywiera do
palców, przy rozcieraniu w palcach daje powierzchnię średnio lub silnie
błyszczącą
ił piaszczysty
wyraźnie widoczne i wyczuwalne ziarna piasku
3.
3.1.
3.2.
pojedyncze widoczne i w dotyku niekiedy wyczuwalne ziarna
piasku
glina ilasta
- plastyczny, po roztarciu powierzchnia średnio błyszcząca
- bardzo plastyczny, po roztarciu powierzchnia wyraźnie ił zwykły
błyszcząca
38
3.3.
ziarna piasku nie widoczne i nie wyczuwalne
- średnio plastyczny
glina pylastoilasta
- bardzo plastyczny, po roztarciu powierzchnia średnio ił pylasty
błyszcząca
- bardzo plastyczny, po roztarciu powierzchnia wyraźnie ił ciężki
błyszcząca
Uwaga. Organoleptyczne cechy utworów glebowych zależą m.in. od zawartości silnie rozłożonej
substancji organicznej oraz składu mineralnej frakcji iłowej. Dominacja smektytów lub kaolinitu we
frakcji iłowej może wpłynąć na przeszacowanie lub niedoszacowanie zawartości frakcji iłowej
3.1.2.4. Kategoria ciężkości agrotechnicznej gleb
Utwory wyróżnia się na podstawie kategorii ciężkości agrotechnicznej gleb:
- gleby bardzo lekkie – piasku luźne i słabo gliniaste
- gleby lekkie – piaski gliniaste
- gleby średnie – gliny piaszczyste, gliny lekkie, gliny pylaste i pyły zwykłe
- gleby ciężkie – gliny piaszczysto-ilaste, gliny zwykłe, gliny ilaste, gliny pylasto-ilaste i
pyły
- gleby bardzo ciężkie – iły piaszczyste, iły pylaste, iły zwykłe i iły ciężkie
Gleby bardzo lekkie i lekkie mogą być ogólnie traktowane jako kategoria gleb lekkich,
natomiast gleby ciężkie i bardzo ciężkie – jako kategoria gleb ciężkich.
Dla celów bardziej szczegółowych charakterystyki gleb o dużej zawartości frakcji pyłowej
dopuszcza się wyróżnienie dodatkowych kategorii:
- gleby średnio pyłowe – pyły gliniaste i pyły zwykłe
- gleby ciężkie pyłowe – pyły ilaste
3.2. WŁAŚCIWOŚCI FIZYCZNE PODSTAWOWE
Do właściwości fizycznych podstawowych gleb zalicza się gęstość, w tym gęstość właściwą i
objętościową, porowatość (ogólną i dyferencjalną), zwięzłość, pulchność, lepkość, pęcznienie
i kurczliwość gleby. Właściwości fizyczne podstawowe przede wszystkim są uzależnione od
składu granulometrycznego. Wyjątkiem jest gęstość właściwa gleby, której wartość kształtuje
się przede wszystkim pod wpływem składu mineralogicznego utworu glebowego, a
rozdrobnienie fazy stałej nie ma na nią wpływu.
Właściwości fizyczne podstawowe gleb są ponadto uzależnione od zawartości w
glebie substancji organicznej.
39
3.2.1. Gęstość gleby
Każdy utwór glebowy, w zależności od składu granulometrycznego, struktury i działania
czynników zewnętrznych, tworzy układ o różnym stopniu zagęszczenia. Miarą tego
zagęszczenia jest gęstość gleby, której wielkość jest bezpośrednio związana z gęstością fazy
stałej oraz objętością wolnych przestworów glebowych.
Ze względu na to, że gleba jest układem trójfazowym, wyróżnia się gęstość właściwą i
gęstość objętościową.
3.2.1.1. Gęstość właściwa
Gęstość właściwa określa stosunek masy stałej fazy gleby do objętości zajmowanej przez tę
fazę. Innymi słowy jest to ciężar 1 cm3 tworzywa mineralnego i organicznego.
M
(g/ cm3)
ρ=
Vs
Gdzie: M – masa gleby wysuszonej w 105oC (g)
Vs – objętość fazy stałej gleby (cm3)
Gęstość właściwa charakteryzuje jedną – stałą fazę gleby, dlatego też jest dla danej
gleby wartością niezmienną (stałą). Zależy od składu mineralogicznego gleby oraz od
zawartości substancji organicznej.
Tabela 7
Gęstość właściwa niektórych minerałów
Nazwa
minerału
Kwarc
Gęstość
(g/cm3)
2,65
Ortoklaz
2,54-2,57
Plagioklaz
2,65-2,75
Kaolinit
2,60-2,63
Nazwa
minerału
Gęstość
(g/cm3)
Biotyt
2,70-3,10
Limonit
3,50-3,95
Granat
3,15-4,30
Większość gleb mineralnych charakteryzuje się gęstością właściwą od 2,50 do 2,80
g/cm3, wynika to stąd że część mineralna stałej fazy gleby zbudowana jest głównie z
minerałów takich jak: kwarc, ortoklaz, plagioklaz, których gęstość nie odbiega od podanych
wyżej wartości (tab. 10). Niewielkie wahania gęstości są spowodowane tym, że gleby mogą
zawierać również pewne ilości minerałów ciężkich, takich jak: magnetyt, epidot, hornblenda,
obserwuje się wówczas wzrost gęstości fazy stałe nawet powyżej 2,9 g/cm3 (tab. 7).
40
Tabela 8
Gęstość właściwa, objętościowa i porowatość gleby w zależności od zawartości
substancji organicznej
Zawartość
substancji
organicznej
(%)
Gęstość
właściwa gleby
g/cm3
do 5
2,50-2,80
Gęstość
objętościowa
gleby
g/cm3
0,90-1,90
5 – 10
2,40-2,70
0,75-1,30
50-75
10 – 20
2,25-2,60
0,55-0,95
55-80
20 – 50
1,92-2,42
0,25-0,75
70-90
50 – 80
1,55-2,12
0,12-0,48
75-92
powyżej 80
1,55-1,75
0,08-0,35
78-94
Porowatość
(%)
28-60
Należy podkreślić, że stopień rozdrobnienia mineralnej części gleby nie ma żadnego
wpływu na gęstość fazy stałej. Wpływ taki wywiera substancja organiczna, która jest lżejsza
od mineralnych części gleby. Dlatego też im więcej substancji organicznej, tym mniejsza
wartość gęstości właściwej. Wierzchnie poziomy gleb mineralnych, zasobnych w substancję
organiczną, mogą wykazywać gęstość właściwą na poziomie około 2,40 g/cm3 lub nawet
mniejszą (tab. 8).
Gęstość właściwa gleb torfowych, zbudowanych w przeważającej części z masy
organicznej, jest uzależniona od stopnia zamulenia i najczęściej wynosi 1,5-1,8 g/cm3.
3.2.1.2. Gęstość objętościowa
Gęstość objętościowa jest to stosunek masy próbki gleby, pobranej z zachowaniem struktury,
do całkowitej jej objętości.
Gęstość objętościową można oznaczać w glebie zaraz po jej pobraniu, czyli z wodą
aktualnie się w niej znajdującą. Nosi ona wtedy nazwę gęstości objętościowej chwilowej.
Można ją też oznaczać w glebie wysuszonej w temperaturze 105oC, a więc pozbawionej
wody. Jest to gęstość objętościowa rzeczywista.
M
ρo = ----- (g/cm3)
Vs
gdzie: M – masa próby glebowej wilgotnej lub suchej (g)
Vs – całkowita objętość próbki glebowej (cm3) w stanie naturalnym
41
Ponieważ gęstość objętościowa charakteryzuje glebę jako układ trójfazowy (faza stała,
ciekła i gazowa), ewentualnie dwufazowy (faza stała i gazowa), jest dla danej gleby wartością
zmienną. Jest bardzo labilna, dlatego też wahania jej są znaczne, nawet sezonowo. Gęstość
objętościowa chwilowa jest jeszcze bardziej zmienna w porównaniu z gęstością objętościową
rzeczywistą. Wynika to stąd, że istotny wpływ na wartość gęstości objętościowej wywiera
stopień uwilgotnienia gleby.
Gęstość objętościowa zwiększa się w miarę zagęszczania fazy stałej i jednoczesnego
zmniejszania objętości porów oraz w miarę wypełnienia porów wodą. W związku z tym luźne
i porowate gleby wykazują małą gęstość objętościowa, a gleby bardziej zbite większą.
Gęstość objętościowa określa stosunki powietrzne gleby. Im jest ona niższa, tym gleba
jest bardziej przewiewna, co jest uzależnione od ilości przestworów wypełnionych
powietrzem. Na ilość i wielkość przestworów wpływa głównie budowa agregatowa i układ
gleby, a także zawartość w glebie części organicznych, korzeni, kanałów pokorzeniowych
wypełnionych luźną masą glebową oraz stopień spulchnienia gleby przez organizmy żywe,
czy też zabiegi agrotechniczne.
Gęstość objętościowa jest wyrazicielem stopnia spulchnienia gleby. Dlatego
najczęściej wzrasta wraz z głębokością, osiągając najwyższe wartości w skale macierzystej, a
także w poziomach glejowych. Zjawisko to jest wynikiem mniejszej zawartości substancji
organicznej, mniejszego zgruźlenia, słabszej penetracji korzeni, większej zwięzłości
wywołanej uciskiem warstw wyżej leżących oraz ograniczeniem wpływu czynników
atmosferycznych na niżej położone poziomy i warstwy gleby. Zazwyczaj pulchne i
strukturalne poziomy próchniczne wykazują znacznie niższą gęstość objętościową niż zbite i
pozbawione próchnicy poziomy niżej leżące. Duże zagęszczenie może wykazywać poziom
iluwialny gleb bielicowych lub „podeszwa płużna” w glebach uprawnych.
Podsumowując można stwierdzić, że gęstość objętościowa zależy od porowatości
utworu glebowego i od zawartości substancji organicznej. Im większa porowatość i im
więcej substancji organicznej, tym gęstość objętościowa niższa (tab.8).
Gęstość objętościowa wierzchnich poziomów gleb gliniastych, ilastych i pyłowych, w
zależności od struktury, może się wahać od 0,90 do 1,60 g/cm3. W glebach piaszczystych
wahania wynoszą od 1,20 do 1,90 g/cm3. Bardzo zbite gleby, bez względu na skład
granulometryczny, mogą mieć gęstość objętościową około 2 g/cm3 a nawet większą.
Ogólnie biorąc gęstość objętościowa gleb mineralnych wynosi 1,1-1,8 g/cm3, a
gęstość objętościowa torfu nasyconego wodą wynosi 0,5-1,1 g/cm3. W glebach bagiennych
42
gęstość objętościowa jest niska ze względu na znaczną zawartość części organicznych. Może
ona jednak wykazywać znaczne wahania w zależności od stopnia zamulenia masy torfowej.
3.2.2. Porowatość
Porowatość ogólna gleby (n) jest sumą wszystkich wolnych przestworów, wypełnionych
wodą lub powietrzem, w jednostce objętości gleby. Miarą porowatości jest stosunek objętości
przestworów do całkowitej objętości gleby i jest on wyrażany w procentach.
Vp
n = ------- x 100 (%)
V
gdzie: n – porowatość
Vp – objętość przestworów
V – objętość gleby
100 – przeliczenie na procenty
Porowatość ogólną gleby można także obliczyć na podstawie gęstości fazy stałe oraz
gęstości objętościowej rzeczywistej według wzoru:
ρ – ρo
n = ---------- x 100 (%)
ρ
gdzie: n – porowatość ogólna gleby (%)
ρ - gęstość właściwa gleby (g/cm3)
ρo – gęstość objętościowa (g/cm3)
100 – przeliczenie na procenty
Porowatość warunkuje stosunki wodno-powietrzne gleb. Charakteryzuje się ją
zazwyczaj nie tylko ilością, ale i jakością porów. Wg Richarda (podział porów glebowych ze
względu na ich średnicę) w glebie wyróżnia się następujące rodzaje porów: mikropory,
mezopory i makropory. Mikropory to przestwory glebowe o średnicy mniejszej od 0,2
mikrometra. Są one wypełnione wodą, która nie może być z nich usunięta ani na skutek
działania siły ciężkości, ani siły ssącej korzeni, czyli zawierają wodę niedostępną dla roślin.
Mezopory, zwane też porami kapilarnymi, cechują się średnicą mieszącą się w przedziale od
0,2 do 8,5 mikrometra. Są wypełnione, w zależności od wilgotności gleby, wodą dostępną dla
roślin lub powietrzem. Natomiast makropory posiadają średnicę większej od 8,5
mikroporów. Zasadniczo są wypełnione powietrzem, wyjątkowo np. po obfitych deszczach
przez krotki okres zawierają wodę. Jak z tego wynika makropory są odpowiedzialne za
natlenienie gleby, a mezopory za obecność wody dostępnej roślinom.
43
Należy zaznaczyć, że ustalenie wyraźnych granic między makroporami a mezoporami
i mikrosporami jest trudne. Niektórzy autorzy przyjmują dolną granicę makroporów na ponad
30 mikrometrów. Ustalając jednocześnie średnicę mezoporów na 0,2-30 mikrometrów.
W makroporach powietrze i woda poruszają się swobodnie, w przeciwieństwie do
mezo- i mikroporów, w których ruch powietrza jest utrudniony, a ruch wody polega na jej
powolnym przemieszczaniu się pod wpływem sił kapilarnych. Właściwości wodnopowietrzne gleby zależą więc w dużym stopniu od udziału poszczególnych rodzajów porów w
glebie. Gleby gruboziarniste (np. piaszczyste), o przewadze makroporów, charakteryzują się
wprawdzie dużą przewiewnością i przepuszczalnością, lecz są suche, ponieważ nie mogą
utrzymać dostatecznych ilości wody (niewielka ilość lub brak mezoporów i brak
mikroporów). Natomiast gleby drobnoziarniste (np. ilaste), o przewadze mikroporów,
zatrzymują stosunkowo dużą ilość wody, lecz charakteryzują się małą przepuszczalnością i
przewiewnością (brak makroporów). Dodatkowo woda nie jest dla roślin przyswajalna,
ponieważ mikropory wiążą ją zbyt dużymi siłami. Najbardziej korzystne warunki wodnopowietrzne panują w glebach o przewadze mezoporów i umiarkowanym udziale mikro- i
makroporów (glina piaszczysto-ilasta, glina zwykła).
Tabela 9
piasek luźny
piasek słabo gliniasty
piasek gliniasty lekki
piasek gliniasty mocny
glina lekka
glina średnia
pył zwykły
pył ilasty
glina ciężka
ił
%
0,1
0,1
0,6
0,4
0,9
0,5
0,5
0,8
2,2
1,5
g/cm3
1,64
1,75
1,67
1,67
1,56
1,53
1,42
1,30
1,32
1,30
Makropory
Mezopory
Mikropory
Porowatość
ogólna
Gęstość
objętościowa
gleby
Utwór glebowy
Zawartość
substancji
organicznej
Charakterystyka porowatości wybranych mineralnych utworów glebowych
wg. Zawadzkiego
%
37,7
33,7
36,9
36,8
40,7
41,7
46,6
47,9
50,1
50,6
1,4
3,4
7,3
6,9
11,5
13,2
8,0
11,9
26,2
30,8
5,8
14,7
19,1
17,9
17,4
17,2
28,8
24,8
18,2
16,2
30,5
15,3
11,6
12,1
12,5
11,2
9,7
11,2
5,7
3,6
Porowatość gleby zależy od wielu czynników. Część z nich związana jest z
uziarnieniem oraz właściwościami tworzywa mineralnego i organicznego gleby. Innymi
słowy czynniki wpływające na porowatość gleby to skład granulometryczny, stopień
44
obtoczenia ziaren, rodzaj minerałów ilastych, ilość i rodzajem próchnicy, stopień wysycenia
kompleksu sorpcyjnego zasadami, skład kationów wymiennych w kompleksie sorpcyjnym,
rodzaj i trwałość struktury a także inne właściwości, od których zależy podatność gleby na
zmiany objętości. Kolejna grupa czynników wpływająca na wielkość porowatości ogólnej
związana jest z warunkami meteorologicznymi (zmianą wilgotności i temperatury), szatą
roślinną, zabiegami agrotechnicznymi i nawożeniem.
Znaczna ilość cech gleby kształtującej jej właściwości, jak i zespół czynników
zewnętrznych, które wpływają na wartość (wielkość) porowatości ogólnej są przyczyną nie
tylko znacznych różnic w porowatości nawet takich samych utworów glebowych, lecz także
dużej jej dynamiki. Zmiany porowatości, nawet sezonowe, są przede wszystkim widoczne w
warstwie ornej gleby. Zachodzą one pod wpływem zabiegów uprawowych, zmian wilgotności
i temperatury oraz innych czynników zewnętrznych oddziałujących korzystnie lub niszcząco
na strukturę gleby.
Porowatość ogólna gleb waha się od 28 do 94% (tab. 9). W mineralnych glebach
uprawnych porowatość mieści się w granicach od 28 do 75%, przy czym za optymalny uznaje
się zazwyczaj układ, w którym porowatość wynosi około 50%. W organicznych i mineralnoorganicznych glebach łąkowych porowatość jest znacznie większa i wynosi od 55 do 99%.
Zawartość porów glebowych można oznaczyć przyrządem Richardsa, określając tzw.
porowatość dyferencjalną, która wskazuje na objętość poszczególnych grup porów
glebowych. Wyraża się ją w % w stosunku do całkowitej objętości gleby. Jak z tego wynika
to właśnie dzięki porowatości dyferencjalnej, a nie porowatości ogólnej, można dość
precyzyjnie wnioskować na temat warunków powietrzno-wodnych gleby. To porowatość
dyferencjalna wskazuje na ilość makroporów (dostarczających powietrze), mezoporów
(zabezpieczających wodę dla roślin) i mikroporów (wiążących wodę znacznymi siłami).
Utwory glebowe o optymalnej porowatości ogólnej, często nie zabezpieczają roślinom
optymalnych ilości wody lub powietrza.
3.2.3. Zwięzłość
Zwięzłość gleby bywa różnie definiowana. Najczęściej przez zwięzłość rozumie się opór jaki
gleba stawia przy próbach jej rozcięcia lub rozklinowania. Od zwięzłości gleby w pewnym
stopniu zależy rozwój korzeni roślin, które w zależności od stopnia zwięzłości (a także
lepkości) napotykają przy swym wzroście na różny opór. Zwięzłość wpływa również w
istotny sposób na opory przy pracy narzędzi rolniczych. Niewątpliwie jest to cecha, która
wskazuje na stopień związania poszczególnych cząstek glebowych ze sobą.
45
Zwięzłość gleby zależy od składu granulometrycznego, struktury, ilości i jakości
koloidów glebowych, wilgotności, składu chemicznego roztworu glebowego a także od
zawartości próchnicy i węglanu wapnia. Należy zauważyć, że zależy od wszystkich
czynników, które wpływają na stopień zgruźlenia gleby, czyli struktury glebowej.
Gleby drobnoziarniste, o znacznej zawartości koloidów są znacznie bardziej zwięzłe
od gleb gruboziarnistych i ubogich w koloidy glebowe. Największą zwięzłością odznaczają
się gleby ciężkie, o zwartej konsystencji. Szczególnie dużą zwięzłością charakteryzują się
gleby polifrakcyjne. Jednak w miarę wzrostu wilgotności zwięzłość gleb, związana ze
spójnością, na ogół maleje. Wpływ próchnicy i węglanu wapnia na zwięzłość gleby, jest
uzależniona od jej składu granulometrycznego. W glebach lekkich (piaszczystych) zarówno
próchnica, jak i węglan wapnia zwiększają zwięzłość. Natomiast w glebach ciężkich
(gliniastych i ilastych) obniżają.
Zróżnicowanie zwięzłości w profilu glebowym może być znaczne. Może to wynikać z
pionowego zróżnicowania litologicznego, albo też może być efektem działania procesów
glebotwórczych, np. wzrost zwięzłości w poziomach iluwialnych gleb bielicowych.
Zwięzłość poziomów próchnicznych gleb lekkich jest wyższa, zaś tych samych poziomów
gleb ciężkich niższa, w porównaniu ze zwięzłością poziomów i warstw leżących głębiej.
Związane jest to z obecnością koloidów próchnicznych.
3.2.4. Pulchność
Pulchność jest odwrotnością zwięzłości. Zależy więc od tych samych czynników, które
warunkują zwięzłość (skład granulometryczny gleby, porowatość, zawartość próchnicy i
innych koloidów glebowych, wilgotność itp.). Pulchność gleby zwiększa się pod wpływem
tzw. próchnicy słodkiej tzn. wysycanej kationami wapnia i magnezu. Zmniejsza się natomiast
pod wpływem tzw. próchnicy słonej – wysycanej kationami sodu. Negatywnie na pulchność
gleby wpływają niektóre procesy glebowe, jak np. procesy przemywania i wymywania.
W sposób ogólny można stwierdzić, że gleby ilaste, pyłowe i gliniaste (wytworzone z
glin piaszczysto-ilastych, ilastych, zwykłych i pylasto-ilastych) są znacznie mniej pulchne niż
gleby wytworzone z innych skał macierzystych.
3.2.5. Plastyczność
Plastyczność jest to właściwość gleby polegająca na zdolności do przybierania różnych
kształtów i form pod wpływem działania siły zewnętrznej i utrzymywaniu tych form po
ustaniu działania siły. Plastyczność ujawnia się jedynie przy pewnym stopniu uwilgotnienia
46
gleby. Uzależniona jest przede wszystkim od składu granulometrycznego gleby, w
szczególności od zawartości frakcji iłowych. Im większa zawartość tych frakcji tym większa
też plastyczność. Stąd też gleby ilaste są zdecydowanie bardziej plastyczne od gleb
gliniastych, a te od piaszczystych.
3.2.6. Lepkość
Lepkość gleby to zdolność jej cząstek do przylegania do różnych przedmiotów. Na skutek
lepkości istotnie wzrastają opory przy uprawie gleby.
Przyjętą miarą lepkości gleby jest siła potrzebna do oderwania metalowego krążka lub
płytki od wygładzonej powierzchni gleby. Wyraża się ją w N/cm2 (dawniej G/cm2).
Lepkość
uzależniona jest od składu granulometrycznego, struktury, zawartości i
rodzaju próchnicy, także od kwasowości gleby. Ujawnia się ona jedynie w stanie pewnego
uwilgotnienia. Gleby powietrznie suche nie wykazują lepkości, co nie znaczy, że nie są
potencjalnie lepkie. Lepkość zwiększa się w miarę wzrostu uwilgotnienia, ale tylko do
pełnego wysycenia kapilar wodą. Występowanie lepkości jest związane z siłami
elektrostatycznymi i molekularnymi działającymi pomiędzy różnymi fazami gleby. Wpływ
składu granulometrycznego na lepkość polega na tym, że jej stopień zwiększa się wraz ze
wzrostem procentowej zawartości frakcji iłowej, jednak tylko do pewnej granicy. Znaczny
wzrost w glebie wymienionej frakcji nie wpływa już na wzrost lepkości. Obecność próchnicy
w glebach lekkich zwiększa lepkość, w glebach ciężkich zmniejsza ją. Zmniejszeniu lepkości
sprzyja także obniżenie kwasowości gleby oraz, co się z tym wiąże, wysycenie kompleksu
sorpcyjnego gleby kationami wapnia. Lepkość gleb strukturalnych jest niższa w porównaniu z
glebami bez struktury agregatowej.
Nadmiar lepkości w znacznym stopniu utrudnia proces uprawy, ogranicza czas i
sposób wykonywania zabiegów agrotechnicznych, prowadzi do szybkiego wzrostu oporów
uciągu i pogarszania jakości uprawy.
3.2.7. Pęcznienie i kurczenie się gleb
Zmiany wilgotności gleby mogą powodować zmiany jej objętości. Wzrost wilgotności
prowadzi do zwiększenia objętości gleby, co nazywa się pęcznieniem. Natomiast obniżenie
wilgotności powoduje zmniejszenie objętości gleby, czyli kurczeniem się jej. Pęcznienie więc
polega na zwiększaniu się objętości gleby pod wpływem pochłaniania wody. Kurczenie gleby
jest cechą przeciwstawną pęcznieniu. Gleba na skutek straty wody zmniejsza swą objętość.
47
Pęcznienie i kurczenie się gleby związane są przede wszystkim z ilością i zawartością
niektórych minerałów ilastych oraz substancji organicznej. Wzrost pęcznienia następuje
między innymi pod wpływem tworzenia się powłok wodnych wokół cząstek iłowych.
Szczególnie silnie pęcznieją i kurczą się gleby zasobne w minerały z grupy montmorylonitu.
Woda może wnikać w przestrzenie międzypakietowe minerałów tej grupy, powodując
zwiększenie objętości.
Pęcznienie zależy od składu granulometrycznego gleby, głównie od procentowej
zawartości w niej frakcji iłowej. Im jest jej więcej, tym gleba wykazuje większe zdolności do
pęcznienia. Dlatego też utwory ilaste silnie pęcznieją, natomiast zmian objętości nie wykazują
na ogół gleby piaszczyste, z wyjątkiem silnie próchnicznych.
Pęcznienie zależy również od struktury gleby. Gleby strukturalne pęcznieją w
mniejszym
stopniu
niż
niestrukturalne,
najsłabiej
pęcznieją
gleby
o
budowie
rozdzielnocząstkowej.
Istotny związek istnieje pomiędzy składem roztworów glebowych a omawianymi
właściwościami. Obecność jonów jednowartościowych (Na+, K+) zwiększa pęcznienie i
kurczliwość. Natomiast zawartość jonów dwuwartościowych (Ca2+, Mg2+), a zwłaszcza
trójwartościowych (Al3+, Fe3+) – zmniejsza te właściwości gleby.
Pęcznienie uzależnione jest również od ilości i jakości kationów wymiennych.
Koloidy wysycane kationami sodu (Na+) wpływają na wzrost pęcznienia, a koloidy wysycane
kationami wapnia (Ca2+) na jego obniżenie.
Najwyższy stopień pęcznienia wykazują gleby organiczne (torfy).
3.3. WŁAŚCIWOŚCI FIZYCZNE FUNKCJONALNE – WODA W GLEBIE
Woda w glebie (a dokładniej roztwór glebowy) obok fazy stałej i gazowej (powietrza
glebowego) jest jednym ze składników tworzących trójfazowy układ gleby.
3.3.1. Roztwór glebowy, jego skład i zasolenie
Roztwór glebowy tworzący fazę ciekłą to woda z rozpuszczonymi związkami mineralnymi i
organicznymi występująca w porach gleby. Skład chemiczny roztworu glebowego jest bardzo
różny i zmienny w czasie. Do najważniejszych jonów spotykanych w roztworze glebowym
należą: H+, Na+, K+, NH4+, Ca2+, Mg2+, Fe2+, Fe3+, HCO3-, Cl-, NO3-, CO32-, SO42-, oraz jony
niektórych pierwiastków śladowych. W roztworze glebowym znajdują się też rozpuszczone
związki organiczne i gazy, jak O2,CO2, N2, H2S i inne.
48
Woda glebowa – z rozpuszczonymi w niej substancjami mineralnymi, organicznymi i
gazowymi – jest jednym z najważniejszych czynników życia roślin, a więc wywiera wpływ
na uzyskiwane plony. Pomiędzy stałą fazą gleby, roztworem glebowym (fazą ciekłą), a
rośliną zachodzi ciągła wymiana składników pokarmowych. Ponadto jest niezbędna do życia
biologicznego gleby, bierze udział we wszystkich zachodzących w glebie procesach (np.
wietrzeniu minerałów, mineralizacji, humifikacji i innych).
Głównym źródłem wody w glebie są opady atmosferyczne, a w glebach
hydrogenicznych i semihydrogenicznych także wody gruntowe. Rozchód wody odbywa się
przez poprzez spływ powierzchniowy, odpływ wgłębny, parowanie i transpirację przez
rośliny. Gospodarka wodna gleby zależy więc od przychodu, przemieszczania (kierunku i
szybkości ruchu roztworów glebowych) i rozchodu wody glebowej.
Ilość i jakość roztworu glebowego jest silnie zróżnicowana i uzależniona przede
wszystkim od klimatu, rzeźby terenu, warunków hydrologicznych, budowy gleby i jej
właściwości,
sposobu
użytkowania,
zastosowanych
zabiegów
melioracyjnych
i
agrotechnicznych itp.
W polskich glebach uprawnych ogólna zawartość rozpuszczonych w wodzie
substancji mineralnych, czyli mineralizacja wody glebowej zatrzymanej przez pory (woda
kapilarna), waha się od 100-3 000 mg/l. Zależy ona od dawek nawozów i sposobu nawożenia
oraz od czynników związanych z charakterem środowiska przyrodniczego.
Tabela 10
Podział wód gruntowo-glebowych
według ich zasobności w związki wapnia i wodorowęglany; wg Mückenhausena
Twardość węglanowa
Zasobność wody w
związki wapnia
niska
średnia
wysoka
bardzo wysoka
przeliczeniu na CaO
mg/l
<25
25 - 75
75 - 125
>125
wodorowęglany
uboga
średnio zasobna
bogata
bardzo bogata
mol/l
<0,25
0,25 - 1,0
1,0 - 2,5
>2,5
Mineralizacja wody gruntowo-glebowej jest zazwyczaj znacznie niższa niż wody
kapilarnej, wykazuje też mniejszą zmienność w czasie. Skład chemiczny wody gruntowoglebowej wywiera istotny wpływ na żyzność gleby, niejednokrotnie decyduje o kierunku
rozwoju procesów glebotwórczych. Badania nad chemizmem wód gruntowo-glebowych nie
doprowadziły dotychczas do opracowania pełnej ich klasyfikacji. Najprostszy jest podział
49
wód oparty na zawartości wodorowęglanów (tab.13) Towarzyszy im zazwyczaj odpowiednia
ilość ważnych dla roślin składników pokarmowych, w tym również i związków wapnia.
Istnieje zależność między twardością węglanową wody a aktywnością biologiczną
gleb, szczególnie leśnych, co odzwierciedla się między innymi w jakości próchnicy. Przy
wysokiej twardości węglanowej wody gruntowo-glebowej powstaje zazwyczaj próchnica
typu mull, przy średniej – moder, przy małej tworzy się gruba warstwa nierozłożonej ściółki
leśnej.
W glebach agrocenoz naszego kraju najwyższe stężenie w roztworze glebowym wśród
kationów wykazuje wapń i jon chlorkowy wśród anionów. Całkowite stężenie roztworu
glebowego wzrasta w miarę wzrostu pH gleby. Nadmierne stężenie składników
rozpuszczalnych w glebie nazywa się zasoleniem. Do przyczyn zasolenia należy zaliczyć:
przewagę parowania nad opadami, stosowanie wysokich dawek niskoprocentowych nawozów
mineralnych, stosowanie w rolnictwie, lub przy rekultywacji obszarów zdegradowanych,
odpadów o wysokiej zawartości składników rozpuszczalnych, czy też nawadnianie wodami
zasolonymi. Zasolenie jest jeż wywoływane stosowaniem w czasie zimy na szlakach
komunikacyjnych NaCl w celu usunięcia gołoledzi.
Zasolenie powoduje pogorszenie właściwości gleby oraz zakłóca wzrost roślin, a w
konsekwencji obniża ich plonowanie. W glebie zasolonej występuje niekorzystna wymiana
jonowa między kompleksem sorpcyjnym a roztworem glebowym. Kationy dwuwartościowe
Ca2+, Mg2+ są wypierane z kompleksu sorpcyjnego, a ich miejsce zajmują kationy
jednowartościowe, głównie sód. Powoduje to peptyzację koloidów, co prowadzi do
zniszczenia struktury agregatowej gleby. Stosunki powietrzno-wodne są wówczas
niekorzystne dla mikroflory i korzeni roślin, bardzo łatwo może wystąpić anaerobioza. Gleby
zasolone, zwłaszcza ciężkie, w wyniku tych procesów są bardzo trudne do uprawy. Spośród
składników rozpuszczalnych szczególnie niebezpieczny jest sód. Jego szkodliwość wzrasta w
miarę jak jego zawartość przewyższa zawartość kationów wapnia i magnezu.
3.3.2. Postacie wody w glebie
Woda może znajdować się w glebie pod różnymi postaciami, które wykazują różny stopień
związania z koloidalnymi cząstkami glebowymi. Jedna z klasyfikacji postaci wody
występujących w glebie przedstawia się następująco:
1. woda w postaci pary wodnej
2. woda molekularna
a. woda higroskopowa
50
b. woda błonkowata
3. woda kapilarna
a. woda kapilarna właściwa
b. woda kapilarna przywierająca (zawieszona)
4. woda wolna (grawitacyjna)
a. woda infiltracyjna (przesiąkająca)
b. woda gruntowo-glebowa (gruntowa)
Istnieją też inne klasyfikacje, różniące się od zaprezentowanej, kryteriami podziału lub
jego szczegółowością. Często wyodrębnia się dodatkowo takie postacie wody jak: woda
chemiczna, woda krystaliczna, czy też woda w stanie stałym. W przedstawionym podziale
pominięto je, jako praktycznie nie mające wpływu na cechy agrotechniczne gleb.
Gleby mają zdolność retencyjną, co stwarza odmienne możliwości zaspokajania
potrzeb wodnych roślin. Rośliny korzystają przede wszystkim z takich postaci wody
glebowej, jak woda infiltracyjna (występująca głównie w makroporach) – w ograniczonym
zakresie – do trzech dni po obfitych opadach atmosferycznych, woda kapilarna
przywierająca – tej jej części, która jest zatrzymywana przez glebę z siłą mniejszą niż siła
ssąca korzeni roślin i woda kapilarna właściwa. Woda kapilarna znajduje się w mezoporach.
Woda w postaci pary wodnej wchodzi w skład powietrza glebowego zajmującego
duże przestwory glebowe (makropory) i pozostaje w równowadze z wodą znajdującą się w
glebie w stanie ciekłym. Dlatego też, w pewnych warunkach woda ze stanu ciekłego może
zamieniać się w parę, w innych – para wodna może uleć kondensacji i przejść w stan ciekły.
Charakterystyczną cechą wody w postaci pary wodnej jest ciągła jej wymiana pomiędzy
powietrzem glebowym i atmosferycznym. Jeżeli prężność pary wodnej jest większa w
powietrzu glebowym niż w warstwie powietrza nad glebą, to gleba traci wodę i wysycha.
Natomiast jeżeli prężność pary wodnej jest wyższa w powietrzu atmosferycznym, to gleba
pochłania parę wodną.
Para wodna może przemieszczać się w profilu glebowym. W glebie jednorodnej pod
względem granulometrycznym ruch ten odbywa się z obszarów wilgotniejszych do
suchszych. Przemieszczanie pary wodnej może odbywać się także pod wpływem różnic
temperatury – w kierunku od temperatury wyższej do niższej. W glebach wilgotnych ruch
pary wodnej ma niewielki zasięg. Natomiast podczas suszy zasięg ten jest zdecydowanie
większy i dochodzi do kilkudziesięciu centymetrów.
51
Przemieszczaniu się w glebie wody pod postacią pary wodnej nie towarzyszy
przemieszczanie substancji chemicznych, co ma miejsce w czasie ruchu wody pod postacią
roztworu glebowego.
W warunkach klimatu Polski woda pochodząca z kondensacji pary wodnej nie
wpływa w istotny sposób na kształtowanie się bilansu wodnego gleb użytkowanych rolniczo.
Woda, której cząsteczki silnie związane są przez siły molekularne występujące na
powierzchni cząstek koloidalnych oraz jonów nazywa się wodą molekularną. Wyróżnia się
dwie formy tej postaci wody: wodę higroskopową i wodę błonkowatą. Ilość wody
molekularnej zależy od składu granulometrycznego gleby oraz od zawartości próchnicy.
Przede wszystkim uzależniona jest od ilości i jakości koloidów glebowych i składu jonowego
kompleksu sorpcyjnego gleby. Woda molekularna wpływa na właściwości fizyczne i
fizykochemiczne gleby, np. na spójność (kohezję) i tzw. kąt tarcia wewnętrznego.
Wprowadzenie jonów jednowartościowych, zwłaszcza jonów Na+, zwiększa ilość wody
molekularnej i obniża spójność gleby. Następstwem tego jest pogorszenie struktury oraz
zmniejszenie przepuszczalności i natlenienia gleby, zwiększenia jej podatności na erozję itp.
Z kolei wysycenie kompleksu sorpcyjnego jonami dwuwartościowymi (Ca2+, Mg2+) i
trójwartościowymi zmniejsza ilość wody molekularnej, co oddziałuje korzystnie na
właściwości fizyczne i agrotechniczne gleby.
Woda higroskopowa to woda tworząca na powierzchni cząstek glebowych powłokę
bezpośrednio do nich przylegającą. Powstaje ona przez pochłanianie przez glebę pary wodnej
z powietrza w drodze tzw. kondensacji molekularnej. Zjawisko to nosi nazwę
higroskopowości. Proces sorbowania pary wodnej przez cząstki fazy stałej gleby jest
możliwy dzięki dipolowemu charakterowi cząsteczek wody. Pochłanianie wody jest tym
większe, im większa jest wilgotność powietrza.
Woda higroskopowa jest tak silnie związana przez cząsteczki gleby, iż zupełnie nie
może być wykorzystana przez włośniki korzeniowe. Jest niedostępna dla roślin. Nie porusza
się w glebie, jak również nie rozpuszcza soli. Całkowitemu wyparowaniu ulega dopiero w
temperaturze 105oC, zaś temperatura jej zamarzania jest niższa od zera.
Woda błonkowata to woda związana siłami molekularnymi przez zewnętrzne
warstwy wody higroskopowej. Dipole wody tworzące wodę błonkowatą pochodzą przede
wszystkim z wychwytywania cząstek pary wodnej znajdującej się w powietrzu glebowym lub
z zasobów wody wolnej, jak również kapilarnej. Ilość wody błonkowatej przekracza 2-4
krotnie maksymalną higroskopowość. Jest ona w niewielkim stopniu przyswajalna przez
rośliny. Wynika to stąd, że grubość warstewki wody błonkowatej jest niejednakowa i w
52
miejscach styku dwóch cząsteczek glebowych, otoczonych powłokami wody molekularnej,
powstaje tzw. woda kątowa. Siły wiążące tę wodę z cząstką glebową pozwalają na odrywanie
jej przez włośniki roślin.
Woda błonkowata, mimo że nie może poruszać się pod wpływem siły ciężkości,
może odgrywać pewną rolę w przebiegu procesów glebowych. Ma bowiem zdolność do
przesuwania się z miejsc wilgotniejszych do suchszych oraz z cieplejszych do chłodniejszych.
Woda kapilarna wypełnia kapilary glebowe (mezopory), w których siły wiązania
przewyższają siły grawitacyjne. Im średnica przestworów glebowych jest mniejsza, tym
wiązanie wody jest większe. Woda kapilarna może pochodzić z podsiąku wody gruntowej, z
opadów po odcieknięciu wody grawitacyjnej i z kondensacji pary wodnej. Ta postać wody
może poruszać się we wszystkich kierunkach. Przesuwa się z kapilar szerszych ku węższym,
z miejsc wilgotniejszych gleby ku suchszym. Ma to oczywiste znaczenie w zaopatrywaniu
roślin w wodę. Woda kapilarna jest dostępna dla roślin.
Występującą w glebie wodę kapilarną najogólniej można podzielić na kapilarną
właściwą i kapilarną przywierającą, czyli zawieszoną. Jednym z efektów działania sił
kapilarnych w glebie jest podsiąk kapilarny wody ponad zwierciadło wody gruntowej. Woda
kapilarna występująca w strefie tego podsiąku i mająca łączność z zasięgiem wody gruntowej
nosi nazwę wody kapilarnej właściwej. Natomiast woda kapilarna nie mająca kontaktu z
wodą gruntową nosi nazwę wody kapilarnej przywierającej. Źródłem jej jest woda
przenikająca do gleby, pochodząca bezpośrednio z opadów atmosferycznych, ze spływu
powierzchniowego lub nawadniania.
Woda wolna zwana też grawitacyjną to postać wody podlegająca siłom grawitacji i
poruszająca się w glebie od góry ku dołowi. Wypełnia ona w glebie pory większe od kapilar
tj. makropory. Woda grawitacyjna tylko częściowo jest pobierana przez rośliny. Mogą one
wykorzystywać tę część wody grawitacyjnej, która przesiąka wolno. Natomiast, szybko
poruszająca się woda grawitacyjna jest dla korzeni roślin niedostępna. Woda ta nie jest
związana z cząstkami gleby ani siłami kapilarnymi, ani tym bardziej molekularnymi.
Występuje w zasadzie w dwu postaciach, jako woda infiltracyjna (przesiąkająca) i woda
gruntowo-glebowa. Woda infiltracyjna pojawia się w glebie po obfitych opadach
atmosferycznych. Jej ilość znacznie się zwiększa w miejscach powierzchniowego napływu
wód, np. w obniżeniach terenowych, a także w miejscach spłaszczeń łagodnych stoków.
Cześć wody przenikającej w głąb gleby może zostać zatrzymana przez warstwę
nieprzepuszczalną. Najczęściej, powyżej warstwy nieprzepuszczalnej, tworzy się tzw. poziom
wodonośny wody podziemnej, stały lub okresowy. Płytko zalegającą wodę podziemną
53
nazywa się wodą gruntową. Jeśli zwierciadło wody gruntowej występuje na tyle płytko, że
podsiąk kapilarny wywiera istotny wpływ na procesy zachodzące w glebie, wówczas wodę
taką nazywa się gruntowo-glebową.
Ocena wpływu wody gruntowo-glebowej na warunki wzrostu roślin powinna
uwzględnić nie tylko głębokość jej zalegania, lecz również jej ruchliwość oraz skład
chemiczny. Wodę stagnującą cechuje niedobór tlenu, a zawarte w niej składniki pokarmowe
szybko się wyczerpują. Szkodliwy jest więc, nie tylko nadmiar wody, ale również jej
stagnacja. Zjawiskom tym przeciwdziała melioracja wodna. Głównym jej celem powinno być
nie pozbycie się z gleby wody gruntowo-glebowej, lecz zapewnienie właściwych warunków
dla przepływu tej wody oraz dla infiltracji wody opadowej.
3.3.3. Ruch wody w glebie
W środowisku glebowym dochodzi do przemieszczania się wody. Może następować
wchłanianie wody opadowej przez glebę, lub też może dochodzić do przesiąkania, czyli
filtracji wody gruntowej. Wchłanianie i przesiąkanie noszą nazwę przepuszczalności wodnej
gleb. Innymi słowy przepuszczalność wodna gleby to jej zdolność do pochłaniania wody i
przesączania w głąb profilu.
Wchłanianiu wody opadowej towarzyszy pionowy ruch wody, w którym wyróżnia
się dwie fazy. W początkowej następuje nasiąkanie gleby wodą, a więc przechodzenie części
wody wolnej w wodę związaną z glebą siłami molekularnymi (woda higroskopowa i woda
błonkowata) oraz kapilarnymi (woda kapilarna). Szybkość wchłaniania zależy od rodzaju
gleby, struktury, a w początkowej fazie także od jej wilgotności. Wchłanianie przebiega
najszybciej w glebach lekkich – piaszczystych. W dalszej fazie następuje infiltracja wody
wolnej, czyli ruch wody w glebie nie nasyconej, czyli wówczas gdy część przestworów
glebowych jest wypełnionych powietrzem i stopniowo są zwilżane coraz to nowe warstwy
gleby.
Przesiąkanie, czyli filtracja wody gruntowo-glebowej (a nie wody infiltracyjnej)
przebiega w przestworach glebowych w pełni nasyconych wodą, przy przeważającym
poziomym kierunku ruchu wody. Innymi słowy filtracją nazywa się zdolność gleby do
przewodzenia wody przy pełnym jej nasyceniu wodą.
Przepuszczalność wodna gleb zależy od wielu czynników, m.in. od składu
granulometrycznego gleby, z którym związane są porowatość i struktura. Ponadto od
temperatury gleby, zawartości soli i próchnicy w glebie, działalności organizmów żywych i
zabiegów agrotechnicznych.
54
Im gleba zbudowana jest z grubszych frakcji granulometrycznych, tym tworzą się
większe przestwory glebowe, jej porowatość jest większa (dominują makropory) w związku z
tym woda przesiąka szybciej. Gleby strukturalne przepuszczają wodę o wiele szybciej w głąb
profilu niż gleby niestrukturalne. Przy wzroście temperatury maleje lepkość gleby, dlatego też
przepuszczalność jest większa przy wyższej temperaturze. Sole zawarte w roztworze
glebowym mogą różnie oddziaływać na przepuszczalność. Dwuwartościowe jony wapnia i
magnezu (Ca2+ i Mg2+) wywołując koagulację koloidów glebowych przyczyniają się do
wzrostu struktury gleby, a tym samym zwiększają przepuszczalność. Sole będące źródłem
jednowartościowych jonów potasu (K+) i sodu (Na+) działają odwrotnie. Zawartość próchnicy
na przepuszczalność gleb wpływa w dwojaki sposób. Próchnica słodka (nasycona jonami
Ca2+ i Mg2+) wpływa strukturotwórczo, a więc sprzyja przepuszczalności. Próchnica kwaśna
(nasycona jonami H+), a także słona (nasycona jonami Na+) silnie pęcznieje i hamuje
przesiąkanie wody. Biosfera (korzenie, mezofauna, mikroorganizmy) wpływa dodatnio na
strukturę
gleby,
a
tym
samym
zwiększa
przepuszczalność.
Pewien
wpływ
na
przepuszczalność gleby mają też zabiegi agrotechniczne. Te z nich, które działają
strukturotwórczo przyśpieszają przesiąkanie wody, te które niszczą strukturę – działają
odwrotnie.
Im gleby są mniej przepuszczalne, tym więcej wody spływa po ich powierzchni lub
dłużej na niej stagnuje (zależnie od położenia w rzeźbie terenu). Zwiększony spływ
powierzchniowy oznacza gorsze wykorzystanie wody opadowej, a ponadto powoduje
wzmożoną erozję gleb.
Dłuższe stagnowanie wody na powierzchni gleby może powodować wymakanie
roślin, zmniejszenie natlenienia gleby, nasilenie się procesów redukcyjnych prowadzących
między innymi do oglejenia itp.
Nie jest również pozytywną cechą zbyt duża przepuszczalność gleb – gleby takie są
równocześnie zbyt suche. Zachodzą w nich znaczne straty składników pokarmowych, w tym i
nawozowych, które są usuwane wraz z infiltrującą wodą opadową. W glebach zbyt
przepuszczalnych nasilają się procesy wymywania i ługowania.
4. KOMPLEKS SORPCYJNY GLEBY
Gleba, jako układ trójfazowy, cechuje się zdolnością zatrzymywania i pochłaniania różnych
składników, w tym jonów i cząstek. Wynika to stąd, że faza stała, ciekła i gazowa tworzą w
glebie skomplikowany układ o różnorodnych typach kontaktów międzyfazowych. Na granicy
faz stale zachodzą ważne dla funkcjonowania gleby procesy rządzące się prawami fizyki i
55
chemii. Istotną rolę odgrywają też czynniki biologiczne, które mają zdolność modyfikować te
procesy.
Najistotniejsze fizykochemiczne właściwości gleb związane są z procesami i
zjawiskami obserwowanymi na granicy fazy stałej (mineralnych i organicznych składników
gleby) i ciekłej (roztworu glebowego). Są one uwarunkowane wielkością powierzchni styku
tych faz. W utworach gruboziarnistych powierzchnia ta jest niewielka, zwiększa się natomiast
w miarę wzrastającego udziału frakcji drobnoziarnistych, szczególnie koloidalnych.
4.1. Kompleks sorpcyjny i koloidy glebowe
Za zjawiska związane z sorpcją odpowiada kompleks sorpcyjny, czyli koloidalna część stałej
fazy gleby, wraz z zasorbowanymi wymiennie jonami. Innymi słowy kompleks sorpcyjny jest
budowany przez cząstki stałej fazy gleby o koloidalnym rozdrobnieniu. Składa się on
zarówno z koloidów mineralnych, jak i koloidów organicznych oraz kompleksów mineralnoorganicznych.
Należy w tym miejscu zaznaczyć, że we współczesnej literaturze z zakresu
gleboznawstwa coraz częściej pojęcie „glebowy kompleks sorpcyjny” zastępuje się
określeniem sorbenty glebowe. Wynika to chęci doprecyzowania wypowiedzi, ponieważ
termin „kompleks” jest używany w gleboznawstwie w rozmaitych znaczeniach.
4.1.1. Koloidy glebowe
Do koloidów glebowych zalicza się mineralne i organiczne składniki gleby o średnicy
mniejszej od 1-2 mm zwykle posiadające ładunek elektryczny. Cząstki o takiej średnicy
odgrywają doniosłą rolę w procesach glebowych, a ich obecność może decydować o żyzności
gleby. Koloidy stanowią najbardziej czynną część gleby, co wynika z ich ogromnej
powierzchni zewnętrznej i wewnętrznej, a także ze związanymi z tym właściwościami
sorpcyjnymi. Najważniejszą cechą koloidowi glebowych jest ich duża powierzchnia właściwa
oraz ładunek elektryczny znajdujący się na powierzchni.
Do najważniejszych koloidów glebowych należą koloidy mineralne i organiczne oraz
kompleksy ilasto-próchniczne.
Mineralne koloidy glebowe stanowią bardzo zróżnicowaną grupę minerałów,
obejmującą: wtórne krzemiany (minerały ilaste), zarówno krystaliczne, jak i amorficzne (np.
alofan); tlenki żelaza, glinu i manganu o różnym stopniu krystalizacji; koloidalna
krzemionkę i inne, mniej powszechne minerały wysokodyspersyjne. Wśród koloidów
mineralnych największe znaczenie mają wtórne minerały ilaste z grupy montmorylonitu,
56
kaolinitu i illitu. Są to minerały glinokrzemianowe o strukturze warstwowej, gdzie średnica
pozioma zawsze przewyższa pionową. Wszystkie są produktami fizykochemicznego
wietrzenia minerałów pierwotnych. Cechą wyróżniającą wtórne minerały ilaste, decydującą o
ich znaczeniu, jest duża powierzchnię wewnętrzną tych minerałów występującą pomiędzy
poszczególnymi płytkami (pakietami). Minerały ilaste zaopatrzone są w ładunek ujemny,
tworzą jakby ogromne aniony, sorbujące na swej zewnętrznej powierzchni, a często i
wewnętrznej, kationy oraz cząstki wody.
Koloidy mineralne to także uwodniona krzemionka koloidalna (SiO2
x
H2O), kwarc
SiO2, krzemiany o wysokim stopniu rozdrobnienia, oraz związki chemiczne: Fe(OH)3,
Al(OH)3, Ca3(PO4)2, CaCO3 i inne.
Krzemionka koloidalna tworzy się z glinokrzemianów i krzemianów pod wpływem
procesów wietrzeniowych. W glebie, jako koloidu, jest jej na ogół bardzo mało i odgrywa
niewielką rolę.
Główną składową koloidów są żele wtórnych minerałów ilastych z grupy kaolinitu
Al2O3
x
2SiO2 i montmorylonitu Al2O3
x
4SiO2
x
aq
x
(MgO, CaO). W dużych ilościach
występują koloidalne wodorotlenki żelaza Fe(OH)3 i glinu Al(OH)3. Oba te wodorotlenki
różnią się zabarwieniem: wodorotlenek żelaza ma barwę brunatną, a wodorotlenek glinu
białawą. Należą one do grupy koloidów hydrofobnych i bardzo trudno peptyzujących, dlatego
też odgrywają w glebie rolę cementującego lepiszcza (rola strukturotwórcza).
Koloidy organiczne to próchnica koloidalna, białka glebowe, żywe bakterie,
celuloza i lignina. Oczywiście największe znaczenie ma próchnica glebowa. Koloidalna
część próchnicy tworzy cząsteczki o kształcie sferycznym lub liniowym, zbudowane przede
wszystkim z kwasów huminowych i fulwowych. Duży wpływ na aktywność powierzchniową
cząstek próchnicy wywierają liczne grupy karboksylowe i fenolowe, w których wodór może
być częściowo zastępowany przez inne kationy. Deficyt ładunków elektrostatycznych jest w
próchnicy równoważony przez jony Na+, K+, NH4+, Fe3+, Al3+, Ca2+, H+. Pod tym względem
próchnica upodabnia się do minerałów ilastych.
4.2. Sorpcja glebowa i pojemność sorpcyjna
Zdolność gleby do pochłaniani i zatrzymywania na zewnętrznej i wewnętrznej powierzchni
swych cząstek różnych składników – jonów, molekuł, mikroorganizmów, wody, gazów i
cząstek - nazywa się sorpcją, a zjawiska z nią związane zjawiskami sorpcyjnymi. O
zjawiskach sorpcyjnych decyduje kompleks sorpcyjny gleby.
57
Sorpcja obejmuje dwa zjawiska, tj. absorpcję i adsorpcję. Absorpcja polega na
pochłanianiu gazu przez ciecz (lub ciało stałe) i równomierne rozprowadzanie go przez
dyfuzję w całej objętości tej cieczy (ciała stałego). Przykładem absorpcji jest pochłanianie
przez roztwór glebowy gazów z atmosfery, a także gazów, które są produktami wewnętrznych
procesów biologicznych lub chemicznych. Adsorpcja jest natomiast zjawiskiem zachodzącym
na granicy dwóch faz i polega na tym, że w warstwie powierzchniowej danej fazy stężenie
substancji jest większe (adsorpcja dodatnia) lub mniejsze (adsorpcja ujemna) niż w głębi tej
fazy. Najczęściej na powierzchni ciał stałych występuje dodatnia adsorpcja gazów, par,
substancji rozpuszczonych w roztworze lub zawieszonych w fazie gazowej.
Wielkością charakteryzującą zdolności sorpcyjne gleby jest pojemność sorpcyjna,
czyli ilość wszystkich jonów jaką może zabsorbować dana gleba. Wyraża się ją w
centymolach na kg suchej gleby (cmol(+)/kg = me/100 g). Ze względu na dominującą rolę
ładunku ujemnego w glebie mamy do czynienia głównie z kationową pojemnością
sorpcyjną. Wielkość ta waha się od kilku do kilkudziesięsciu cmol(+)/kg.
W glebie spotyka się różne rodzaje sorpcji. Są to: sorpcja wymienna, biologiczna,
chemiczna, fizyczna i mechaniczna. Jednym z najważniejszych rodzajów sorpcji jest sorpcja
wymienne, na której opierają się procesy związane z odżywianiem roślin, kwasowością gleby,
a dokładniej regulacją kwasowości. Na sorpcji wymiennej oparte są też zjawiska buforowe.
Sorpcja wymienna jest zjawiskiem zachodzącym pomiędzy kompleksem sorpcyjnym
gleby (faza stała) a roztworem glebowym (faza ciekła) zarówno w warunkach naturalnych,
jak i po wprowadzeniu różnych nawozów mineralnych do gleby. Polega ona na zachowaniu
stanu równowagi pomiędzy układem fazy stałej a płynnej gleby. Podczas reakcji wymiany
ustala się, między ilością kationów wymiennych występujących w kompleksie sorpcyjnym a
ilością kationów zawartych w roztworze, stan dynamicznej równowagi. Jeżeli więc roztwór
glebowy zostanie wzbogacony w jakiś kation (np. na skutek nawożenia), to określona ilość
tego kationu wejdzie do kompleksu sorpcyjnego gleby. Odwrotnie, jeżeli korzenie roślin
pobiorą z roztworu glebowego określony kation, wówczas odpowiednia ilość tego kationu
przejdzie z fazy stałej do roztworu glebowego. W ten sposób zostanie wyrównane stężenie
jonów pomiędzy roztworem glebowym i kompleksem sorpcyjnym.
Sorpcja wymienna, z punktu widzenia odżywiania roślin, należy do najważniejszych
rodzajów sorpcji. Głównym jej zadaniem i celem jest zatrzymywanie w glebie składników
pokarmowych dla roślin, jak również udostępnianie tych składników roślinom. Mechanizm
sorpcji wymiennej wykorzystywany jest przez rolnictwo przy nawożeniu, w celu dostarczenia
roślinom składników pokarmowych. Ponadto na zjawisku sorpcji wymiennej opiera się szereg
58
ważnych procesów glebowych, jak zakwaszenie, podwyższenie pH, czy też właściwości
buforowe gleby.
Sorpcja wymienna jest uzależniona od budowy sorbenta, odczynu gleby, rodzaju
kationów i ich stężenie w roztworze glebowym, a także od stężenia roztworu i temperatury.
Rodzaj sorbenta, wielkość jego powierzchni sorpcyjnej i wielkość ładunku, decyduje o energii
wiązania i ilości wiązanych jonów. Największą zdolnością sorpcyjną odznacza się próchnica
a spośród minerałów ilastych: wermikulit i montmorylonit, najmniejszą wykazują uwodnione
tlenki żelaza i glinu, kaolinit oraz haloizyt (tab. 11).
Wpływ rodzaju kationów na sorpcję wymienną zależy od ich wartościowości, a także
od wielkości i stopnia uwodnienia tych kationów. W koloidalnych układach gleby jedne
kationy występują często w znacznie większych ilościach od innych. Dotyczy to np. kationów
H+, Al3+, Ca2+. Taki stan rzeczy ma związek z niejednakową siłą wiązania kationów z
kompleksem sorpcyjnym i niejednakową siłą (energia) wchodzenia tych kationów do
kompleksu sorpcyjnego. Energia wejścia kationów do kompleksu sorpcyjnego zależy od ich
wartościowości i masy atomowej. Kation wchodzi tym energiczniej do kompleksu
sorpcyjnego, im wyższa jest jego wartościowość i masa atomowa. Najtrudniej z kompleksu
sorpcyjnego wypierane są kationy decydujące o kwasowości gleby: H+, Al3+. Jako regułę
przyjmuje się, że im łatwiej jakiś kation jest sorbowany przez kompleks sorpcyjny, tym
trudniej daje się z niego usunąć. Dlatego też, takie jony jak wodoru, glinu i żelaza łatwo
wchodzące do kompleksu sorpcyjnego i są bardzo trudne do usunięcia.
Należy
podkreślić,
iż kationy świeżo zasorbowane mogą być łatwiej wyparte z kompleksu sorpcyjnego, niż
kationy zasorbowane dawniej. Ważną rolę w zjawiskach sorpcji odgrywa uwodnienie jonów.
Stopień uwodnienia jonów wiąże się z ich średnicą. Im większa jest średnica jonów, tym
słabsze jest pole elektryczne wytwarzane przez te jony w roztworze, a tym samym mniejszy
jest ich stopień uwodnienia. Wraz ze wzrostem średnicy jonów uwodnionych zmniejsza się
ich energia wejścia do kompleksu sorpcyjnego. Procesy sorpcji wymiennej w dużej mierze
uzależnione są od zmian stanu uwilgotnienia gleb, pociągając za sobą zmiany stężenia
roztworów glebowych. Wzrost stężenia jakiegoś kationu w roztworze glebowym wpływa na
wzrost wymiany kationowej powodowanej przez ten kation. Temperatura zwiększa szybkość
reakcji jonów wymiennych, ale prawdopodobnie obniża wielkość sorpcji.
W charakterystyce sorpcji wymiennej określa się: całkowitą kationową pojemność
sorpcyjną, sumę zasad i kationy wymienne.
Całkowita kationowa pojemność sorpcyjna (T) jest sumą wszystkich kationów
zasadowych (Ca2+, Mg2+, K+, Na+) i kwasowych (H+ i Al3+) zasorbowanych przez glebę.
59
Wyraża się ją w centymolach na kg suchej gleby (cmol(+)/kg). Pozostałe kationy nie są
uwzględniane, gdyż stanowią <1 % całkowitej pojemności sorpcyjnej. Natomiast suma zasad
(S) jest sumą kationów o charakterze zasadowym, tj. Ca2+, Mg2+, K+, Na+ zasorbowanych
przez glebę. Wyraża się ją również w centymolach na kg suchej gleby (cmol(+)/kg).
Do kationów wymiennych zalicza się: Ca2+, Mg2+, K+, Na+, H+ . Są to wymienne formy
poszczególnych kationów występujących w glebie. W praktyce gleboznawczej oznacza
Obecność kompleksu sorpcyjnego i związane z nim zdolności sorpcyjne gleby
warunkują spełnianie przez glebę jej podstawowych funkcji polegających na magazynowaniu
i dostarczaniu roślinom składników pokarmowych. Ponadto kompleks sorpcyjny zapobiega
wymywaniu składników pokarmowych w niższe partie profilu glebowego lub też poza jego
obręb. Obecność kompleksu sorpcyjnego umożliwia też regulację odczynu gleby
(kwasowości czynnej). Właściwości sorpcyjne wpływają również na kwasowość potencjalną,
dzięki nim istnieją właściwości buforowe gleby. Właściwości sorpcyjne przyczyniają się
również do neutralizacji szkodliwych dla organizmów żywych substancji, które dostają się do
gleby.
4. 2.1. Czynniki wpływające na pojemność sorpcyjna gleby
Pojemność sorpcyjna gleby zależy przede wszystkim ilości minerałów ilastych. W praktyce
oznacza to, że pojemność sorpcyjna uzależniona jest od składu granulometrycznego gleby, a
w szczególności od zawartości iłu koloidalnego (im więcej frakcji drobniejszych – iłu
koloidalnego – tym pojemność sorpcyjna wyższa).
Tabela 11
Pojemność sorpcyjna niektórych składników gleb w cmol(+)/kg
wg. Scheffer, Schachtschabel za Bednarek i in.; zmodyfikowana
Składnik
wermikulit
montmorylonit
illit
chloryt
kaolinit
haolizyt
Pojemność sorpcyjna
150-200
80-120
20-50
10-40
3-15
5-10
Składnik
alofan
Pojemność sorpcyjna
10-50
uwodnione tlenki Fe i
Al
4
glebowa substancja
organiczna
180-300
Na wielkość pojemności sorpcyjnej wpływa nie tylko ilość minerałów ilastych, ale też
ich rodzaj. Wynika to stąd, że minerały ilaste różnią się pomiędzy sobą w zależności od swej
budowy (tab. 11). Decydujący wpływ na wartość pojemności sorpcyjnej ma zawartość i
60
jakość próchnicy, która ma zdecydowanie największe zdolności sorpcyjne (tab. 11). Istnieje
również związek pomiędzy wartością pojemności sorpcyjnej a pH gleby. Ilość ładunków
ujemnych, a tym samym pojemność sorpcyjna do kationów jest tym większa, im wyższe jest
pH gleby.
Gleby piaszczyste o małej zawartości frakcji iłowej i ubogie w próchnicę określa się
jako gleby o ubogim kompleksie sorpcyjnym (niskiej pojemności sorpcyjnej), natomiast gleby
gliniaste lub ilaste (ciężkie i bardzo ciężkie) a także zasobne w próchnicę, jako gleby o
bogatym kompleksie sorpcyjnym (wysokiej pojemności sorpcyjnej).
5. KWASOWOŚĆ GLEB
Całkowita kwasowość gleby jest sumą trzech rodzajów kwasowości. Są to: kwasowość
czynna, kwasowość wymienna i kwasowość hydrolityczna.
5.1. Kwasowość czynna (pH gleby), kwasowość wymienna i kwasowość hydrolityczna
Kwasowością czynną nazywa się stężenie jonów wodoru i glinu aktywnych w roztworze
glebowym. Miarą kwasowości czynnej jest odczyn gleby, do określenia którego używa się
symbolu pH. Natomiast kwasowość wymienna i kwasowość hydrolityczna uwzględniają
jony wodoru i glinu zaadsorbowane wymiennie przez sorbenty glebowe (kompleks
sorpcyjny).
Podział ten wynika stąd, że kwasowość gleby zależy od jonów wodoru obecnych w
roztworze glebowym (ciekła faza gleby), ale także od jonów wodoru i glinu zasorbowanych w
kompleksie sorpcyjnym (stała faza gleby).
Kwasowość wymienna ujawnia się w czasie traktowania gleby roztworami soli
obojętnych: np. KCl. W czasie reakcji gleb z KCl uwalniają się z kompleksu sorpcyjnego
jony H+ i Al3+, które przechodzą do roztworu glebowego zwiększając kwasowość czynną. Na
miejsce tych jonów do kompleksu sorpcyjnego wchodzą jony K+. Wyparte kationy wodoru
łączą się z zawartymi w roztworze anionami Cl-, NO3- lub SO42- tworząc kwasy. Podobnie i
kationy Al3+ łączą się np. z Cl- tworząc AlCl3, który hydrolizując w środowisku wodnym
dodatkowo je zakwasza.
Z kolei kwasowość hydrolityczna ujawnia się w czasie traktowania gleby solami
hydrolizującymi zasadowo: np. (CH3COO)2Ca lub CH3COONa. Określając kwasowość
hydrolityczną obejmuje się również wartość kwasowości wymiennej i czynnej.
Działając roztworami soli obojętnych nie wszystkie jony wodoru są wypierane do
roztworu glebowego. Można je wyprzeć z kompleksu sorpcyjnego traktując gleby roztworami
61
soli hydrolizujących zasadowo (sole słabych kwasów i mocnych zasad). Uzyskuje się w tej
sposób kwasowość hydrolityczną. Przebieg reakcji jest podobny jak w przypadku ujawniania
kwasowości wymiennej. Z kompleksu sorpcyjnego zostają wyparte jony wodoru i glinu, a
miejsce ich zajmują kationy wapnia, czy sodu – w zależności od użytej soli. Wielkość tej
kwasowości zależy zarówno od wymiennych jonów H+ i Al3+, jak też od jonów H+ łatwo
dysocjujących grup karboksylowych kwasów próchnicznych. Kwasowość hydrolityczna
prawie w całości pokrywa ilość jonów wodorowych wysycających kompleks sorpcyjny gleb,
a przewaga jej nad kwasowością wymienną tym bardziej wzrasta, im gleba jest zasobniejsza
w próchnicę (przy jednakowym pH).
Kwasowość czynna stanowi niewielki ułamek kwasowości potencjalnej. Zmienia się ona
wraz z porami roku. Zwykle bywa największa latem. Na wiosnę i w jesieni jest ona mniejsza,
w zimnie zaś osiąga minimum.
5.2. Odczyn gleb
Odczyn jest istotną właściwością gleb. Obiektywną miara odczynu jest stężenie jonów
wodorowych w roztworze glebowym (lub w roztworach równoważonych z glebą według
ustalonych metod) wyrażone w molach H+ na dm3. W roztworze obojętnym stężenie H+
wynosi 10-7 w roztworach gleb o wzrastającej kwasowości stężenie tych jonów rośnie
stopniowo aż do 10-3 (a w skrajnych przypadkach 10-2) mol.dm3 , natomiast w roztworach
gleb zasadowych (alkalicznych) stężenie H+ spada poniżej 10-7, osiągając w warunkach
ekstremalnych wartość 10-12 mol.dm3.
W ocenie odczynu gleb stosuje się wygodniejszą, logarytmiczną skalę pH, przy czym
pH jest ujemnym ze stężenia (aktywności) jonów H+ w molach na dm3.
pH = -log [H+]
W praktyce gleboznawczej odczyn gleb oznacza się w mieszaninie (zawiesinie) gleby
z H2O lub z elektrolitem, np. KCl, CaCl2. w Polsce stosuje się w tym celu 1-molowy KCl.
Podział gleb według pH w KCl i pH w H2O przedstawiono w tabeli 12.
Tabela 12
Odczyn gleby
bardzo kwaśny
kwaśny
lekko kwaśny
obojętny
zasadowy
Podział gleb w zależności od Ph
pH w 1-molowym KCl
< 4,5
4,6 – 5,5
5,6 – 6,5
6,6 – 7,2
>7,2
pH w H2O
< 5,0
5,1 – 6,0
6,1 – 6,7
6,8 – 7,4
> 7,4
62
Do gleb o odczynie bardzo kwaśnym zalicza się bielice, gleby glejowo-murszowe i
gleby torfowisk wysokich. Gleby o odczynie kwaśnym to bielicowe, rdzawe i brunatne
kwaśne, torfowe torfowisk niskich, glejowe, pseudoglejowe a o odczynie lekko kwaśnym to
brunatne wyługowane, płowe i deluwialne. Do gleb o odczynie obojętnym zalicza się
czarnoziemy, gleby brunatne właściwe, mady i mułowo-gytiowe a o odczynie zasadowym to
rędziny i gleby słone.
W Polsce przeważają gleby o odczynie kwaśnym; gleby kwaśne i bardzo kwaśne
zajmują 50% powierzchni kraju, gleby słabo kwaśne ok. 30%. Na gleby obojętne lub
zasadowe przypada zaledwie kilkanaście procent powierzchni. Przyczyną tego stanu rzeczy są
zarówno czynniki naturalne, jak i nakładające się na nie wpływy działalności człowieka.
5.2.1. Czynniki decydujące o kwaśnym odczynie gleb
Do czynników wpływających na kwaśny odczynie gleb należy zaliczyć: charakter skały
macierzystej, klimat, działalność człowieka.
Utworami macierzystymi gleb Polski są głównie polodowcowe skały osadowe,
stosunkowo łatwo przepuszczalne, w których przeważa przemywany lub okresowo
przemywany typ gospodarki wodnej. Gleby wytworzone ze skał osadowych ubogich w
składniki zasadowe (Ca, Mg, K, Na) już z tego powodu charakteryzują się odczynem
kwaśnym. Jednak nawet gleby wytworzone ze skał „zasadowych” tzn. zasobnych w składniki
zasadowe, w warunkach klimatu umiarkowanego wilgotnego, ulegają zakwaszeniu.
Pierwotnie wiele z tych utworów zawierało węglan wapnia (głównie w postaci kalcytu –
CaCO3), lecz długotrwałe przesiąkanie wód opadowych przyczyniło się do ich odparowania
(dekalcytacji). Procesowi dekalcytacji sprzyja zakwaszenie opadów kwasem węglowym,
powstającym w efekcie rozpuszczania CO2 zawartego w atmosferze. Pod wpływem działania
kwasu węglowego trudno rozpuszczalny węglan wapnia przechodzi w znacznie łatwiej
rozpuszczalny wodorowęglan. Ponadto - w miarę rozwoju gleb i akumulacji substancji
organicznej - w procesie zakwaszenia gleb znaczny udział mogą też brać kwasy próchniczne,
silniejsze od kwasu węglowego. Przesiąkanie, razem z wodą opadową, roztworów o odczynie
kwaśnym, przyczyniło się (i nadal się przyczynia) do rozpuszczenie i wymycie związków o
charakterze zasadowym. W konsekwencji tego zjawiska również kompleks sorpcyjny zostaje
stopniowo wysycany jonami wodoru i glinu, czyli wzrasta kwasowość potencjalna. Kationy
zasadowe, wyparte z kompleksu sorpcyjnego (o ile nie zostaną włączone do obiegu
biologicznego) ulegają powolnemu wymywaniu z gleby. Gdy pH gleby spadnie poniżej 5,0
63
rozpoczyna się proces uruchamiania jonów glinu, które odgrywają istotna rolę w tworzeniu
kwasowości gleb.
Zakwaszający wpływ czynnika antropogenicznego przejawia się zarówno w
gospodarce leśnej, działalności rolniczej, jak i przemysłowej.
W lasach gospodarczych istotnym czynnikiem przyśpieszającym zakwaszenie jest
preferowanie nasadzeń sosnowych na siedliskach zasobniejszych niż wymagania tego
gatunku. Skład opadu roślinnego gatunków iglastych wpływa na szybki wzrost zakwaszenia i
pojawienia się oznak bielicowani gleb potencjalnie żyźniejszych. Dodatkowym czynnikiem
jest prowadzenie, na większości powierzchni leśnych, działań zmierzających do intensyfikacji
produkcji biomasy i pozyskiwanie maksymalnej ilości drewna. Dominujące w Polsce
fitocenozy leśne na produkcje biomasy z reguły pobierają z gleby więcej składników
mineralnych w formie kationowej niż anionowej. W celu zrównoważenia ładunków korzenie
wydzielają do gleby proporcjonalnie więcej kationów H+ niż ładunków HCO3-. Wywóz
wyprodukowanej w lesie biomasy przerywa naturalny obieg biologiczny. Uniemożliwia to
zwrot pobieranych składników w czasie mineralizacji martwych szczątków roślinnych i
pogłębię zakwaszenie.
Podobna sytuacji ma też miejsce w działalności rolniczej. Coroczne pozyskiwanie
plonu może wywołać nie tylko zubożenie gleb w składniki pokarmowe, lecz także jej
zakwaszenie. Zakwaszenie gleb odbywa się na skutek odprowadzaniem z siedliska, wraz z
plonami roślin, składników zasadowych. Szczególnie do szybkiego zakwaszenia gleb
dochodzi przy niedostatecznym nawożeniu. Należy jednak przyznać, że istotny jest sposób
nawożenia. Do zakwaszenia gleb prowadzi długotrwałe stosowanie wielu nawozów
mineralnych. Należą do nich tzw. nawozy fizjologicznie kwaśne, zawierające głównie
składniki pokarmowe w formie kationowej, np. siarczan amonu lub sole potasowe i
potasowo-magnezowe.
W regionach silnie uprzemysłowionych czynnikiem zakwaszającym gleby są tlenki
siarki i azotu, które dostają się do atmosfery w efekcie spalania paliw, w czym duży udział ma
wiele gałęzi przemysłu i transport. Tlenki te przemieszczają się wraz z atmosferą i reagują z
zawartym w niej tlenem i parą wodną tworząc silne kwasy (H2SO4 i HNO3).
5.2.2. Znaczenie odczynu gleby
Odczyn gleby wywiera wpływ na rozwój mikroorganizmów glebowych, w szczególności na
ich aktywność, a także na skład ilościowy i jakościowy ich zbiorowisk. Optymalnym
zakresem pH dla promieniowców jest od 7 do 7,5. Bakterie i pierwotniaki dobrze rosną i
64
rozwijają się przy zakresie pH 6 – 8, a grzyby 4 – 5, przy czym te ostatnie mogą się rozwijać
się w znacznie szerszym zakresie pH. W zasadzie można powiedzieć, że pH nie ogranicza
występowania grzybów. Należałoby tu zaznaczyć, że w środowisku o wysokiej koncentracji
jonów wodorowych grzyby występują o wiele obficiej niż bakterie, czy promieniowce. Nie
należy tego, w każdym przypadku, wiązać z właściwościami grzybów, bowiem wiele z nich
w czystych kulturach rozwija się na pożywkach o pH 6,5 – 8,5. Niektóre nawet lepiej
rozwijają się przy wyższym pH niż w odczynach kwaśnych. Jednak odczyn obojętny lub
lekko zasadowy z reguły sprzyja koncentracji konkurentów grzybów, przede wszystkim
bakterii i promieniowców, które mają znacznie bardziej ograniczony zakres pH, w którym
mogą swobodnie występować.
Odczyn wpływa również na zdolności sorpcyjne gleby, bowiem pojemność sorpcyjna
jest tym niższa im większe jest stężenie jonów wodorowych, czyli im niższe jest pH.
Wywiera on także wpływ na dostępność dla roślin szeregu makro- i
mikroelementów. Azot i siarka są przyswajalne przy pH wyższym od 5,5, wapń i magnez w
zakresie pH od 6,2 do 8,5, fosfor 6,2–7,0. Potas jest przyswajalny przez rośliny przy pH
wyższym od 6,2 a molibden przy pH wyższym od 6,5. Bor rośliny przyswajają w zakresie pH
5,0–8,0. Natomiast żelazo, mangan, cynk, miedź i kobalt występują w formach
przyswajalnych dla roślin w glebach o odczynach kwaśnych (pH 4,0–5,0).
Odczyn gleby wywiera istotny wpływ na przebieg i intensywność wielu procesów
zachodzących w środowisku glebowym, np. na amonifikację, która przebiega w zakresie pH
7,0–8,5 i nitryfikację: 6,9–8,0. Kwasowość czynna wywiera także wpływ na proces
humifikacji, czyli powstawania próchnicy i na jej gromadzenie się na powierzchni gleby.
Również procesy brunatnienia, ługowania, bielicowania, procesy glejowe są uzależnione
od stężenia jonów wodorowych w roztworze glebowym. pH wpływa na stabilizację
koloidów, a także na uwalnianie i koagulację związków żelaza i glinu. Uwolnione i
skoagulowane związki żelaza otaczają elementarne ziarna glebowe, co nadaje im, a
konsekwencji całym poziomom genetycznym, barwę brunatną (poziom wzbogacenia - B).
Procesy wymywania (ługowania) nasilają się przy niskich odczynach gleby, stad też
bielicowanie zachodzi w warunkach odczynu silnie kwaśnego. Pod wpływem roztworów o
odczynie kwaśnym ulegają rozpadowi nie tylko minerały pierwotne, ale także rozpuszczają
się związki żelaza, glinu, manganu i inne. W efekcie czego przemieszczają się one w głąb
profilu glebowego, a w wyższych partiach tegoż profilu powstaje jasno popielaty poziom
wymycia (E). Kationy żelaza na plus drugim stopniu utlenienia (Fe+2) występujące w
kwaśnych odczynach gleby nadając częściom profilu glebowego, w których występują, barwę
65
stalowoszarą z odcieniem zielonym lub niebieskim. Intensywność tego zabarwienia jest
również uzależniona od odczynu.
Optymalne pH dla większości roślin uprawnych mieści się w przedziale 6,0 – 7,0.
Należy zaznaczyć, że w strefie przykorzeniowej pH gleby jest niższe niż w większej
odległości od korzeni. Ma to związek z sorpcją wymienną, dzięki której składniki pokarmowe
(w formie jonowej) przechodzą z kompleksu sorpcyjnego do roztworu glebowego, z którego
to rośliny mogą je czerpać.
5.2.3. Charakter gleb o odczynie kwaśnym
Gleby o odczynie kwaśnym są pozbawione węglanów. W ich kompleksie sorpcyjnym
występują głównie jony wodoru i glinu. Próchnica tych gleb charakteryzuje się przewagą
fulwokwasów, a ich stosunki powietrzne są z reguły wadliwe. Struktura gruzełkowa gleb o
wysokim stężeniu jonów wodorowych w roztworze glebowym jest niestabilna, co jest
spowodowane brakiem lepiszcza a także destrukcyjnym działaniem próchnicy kwaśnej. W
roztworach gleb kwaśnych znajdują się toksyczne dla roślin ilości glinu, żelaza i manganu.
Większość składników pokarmowych staje się niedostępna dla roślin. Poważnemu
ograniczeniu ulega również aktywność biologiczna bakterii i promieniowców, co wpływa na
zahamowanie wielu korzystnych przemian związków azotowych, takich jak nitryfikacja, czy
też wiązanie azotu atmosferycznego.
W miarę zmiany odczynu na obojętny (gleby intensywnie wapnowane) te niekorzystne
właściwości gleb kwaśnych ulegają poprawie. Mogą niestety wystąpić inne, niż omówione
wyżej, niekorzystne zjawiska, takie jak obniżenie rozpuszczalności związków żelaza,
manganu, miedzi, cynku czy fosforu, który łącząc się z kationami wapnia lub też węglanem
wapnia tworzy nierozpuszczalne apatyty. Należy przyznać, że w glebach o odczynie
kwaśnym fosfor również nie może być przyswajalny przez rośliny. Powodem jest tworzenie
się nierozpuszczalnych związków żelaza i glinu, np. wavelitu, strengitu, czy też waryscytu.
6. BUFOROWOŚĆ GLEB
Zdolność gleby do utrzymywania względnie stałego poziomu pH pomimo działania
czynników zakwaszających lub alkalizujących noszą nazwę właściwości buforowych lub
zdolności regulujących gleby. Czasem jednak buforowaniu gleb nadaje się szersze
znaczenie, obejmując nim wszelkie reakcje, które przeciwdziałają nagłym zmianom składu
jonowego roztworu glebowego.
66
Zjawisko buforowości wiąże się ściśle ze zjawiskiem utrzymania stanu równowagi
pomiędzy jonami wodorowymi i glinowymi zawartymi w kompleksie sorpcyjnym gleby
(kwasowość potencjalna), a jonami wodoru w roztworze glebowym (kwasowość czynna).
Polega to na tym, że jeżeli w wyniku jakiejkolwiek reakcji biochemicznej zwiększy się w
roztworze glebowym ilość jonów H+, nastąpi natychmiast zasorbowanie nadmiaru tych jonów
przez koloidy glebowe, przy czym odczyn roztworu nie ulegnie zmianie, aż do chwili
nasycenia kompleksu tymi jonami. Dodanie z kolei wapna, lub innego czynnika
podnoszącego pH, do gleby spowoduje reakcje odwrotne, tj. z kompleksu sorpcyjnego będą
uwalniane jony H+ i Al
3+
a ich miejsce będzie zajmowane przez kationy Ca2+. Zjawisko
będzie przebiegało do momentu zobojętnienia kwasowości potencjalnej. Jak z tego wynika
jony wodorowe oddziałują jak bufor w stosunku do zmiany odczynu.
6.1. Układy buforowe
Układy buforowe, w skrócie bufory, w najprostszym ujęciu są mieszaninami (roztworami)
słabego kwasu, lub słabej zasady i ich soli zdolnymi do neutralizacji zarówno jonów H+ jak i
OH-. Kwas ma zdolność do neutralizacji jonów OH-, a anion dysocjowanej soli do wiązania
jonów H+.
Tabela 13
Układy buforowe wg Ulricha
Bufor
węglanowy
krzemianowy
wymiany jonowej
glinowy
żelazowy
Zakres buforowania pH
8,0 – 6,2
6,2 – 5,0
5,0 – 4,2
4,2 – 2,8
3,8 – 2,4
W glebie można wydzielić wiele układów buforowych. Jest ona mieszaniną tych
układów. Pewne jej składniki zdolność neutralizowania kwasów (przez wiązanie H+), a inne
neutralizowania zasad (przez uwolnienie jonów H+). Według Urlicha (tab. 16) w glebie
można wyróżnić pięć układów: bufor węglanowy, krzemianowy, glinowy, bufor wymiany
jonowe i żelazowy. Każdy z nich stabilizuje odczyn gleby w odpowiednich przedziałach pH.
W przypadku buforu węglanowego podstawowe znaczenie ma reakcja rozpuszczania
CaCO3 przez kwas węglowy i tworzenie wodorowęglanów. Reakcja buforowania z kwasem
węglowym wiąże się z przechodzeniem węglanów w dwuwęglany i jest odwracalna:
CaCO3 + H2CO3
Ca(HCO3) 2
67
Natomiast buforowanie silnych kwasów mineralnych pociąga za sobą całkowity
rozkład węglanów i jest procesem nieodwracalnym, ale pojemność buforu jest dwukrotnie
większa:
CaCO3 + H2SO4
CaSO4 +CO2 + H2O
Zakres buforowania buforu węglanowego wynosi 8,0 – 6,2. Działa on w glebach
zawierających węglan wapnia.
Działanie buforu krzemianowego polega na wietrzeniu pierwotnych krzemianów,
którego wynikiem jest uwalnianie kationów zasadowych i wiązanie jonów H+ w produktach
wietrzenia.
np. CaAl2Si2O8 + 2H+ + H2O
Ca2+ + Al2 Si2O5(OH)4
anoryt
kaolinit
Uwolnione kationy mogą być adsorbowane przez tworzące się minerały ilaste lub ulec
wymyciu z gleby. Przetwarzanie krzemianów przebiega wieloetapowo a jego końcowymi
produktami są niezdysocjowane kwasy krzemowe oraz tlenki glinu, żelaza i manganu.
Pojemność buforowa tego układu zależy od rodzaju i podatności na wietrzenie
występujących w glebie krzemianów. Bufor krzemianowy nie ma dużego znaczenia ze
względu na wolne tempo wietrzenia krzemianów, które może przebiegać przy szerokim
zakresie pH. Natomiast zakres pH 6,2-5,0, przypisywany temu buforowi, oznacza, że w tym
zakresie nie działają inne bufory.
Bufor wymiany jonowej funkcjonuje na zasadzie adsorbowania jonów H+ przez
mineralne i organiczne sorbenty glebowe (kompleks sorpcyjny gleby) zamiast kationów
zasadowych (przede wszystkim Ca2+), które zostają wyparte do roztworu glebowego i
podlegają wymywaniu. Reakcja wymiany jonowej jest odwracalna i odznacza się dużą
prędkością. Bufor ten utrzymuje pH w zakresie 5,0-4,2.
np.
KS
Ca + 2H+
KS
H
H
+ Ca2+
Bufor glinowy tworzony jest przez występujące w glebie związki glinu. Wiąże on
jony H+ kosztem uwalniania do roztworu potencjalnie toksycznych jonów Al3+. Ich źródłem
są głównie minerały ilaste oraz połączenia hydroksyglinowe o różnym ładunku i stopniu
polimeryzacji. które uwalniając jony Al3+ do roztworu glebowego jednocześnie powodują
neutralizację jonów wodorowych. Pojemność tego układu określana jest głównie przez
zawartość w glebie minerałów ilastych a zakres pH działania buforu glinowego wynosi 4,22,8.
68
np. ALOOH + 3H+
Al3+ + 2 H2O
Bufor żelazowy neutralizuje jony wodorowe wskutek rozpuszczania tlenków i
wodorotlenków żelaza. Zakres jego działania obejmuje buforowania pH 3,8-2,4.
np. Fe (OH)3 + 3H+
Fe+3 + 3H2O
Jony żelaza powstające w efekcie działania buforu żelazowego ulegają wymyciu w
głąb profilu glebowego. Powoduje to wybielenie poziomu zubożonego w żelazo, co
przypomina skutek procesu bielicowania.
Należy zaznaczyć, że istotną rolę w jako układ buforowy, odgrywa substancja
organiczna. W tym procesy syntezy biomasy i jej rozkładu, które są związane z transferem
jonów H+.
6.2. Czynniki wpływające na właściwości buforowe gleb
Właściwości buforowe gleb są uwarunkowane wielkością ich pojemności sorpcyjnej, która
bezpośrednio uzależniona jest od ilości, ale i rodzaju koloidów glebowych, a pośrednio od
składu granulometrycznego gleby. Ogromne znaczenie ma też zawartość i typ próchnicy.
Oczywiście im większą pojemność sorpcyjną wykazują koloidy glebowe (zarówno mineralne,
jak i organiczne), tym większą zdolnością buforowania odznacza się gleba. Z koloidów
glebowych najsilniejsze działanie buforowe wykazują: próchnica (koloid organiczny),
montmorylonit, illit i kaolinit (wtórne minerały ilaste - koloidy mineralne). Właściwości
buforowe gleb zależą również od ilości zasorbowanych w kompleksie sorpcyjnym kationów o
charakterze zasadowym, od składu roztworu glebowego i od zawartości węglanu wapnia w
glebie. Im więcej w glebie (w fazie ciekłej i stałej) jonów o charakterze zasadowym i im
wyższa zawartość CaCO3 tym gleba cechuje się wyższymi właściwościami buforowymi.
Wpływ na te właściwości ma też obecności układów buforowych.
Podsumowując można stwierdzić, że gleby ciężkie, ilaste, o dużej zawartości frakcji
iłu koloidalnego, a także bogate w próchnicę wykazują zdecydowanie wyższe właściwości
buforowe niż gleby lekkie (piaszczyste), ubogie w substancje organiczne. Należy przy tym
zaznaczyć, że węglan wapnia w istotny sposób podnosi zdolność do przeciwdziałania
zmianom odczynu, nawet w glebach o przewadze frakcji piasku.
7. SUBSTANCJA ORGANICZNA GLEB
Proces wietrzenia mający swój początek na powierzchni skał macierzystych prowadzi
zasadniczo do powstawania nieorganicznych związków gleby. Składniki mineralne stanowią
69
zwykle większą część gleb, przede wszystkim gleb mineralnych. Gleby te nie są jednak
materiałem czysto nieorganicznym. Drugim pod względem ilościowym, ale najważniejszym
składnikiem gleb, który odróżnia ją od skał macierzystych, jest materia organiczna. Stanowi
ona zazwyczaj od < 1 do 5% masy gleby. Znacznie większe stężenie materii organicznej
występuje w glebach hydrogenicznych, np. budowanych przez torf i w powierzchniowych
częściach gleb leśnych.
Związki organiczne decydują o układzie całego kompleksu właściwości gleby, od
których zależy jej żyzność i produkcyjność. Materia organiczna występująca w glebach nie
jest jednorodna pod względem chemicznym. Jest to mieszanina składająca się z wielu
substancji bardziej lub mniej złożonych, zależnie od substratu wyjściowego i warunków
bioekologicznych, w jakich się one tworzyły. Składają się na nią wszystkie, występujące w
środowisku glebowym, związki zawierające węgiel pochodzenia organicznego. Stąd też do
materii organicznej zalicza się zarówno substancję organiczną, jak i organizmy żywe – czyli
edafon. W skład substancji organicznej wchodzą wszystkie obumarłe szczątki roślinne i
zwierzęce oraz organiczne produkty rozkładu nagromadzone zarówno w glebie, jak i na jej
powierzchni. Innymi słowy substancję organiczną gleby stanowią resztki roślinne i zwierzęce,
które są w różnym stopniu rozłożone i przeobrażone. Tego rodzaju materiał znajduje się w
stanie ciągłych przemian, które są efektem działalności mikroorganizmów glebowych. Do
substancji organicznej gleb umownie nie zalicza się edafonu. W poziomach próchnicznych
gleb uprawnych udział edafonu w ogólnej masie materiału organicznego wynosi 10-15%. Jak
z tego wynika biomasa mikroorganizmów glebowych, na która składają się bakterie, grzyby,
promieniowce i pierwotniaki, stanowi istotną część organicznej materii gleby. Inne małe
zwierzęta glebowe, a szczególnie dżdżownice, wnoszą zazwyczaj jedną czwartą części
materii organicznej, którą są mikroorganizmy. Mimo że dżdżownice są jedynie drugorzędnym
składnikiem biomasy, ich obecność jest istotna, ponieważ zwiększa napowietrzenie i ruch
wody w glebie. Ponadto pełnią one rolę czynnika transportującego materię organiczną w
powierzchniowej warstwie gleby.
Podsumowując tą część rozważań należy stwierdzić, że substancję organiczną gleby
można zdefiniować, jako
sumę obumarłych składników organicznych występujących w
glebie, od świeżych, nie rozłożonych resztek roślinnych i zwierzęcych do bezpostaciowych
produktów rozkładu i resynetzy. Składają się więc na nią szczątki organiczne i próchnica
(humus).
Należy jednak zaznaczyć, że wielu z autorów nie wytycza takich granic w
pojmowaniu pojęć „materia organiczna gleb” i „substancja organiczna” i pojęcia te stosują
70
wymiennie. Równie często jako synonimy „materii organicznej gleb” stosowane są terminy
„próchnica” czy też „humus”.
Pierwotnym źródłem substancji organicznej w glebie są tkanki roślinne – korzenie
rosnących i obumarłych roślin, a także obumarłe nadziemne części roślin, które opadły w
czasie wegetacji. W lasach jest to ściółka szpilkowa lub liściasta, na łąkach i pastwiskach
ściółka trawiasta, zielna itp. Źródłem substancji organicznej są też obumarłe ciała makro- i
mezofauny, ich ekstrementy oraz obumarłe mikroorganizmy. W glebach uprawnych istotnym
źródłem substancji organicznej są nawozy organiczne (obornik, gnojowica, komposty,
nawozy zielone i inne) i resztki pozbiorowe. Najważniejszym źródłem substancji organicznej,
która dostaje się do gleby lub gromadzi się na jej powierzchni, są obumarłe części roślin
wyższych, a dopiero w drugiej kolejności obumarłe ciała mikroorganizmów i zwierząt. Z
roślin zielnych najwięcej masy organicznej dostarczają korzenie, mniej części nadziemne. W
lasach główna masa resztek roślinnych gromadzi się na powierzchni gleb w postaci ściółki,
natomiast na obszarach bezleśnych znaczną część tych resztek stanowią obumarłe korzenie.
7.1. Procesy prowadzące do zmian ilościowych i jakościowych substancji organicznej
Substancja organiczna w glebie stanowi układ dynamiczny, ulegający ciągłym przemianom.
Charakter i nasilenie tych przemian zależą od szaty roślinnej, działalności mikroorganizmów i
zwierząt glebowych, warunków hydrotermicznych oraz fizycznych i chemicznych
właściwości gleby. W procesach prowadzących do zmian zarówno ilościowych, jak i
jakościowych wyróżnia się zasadniczo dwa kierunki: mineralizację i humifikację.
Procesy prowadzące do rozkładu złożonej substancji organicznej do prostych
związków mineralnych noszą nazwę mineralizacji. W efekcie tego procesu powstają takie
związki jak CO2, H2O, NH3 oraz jony SO42-, HPO42-, NO3- itp.
W czasie rozkładu materiału organicznego gromadzącego się w glebie można
wyróżnić trzy zasadnicze fazy, które przenikają się wzajemnie lub przechodzą jedna w drugą.
Są to: faza inicjalna, faza rozkładu mechanicznego i faza rozkładu mikrobiologicznego.
Faza inicjalna obejmuje różne procesy, głównie hydrolizę i utlenianie, zachodzące w
materiale organicznym bezpośrednio po obumarciu roślin lub zwierząt. W fazie tej
największym zmianom ulegają występujące w komórkach związki aromatyczne i białkowe,
aczkolwiek struktura komórkowa nie ulega jeszcze istotnym zmianom. W fazie drugiej –
mechanicznego rozkładu – następuje rozdrobnienie materiału organicznego oraz włączenie
rozdrobnionych resztek do masy glebowej pod wpływem makro- i mezofauny. Zasięg
chemicznego rozkładu substancji organicznej w tej fazie rozkładu jest stosunkowo niewielki.
71
Zachodzą natomiast dość istotne zmiany fizyczne pierwotnego materiału, który przyjmuje
odmienną konsystencję, odróżniającą ją wyraźnie od wyjściowego substratu. Obok materiału
organicznego, zachowującego swą pierwotną strukturę, zmieniona część masy organicznej
ulega przemieszczeniu i wymieszaniu z pozostałymi składnikami środowiska glebowego.
Natomiast faza rozkładu mikrobiologicznego polega na przemianie substancji organicznej
powodowanej przez drobnoustroje glebowe. Zachodzi przy tym enzymatyczny rozkład
związków organicznych na podstawowe składniki, które resorbowane są przez organizmy i
częściowo zużywane do budowy ich ciała. Powstały w ten sposób materiał organiczny, po
obumarciu mikroorganizmów, ulega również rozkładowi. Najłatwiej rozkładają się
węglowodany
rozpuszczalne
w
wodzie
oraz
skrobia
i
białka.
Pod
wpływem
mikrobiologicznego rozkładu organiczne składniki zostają stopniowo przekształcone w
związki nieorganiczne.
W dwóch pierwszych fazach rozkładu starsze części tkanek roślinnych niewiele się
zmieniają ze względu na znaczną zawartość ligniny i celulozy. Dopiero w trzeciej fazie
zachodzi rozkład tych związków. Substancje organiczne ulęgają przemianom aż do
wydzielenia CO2 i H2O. Uwalnia się także azot w postaci NH3 (amoniak), który może ulęgać
nitryfikacji. Uwalnia się też wiele związków nieorganicznych zawierających fosforany,
siarczany, wapń, potas, magnez a także jony lub związane formy mikroelementów. Wynika
stąd, co już zostało zauważone na wstępie tego rozdziału, że mineralizacja polega na zamianie
złożonych związków organicznych do prostych związków mineralnych. Głównym produktem
mineralizacji, czyli rozkładu martwego materiału organicznego, jest CO2. Większość tego
gazu ulatnia się do atmosfery, może też być częściowo asymilowany przez rośliny. Pewne
ilości dwutlenku węgla (w postaci H2CO3, CaCO3, MgCO3, K2CO3, Na2CO3 i innych)
pozostają w środowisku glebowym.
W zależności od warunków powietrzno-wodnych panujących w glebie, proces
mineralizacji może przebiegać jako butwienie (mineralizacja przebiegająca w warunkach
tlenowych) lub gnicie (mineralizacja przebiegająca w warunkach beztlenowych). W czasie
butwienia rozkład substancji organicznej przebiega przy dostępie tlenu, dając produkty
pełnego utlenienia, tj. CO2 i H2O. Oprócz dwutlenku węgla i wody w efekcie butwienia mogą
powstawać H2O2, SO42-, PO43-, NO3-. Butwienie ma najczęściej miejsce w warunkach
odczynu zbliżonego do obojętnego i w wyższych temperaturach, jest reakcją egzotermiczną w
czasie której wyzwalają się znaczne ilości ciepła. Natomiast procesy gnicia przebiegają w
warunkach beztlenowych, w niskiej temperaturze i przy odczynie kwaśnym. Brak tlenu w
glebie może być spowodowane nadmiernym uwilgotnieniem, słabą przewiewnością, czy też
72
intensywnym rozwojem mikroorganizmów tlenowych, zużywających zbyt szybko tlen.
Końcowymi produktami gnicia są, oprócz CO2 i H2O, także metan (CH4), siarkowodór (H2S),
skatol (CS2) itp. – czyli związki toksyczne dla żywych organizmów.
W czasie rozkładu substancji organicznej nie wszystkie jej części składowe rozkładają
się z jednakowa szybkością. Jedne są mniej, inne bardziej odporne na rozkład. Do łatwo
rozkładających się należą: cukry, skrobia i białka proste. Średnio odporne są tak zwane
hemicelulozy, zaś celuloza, lignina, tłuszcze i woski należą do związków trudno ulegających
rozkładowi. W czasie rozkładu tych substancji organicznych wyzwalają się znaczne zasoby
energii potencjalnej.
Natomiast proces humifikacji prowadzi do tworzenia się próchnicy. Jest on bardziej
złożony w porównaniu z mineralizacją.
7.2. PRÓCHNICA GLEBOWA. Powstawanie i znaczenie.
Próchnica
jest
złożoną
i
dość
trwałą
mieszaniną
brunatnych,
amorficznych
(bezpostaciowych; tj. takich które utraciły budowę tkankową) organicznych substancji
koloidalnych. Powstaje ona w wyniku przeobrażenia (głównie rozkładu) pierwotnych tkanek
roślinnych i zwierzęcych przez organizmy glebowe. Próchnica jest więc mieszaniną różnych
koloidów organicznych, które powstały w wyniku rozkładu złożonych substancji
organicznych (resztek roślinnych i zwierzęcych) ale też reakcji syntezy w wyniku działalności
mezofauny i mikroorganizmów.
Próchnica powstaje w wyniku procesu zwanego humifikacją. W początkowych
fazach humifikacji zachodzą wyżej omówione trzy fazy rozkładu substancji organicznej, a
jednocześnie z nimi przebiega wiele złożonych procesów rozkładu, przebudowy i syntezy
związków organicznych, w toku których powstają substancje próchniczne. W zarysie można
stwierdzić, że humifikacja składa się z dwóch faz. W pierwszej z nich, skomplikowane
związki organiczne (obumarłe ciała roślin i zwierząt) ulegają rozkładowi na prostsze związki,
które w drugiej fazie humifikacji ulegają resyntezie do nowo jakościowych związków
organicznych – próchnicy.
Humifikacja substancji organicznych łączy się z rozkładem zawartych w nich
związków, z syntezą połączeń przez mikroorganizmy, autolizą obumarłych komórek tych
organizmów oraz ze zmianami fizykochemicznymi i chemicznymi związków bardziej
odpornych na rozkład Towarzyszą temu procesy polimeryzacji i kondensacji powstających
produktów. Proces humifikacji ma charakter przede wszystkim biochemiczny. Biorą w nim
udział enzymy wydzielane przez żywe organizmy zasiedlające glebę, jak również występuje
73
cały kompleks reakcji chemicznych. W procesach biochemicznych składających się na
powstawanie i rozkład próchnicy uczestniczą prawie wszystkie grupy mikroorganizmów
glebowych. Należy też przyznać, że dokładny przebieg humifikacji nie został jeszcze
poznany.
Na skutek pewnych skomplikowanych procesów np. w przewodach pokarmowych
mezofauny, próchnica może ulec wymieszaniu i zespoleniu z minerałami ilastymi, w wyniku
czego powstają kompleksy próchniczno-mineralne. Są to kompleksowe połączenia próchnicy
z minerałami ilastymi, które znacznie zwiększają jej trwałość, a szczególnie jej odporność na
rozkład mikrobiologiczny. Kompleksy te mają duże znaczenie w procesach odżywiania
roślin. Posiadają też rolę strukturotwórczą, wpływając na powstawanie agregatów glebowych.
Do najważniejszych funkcji próchnicy w środowisku przyrodniczym należy zaliczy:
udział w tworzeniu gleb i kształtowaniu ich właściwości, udział w obiegu biologicznym
pierwiastków, dostarczanie pierwiastków odżywczych roślinom wyższym, dostarczanie
energii i węgla drobnoustrojom i faunie glebowej, udział w procesach wymiany jonowej,
wpływ na rozpuszczalność i migracje pierwiastków, oddziaływanie na wzrost i rozwój roślin,
działanie ochronne w stosunku do wielu substancji biologicznie czynnych, wiązanie
pestycydów i innych związków organicznych pochodzenia antropogenicznego, hamowanie
rozwoju niektórych patogenów glebowych.
Próchnica ma znaczenie w tworzeniu się gleb i kształtowaniu się ich właściwości
fizycznych, chemicznych, biologicznych i biochemicznych.
Związki zawarte w próchnicy wpływają na barwę poziomów glebowych. Dotyczy to
głownie poziomu próchnicznego i poziomu iluwialno-humusowego. Próchnica nadaje ciemne
zabarwienie. Im więcej próchnicy tym intensywność zabarwienia większa (od barwy
jasnoszarej, poprzez ciemnoszarą do czarnej). Z powodu ciemnej barwy próchnica ułatwia
nagrzewanie się gleb i w ten sposób wpływa panujące w nich warunki termiczne. Odgrywa
także ważną rolę w tworzeniu struktury gleb. Agregaty glebowe powstają z cząstek
mineralnych przez ich zlepienie różnymi substancjami. Bardzo dobrym lepiszczem jest humus
glebowy. Dobra struktura ułatwia penetracje korzeni roślin, stwarzając dogodne warunki do
oddychania oraz pobierania wody i składników mineralnych. Oddziałując na strukturę
próchnica wpływa równocześnie na wiele innych właściwości gleby. Korzystnie kształtuje
zwięzłość, porowatość, gęstość objętościową, przewietrzenie, przepuszczalność, zwiększa
pojemność wodną gleb, jednocześnie reguluje procesy redox. Próchnica zwiększa zwięzłość
gleb gruboziarnistych, a zmniejsza drobnoziarnistych. Ponadto gleby zasobne w próchnicę są
mniej podatne na erozję. Próchnica w istotny sposób wpływa na właściwości sorpcyjne gleby,
74
budując kompleks sorpcyjny. Posiada ona od 2 do 30 razy większą pojemność sorpcyjną w
porównaniu z koloidami mineralnymi. Pojemność sorpcyjna próchnicy wynosi ona od 150 do
ok. 300 me/100g gleby (cmol(+)/kg). Dlatego też, w glebach mineralnych, próchnica
decyduje od 30 do 90% o całkowitej pojemności sorpcyjnej poziomu próchnicznego. Nawet
niewielka ilość próchnicy występująca w poziomach próchnicznych gleb piaszczystych jest
niezwykle ważna w sorpcji kationów i zapobieganiu ich wymywania. Wchodząc w skład
kompleksu sorpcyjnego gleby próchnica bierze również udział w procesach wymiany
jonowej, jej obecność ułatwia sorpcję wymienną. Posiada też silne właściwości buforowe
dzięki czemu ułatwia glebom przeciwdziałanie nagłym zmianom odczynu. Próchnica
funkcjonuje w glebie jako ważny układ buforowy. Ma ona zdolność buforowania w szerokim
zakresie pH. Ogromna jest rola próchnicy w procesach odżywiania roślin. Dostarcza im
szeregu pierwiastków, w tym biogennych, tj. azotu, fosforu, siarki. Próchnica jest ważnym
magazynem azotu glebowego, gdyż około 95% zasobów tego pierwiastka w glebie występuje
w formach organicznych. Szczególnie bogate w azot są kwasy huminowe. Co prawda w ciągu
roku ze związków humusowych uwalnia się tylko 1-3% tego pierwiastka. Mimo to uważa się,
że substancje humusowe są ważnym źródłem azotu dla roślin, spełniając równocześnie rolę
czynnika stabilizującego dostępność tego składnika pokarmowego w glebie. Związki
humusowe zawierają także pewne ilości fosforu oraz zabsorbowanych innych pierwiastków
pokarmowych, które mogą być wykorzystane przez rośliny. Stąd też próchnica uczestniczy w
biologicznym obiegu pierwiastków. Skład chemiczny i wartość energetyczna związków
humusowych pozwalają sądzić, że związki te mogą być ważnym źródłem energii, węgla i
azotu dla mikroorganizmów glebowych. Kompleksowe właściwości związków humusowych
odgrywają ważną rolę w chemicznym wietrzeniu skał i minerałów, sprzyjając ich
rozpuszczaniu i uwalnianiu pierwiastków. Szczególnie aktywne w tych procesach są kwasy
fulwowe. Połączenia organiczno-mineralne są niezmiernie ważne w geochemii pierwiastków
śladowych. Udowodniono, że wraz ze wzrostem substancji organicznej zwiększa się
dostępność wielu pierwiastków śladowych. Ponadto związki humusowe w reakcjach z
metalami mogą tworzyć sole, a z wielowartościowymi jonami metali, takich jak Fe3+, Fe2+,
Al3+, Ca2+, Mg2+, a także proste i chylatowe związki kompleksowe. Ostatnio w związku z
silna antropopresją coraz ważniejsze stają się kompleksy z Pb2+, Hg2+, Cu2+, Zn2+, Cr3+ i
innymi, czyli z jonami pierwiastków, które wcześniej występowały w glebach w bardzo
małych ilościach. Między innymi dzięki połączeniom metalo-organicznym próchnica wpływa
na przemieszczanie się metali w profilu glebowym i ich wytracaniu, a w konsekwencji o
przebiegu procesu glebotwórczego i kształtowaniu się profilu glebowego. W glebach
75
kwaśnych ogromne znaczenie ma zdolność próchnicy do wiązania potencjalnie toksycznych
jonów glinu. Próchnica dostarcza roślinom także substancji biologicznie czynnych, w tym
wzrostowych. Ważne w rozwoju roślin jest także ochronne działanie próchnicy na różne
związki biologicznie czynne – witaminy, antybiotyki, enzymy, fitohormony, które przedłuża
aktywność tych związków w glebie. Związki humusowe mają zdolność wiązania nie tylko
mineralnych składników gleby, lecz także cząsteczek organicznych, np. pestycydów.
Związane pestycydy tracą całkowicie lub częściowo właściwości toksyczne i są bardziej
podatne na biodegradację., wiąże pestycydy może hamować rozwój niektórych patogenów
roślinnych.
8. FORMY WYSTEPOWANIA PIERWIASTÓW W GLEBIE
Informacje dotyczące pierwiastków i ich postaci występujących w środowisku glebowych
wchodzą w skład działu gleboznawstwa zajmującego się chemicznymi właściwościami gleby.
Właściwości te określają skład chemiczny gleby, formy i związki występujących w niej
pierwiastków a także ich przemiany. Skład chemiczny decyduje w wielu przypadkach o
właściwościach gleby. W różnych glebach kształtuje się on odmiennie jako wypadkowa
bardzo wielu czynników. Jest on przede wszystkim uzależniony od właściwości chemicznych
minerałów
glebowych,
składu
granulometrycznego,
zawartości
próchnicy,
składu
chemicznego roztworu glebowego, reakcji wymiennych zachodzących między kompleksem
sorpcyjnym a roztworem glebowym (sorpcja wymienna) oraz reakcji mikroorganizmów
zasiedlających środowisko glebowe. Zależy on również od klimatu glebowego, roślinności i
fauny glebowej. Natomiast od składu chemicznego gleby, a zwłaszcza od zasobności w
składniki pokarmowe dla roślin, w dużej mierze zależy żyzność gleby.
Nie wszystkie pierwiastki wchodzące w skład gleby mają jednakowe znaczenie w
odżywianiu roślin. Wyodrębnia się kilka grup pierwiastków. Jedną z nich jest grupa
pierwiastków, które występują w glebie w znacznych ilościach, ale nie mają większego
znaczenia w żywieniu roślin i są to krzem, glin oraz sód. Kolejną grupę stanowią pierwiastki
niezbędne dla roślin, dzieli się je na makroelementy i mikroelementy.
Makroelementy to pierwiastki chemiczne o podstawowym znaczeniu w żywieniu
organizmów żywych. Występują w glebie w dużych stężeniach i stosunkowo duże ich ilości
są pobierane przez rośliny, których wzrost może ulec zahamowaniu z powodu niedoboru tych
składników. Do makroelementów należą węgiel, wodór, tlen, azot, fosfor, potas, wapń,
magnez, siarka. Poza węglem, tlenem, wodorem i częściowo azotem są one pobierane z
roztworu glebowego przez systemy korzeniowe roślin. Tlen, węgiel i cześć azotu (za
76
pośrednictwem bakterii korzeniowych) rośliny wyższe pobierają z powietrza. Natomiast
wodór jest pobierany z wody glebowej. Nadmiar makroelementów na ogół nie jest szkodliwy
dla roślin. Wyjątek stanowi azot. Z kolei mikroelementy występują w glebach w bardzo
małych ilościach, ale są niezbędne przede wszystkim jako katalizatory procesów
fizjologicznych. Zarówno niedobór, jak i nadmiar mikroelementów jest szkodliwy dla roślin i
zwierząt. Do mikroelementów należą: mangan, cynk, miedź, bor, molibden, chlor, kobalt, jod,
fluor, ołów i żelazo.
O zaspokojeniu potrzeb pokarmowych roślin w pewnej mierze decyduje zawartość
poszczególnych pierwiastków w glebie, ale przede wszystkim forma ich występowania. A
dokładniej zawartość przyswajalnej dla roślin postaci danego pierwiastka. Składniki
pokarmowe (makro- i mikroelementy) występują w glebie pod różnymi postaciami. Do
najważniejszych zalicza się substancję organiczną, minerały, związki chemiczne, jony
zabsorbowane w kompleksie sorpcyjnym oraz jony w roztworze glebowym. Jedynie jony (i to
wybrane ich postaci) występujące w roztworze glebowym mogą być bezpośrednio pobrane
przez rośliny. Jony zabsorbowane wymiennie przez kompleks sorpcyjny mogą być
wykorzystane przez rośliny dopiero po sorpcji wymiennej – kiedy przejdą do roztworu
glebowego. Natomiast substancja organiczna, podobnie jak minerały i związki chemiczne,
stanowią materiał zapasowy składników pokarmowych, które są z nich stopniowo uwalniane.
Substancja organiczna, w tym i próchnica glebowa, ulega mineralizacji, natomiast minerały
tworzące stała fazę gleby wietrzeją. Z kolei związki chemiczne mogą ulec rozpuszczeniu i
dzięki temu uwalniają jonowe formy pierwiastków.
Tabela 14
Przyswajalne formy wybranych pierwiastków
Pierwiastek – makroelementy
Forma przyswajalna
NO3 , NH4+
Azot (N)
H2PO4-, HPO42Fosfor (P)
K+
Potas (K)
Ca2+
Wapń (Ca)
Mg2+
Magnez (Mg)
SO42Siarka (S)
Pierwiastek – mikroelementy
Forma przyswajalna
3BO3 , B4O72Bor (B)
MoO42-, chelaty
Molibden (Mo)
Cu2+, chelaty
Miedź (Cu)
Mn2+, chelaty
Mangan (Mn)
Fe2+, chelaty
Żelazo (Fe)
Dla roślin znaczenie ma nie tyle całkowita zawartość danego pierwiastka w glebie, ile
ta jego część, która może być przez nie pobrana. Postać pierwiastka, którą roślina może
77
pobrać określana jest jako forma przyswajalna i z reguły stanowi niewielki procent
całkowitej (ogólnej; sumy wszystkich postaci) zawartości pierwiastków w glebie.
Dostępność pierwiastków dla roślin, czyli obecność form przyswajalnych, zależy od
wielu czynników. Obok właściwości danego pierwiastka oraz cech gatunkowych i fazy
wzrostu roślin zależy ona od odczynu gleby, wzajemnego stosunku pierwiastków w glebie
oraz od dynamiki fizycznych właściwości gleb w okresie wegetacji roślin.
8.1.Charakterystyka wapnia i magnezu w środowisku glebowym
8.1.1. WAPŃ – postacie, rola w glebie
Wapń jest odpowiedzialny za usztywnianie tkanek roślinnych, ponieważ inkrustuje błony
komórkowe. Zwiększa odporność roślin na porażenie przez patogeny. Wpływa na odkładanie
szczawianów, regulacje gospodarkę wodną roślin a także przebieg procesów metabolicznych.
Zawartość wapnia w glebach waha się zwykle w granicach od 0,07 do 3,6% (2 100108 000 kg Ca/ha). Przy czym w glebach wytworzonych ze skał węglanowych zawartość
wapnia może przekraczać górną granicę tego przedziału.
Pierwiastek też może występować w wielu formach. Natomiast rośliny pobierają wapń
pod postacią dwuwartościowych kationów (Ca2+; tab. 14).Największą zawartość wapnia w
glebie tworzą przede wszystkim różne minerały: hornblenda, kalcyt, apatyt, dolomit i inne
zawierające wapń oraz związek chemiczny jakim jest węglan wapnia (CaCO3). Minerały są
źródłem wapnia w środowisku glebowym po wietrzeniu, kiedy to uwalniają kationy wapnia
(Ca2+). Natomiast węglan wapnia przyswajalne jony uwalnia na skutek rozpuszczenia w
roztworze glebowym. Pierwiastek ten może też występować też w kompleksie sorpcyjnym
jako kation wymienny, oraz w formie soli rozpuszczalnych lub nierozpuszczalnych w
roztworze glebowym. Pewne ilości wapnia występują pod postacią substancji organicznej.
Wapń
w
profilu
glebowym
rozmieszczony
jest
nierównomiernie,
ulega
przemieszczaniu w niższe partie profilu. Wynika to stad, że w glebach naszej strefy
klimatycznej CaCO3, reaguje z H2CO3, dając rozpuszczalny w wodzie dwuwęglan
Ca(HCO3)2. Związek ten ulega wymywaniu do głębszych poziomów glebowych, toteż
większość naszych gleb jest bardzo zubożona w ten składnik. Największe jego ilości
występują w skale macierzystej np. pod postacią konkrecji. Może też nastąpić wtórne
nagromadzenie się związków wapnia (jego soli) w poziomie B.
Znaczenie wapnia w glebie polega na jego wpływie na kwasowość czynną. Wapń
podnosi pH (obniża kwasowość). Ponadto ma znaczenie strukturotwórcze, powodując
koagulację koloidów glebowych, sprzyja tworzeniu się struktury gruzełkowatej. Gleby ciężkie
78
po wapnowaniu stają się bardziej pulchne i przewiewne, a w glebach lekkich wpływa na
zgruźlenie, szczególnie przy obecności próchnicy. Wpływa również na szereg właściwości
fizycznych gleby, poprawiając jej stosunki powietrzno-wodne. Wapń pośrednio, regulując
odczyn gleby, zwiększa przyswajalność molibdenu a obniża przyswajalność żelaza, glinu,
boru i manganu. Korzystnie wpływa na organizmy glebowe, a pośrednio wpływa też na
wiązanie azotu atmosferycznego – poprzez korzystny wpływ na bakterie korzeniowe.
Stymuluje również proces humifikacji.
8.1.1.1. Węglan wapnia – obecność w profilu glebowym, znaczenie
Węglan wapnia (CaCO3) występuje w glebie bądź w postaci okruchów kalcytu,
wapieni, opoki, margli, bądź jako osad strącony wskutek procesu karbonatyzacji z wody
krążącej w glebie. Tworzy też konkrecje glebowe.
Rozmieszczenie węglanu wapnia w profilu glebowym jest odbiciem stosunków
klimatycznych kształtujących gleby. W glebach klimatu suchego CaCO3 zwykle gromadzi się
w powierzchniowych częściach gleby. Natomiast im klimat staje się wilgotniejszy, tym ilość
wapnia w wierzchnich częściach profilu glebowego maleje. W większości naszych gleb (poza
rędzinami) węglan wapnia w poziomach wierzchnich i podpowierzchniowych na ogół nie
występuje. Można go natomiast spotkać w skale macierzystej. Wiąże się to z wypłukaniem
tego składnika do głębszych poziomów (najczęściej na głębokość w profilu 80-120 cm) lub
poza profil. Stopień wyługowania z gleb węglanu wapnia uzależniony jest od intensywności
przesiąkania wody opadowej przez profil, zawartości w niej bezwodnika kwasu węglowego i
innych kwasów mineralnych oraz organicznych (głównie kwasów próchnicznych)
rozpuszczających węglany. Węglan wapnia jest stosunkowo trudno rozpuszczalny w czystej
wodzie, natomiast w warunkach naturalnych pochłania CO2 i powstaje nietrwały H2CO3, pod
wpływem którego tworzy się rozpuszczalny Ca(HCO3)2. Właśnie pod postacią kwaśnego
węglanu wapnia składnik ten przemieszcza się w profilu glebowym. Węglan wapnia migruje
do głębszych poziomów glebowych i tam powtórnie się wytrąca, tworząc konkrecje glebowe,
czy tez formy niekonkrecyjne – plamy, zacieki.
Odwapnienie gleb (wypłukiwanie węglanu wapnia) wiąże się także z charakterem
skały macierzystej. W glebach wytworzonych z utworów lekkich, piaszczystych węglanu
wapnia w zasadzie się nie obserwuje. Natomiast w glebach cięższych, powstałych z glin, czy
też z utworów ilastych zwykle jest spotykane w skale macierzystej. Wynika to stąd, że woda
będąca przyczyną wymywania węglanu wapnia w utworach lekkich przenika przez profil
glebowy ze znaczna prędkością. Natomiast w glebach cięższych ruch wody jest wolniejszy,
stąd też i wolniejsze wymywanie składników. Z zajmujących większe powierzchnie utworów
79
polodowcowych bogatych w CaCO3 należy wymienić gliny i lessy. Jednak najwięcej CaCO3
zawierają też skały wapienne, takie jak: kreda, margle itp.
Należy też wspomnieć, że znaczna część skał macierzystych na obszarze Polski była
poddana procesom przemywania jeszcze w okresie peryglacjalnym.
Występowanie węglanu wapnia wpływa w znacznym stopniu na wiele właściwości
chemicznych i fizycznych gleby. CaCO3 obecny w glebach przeciwdziała ich zakwaszeniu.
Gleby zawierające nawet niewielkie ilości tego składnika mają odczyn zbliżony do
obojętnego. Związek ten (CaCO3) tworzy z kwasem węglowym roztworu glebowego roztwór
buforowy, który przeciwstawia się nagłym zmianom odczynu gleby (tab. 16). Innymi słowy
węglan wapnia ma wpływ na właściwości buforowe gleb. Im więcej węglanu wapnia tym
gleba wolniej reaguje na zmiany pH. Ponadto obecność CaCO3 wzbogaca roztwór glebowy i
kompleks sorpcyjny w przyswajalne dla roślin kationy Ca2+. Dzięki koagulującemu działaniu
kationów Ca2+, węglan wapnia sprzyja tworzeniu agregatów glebowych, czyli działa na glebę
strukturotwórczo. Utrwala też strukturę gruzełkowatą, agregaty są bardziej odporne na
działanie czynników destrukcyjnych. Związek ten zwiększa też przepuszczalność w glebach
ciężkich i zmniejsza ją glebach lekkich. Innymi słowy wpływa na wzrost pulchności gleb
ciężkich oraz wzrost zwięzłości gleb lekkich. Węglan wapnia regulując kwasowość czynną
pośrednio wpływa na rozkład próchnicy oraz zwiększa aktywność mikroorganizmów
glebowych, czyni glebę bardziej czynną.
Nie wszystkie postacie węglanu wapnia znajdujące się w glebie mają jednakową
wartość glebotwórczą. Największy wpływ na chemizm gleby ma obecność świeżo strąconego
węglanu wapnia (precypitatu), inkrustującego glebę w sieci przestworów glebowych,
widocznych jako plamki, niteczki, pseudogrzybnie rozsiane w całej jej miąższości. Gleby
zawierające nawet 0,1% precypitatu nie reagują na wapnowanie, podczas gdy znane są gleby,
nawet rędziny, zawierające bardzo znaczne ilości węglanu wapnia pod postacią dużych
otoczaków lub okruchów wapieni, które reagują na wapnowanie.
8.1.2. MAGNEZ – postacie, rola w glebie
Jest podstawowym składnikiem chlorofilu, nadającego zielone zabarwienie roślinom i
warunkującego proces fotosyntezy. W przypadku niedoboru magnezu liście roślin stają się
chlorotyczne (ulegają odbarwieniu) a plon się zmniejsza. Pierwiastek ten przyczynia się do
uaktywniania wielu enzymów. Kation magnezu zmniejsza stopień uwilgotnienia wielu
koloidów plazmy.
80
Do najważniejszych postaci magnezu w środowisku glebowym należą minerały, takie
jak: serpentyn, hornblenda, augit, olwin, minerały ilaste, dolomit, oraz dwuwartościowe
kationy (Mg2+) zabsorbowane wymiennie w kompleksie sorpcyjnym a także obecne w
roztworze glebowym. Dwuwartościowy kation magnezu jest przyswajalną formą tego
pierwiastka przez rośliny (tab. 14). Magnez może również występować pod postacią
związków chemicznych (np. MgCO3) oraz związków organicznych, dostępny staje się po ich
mineralizacji.
Magnez,
podobnie
jak
wapń,
w
profilu
glebowym
rozmieszczony
jest
nierównomiernie. Wynika to stąd, że jest łatwo wymywany, dlatego jest go więcej w
niższych częściach profilu.
Znaczenie magnezu w środowisku glebowym jest zbliżone do znaczenia wapnia. Przede
wszystkim zmniejsza kwasowość gleby. Powoduje też koagulację koloidów glebowych,
dzięki czemu pozytywnie wpływa na strukturę glebę. Agregaty strukturalne gleby pod
wpływem Mg2+ stają się bardziej trwałe. Magnez, działając strukturotwórczo, poprawia
właściwości fizyczne podstawowe gleb – zwiększa zwięzłość gleb lekkich oraz pulchność
gleb ciężkich. Tym samym poprawia stosunki powietrzno-wodne gleby.
8.2. AZOT w środowisku glebowym
Azot jest podstawowym składnikiem białek, dlatego jest niezbędny dla wzrostu i rozwoju
wszystkich organizmów żywych. Wchodzi też w skład witamin, nukleotydów, kwasów
nukleinowych, alkaloidów, chlorofilu itp. Fizjologiczna rola azotu w roślinie polega na tym,
że pobudza wzrost części nadziemnych, ponadto nadaje im barwę intensywnie zieloną.
Przyczynia się też do dobrego wypełnienia ziarna zbóż, zwiększa procentową zawartość
białka w ziarnie. Reguluje zużycie potasu i fosforu przez rośliny, zapewnia silny rozwój
systemów korzeniowych. Jednak pobierany w zbyt dużych ilościach może być szkodliwy, co
objawia się wyleganiem zbóż, opóźnionym dojrzewaniem, pogorszeniem jakości plonów,
zmniejszoną odpornością roślin na choroby.
Rośliny azot pobierają jedynie w postaci jonów – NH4+ i NO3 - (tab. 14).
8.2.1. Źródła i zawartość azotu w glebie
Podstawowym źródłem azotu w glebie jest powracająca do niej po obumarciu roślin
substancja organiczna (oczywiście jest to inna substancja w przypadku ekosystemów
naturalnych i agroekosystemów). Kolejnymi źródłami azotu, ale już o zdecydowanie
mniejszym znaczeniu, są opady atmosferyczne, powietrze, nawozy mineralne i organiczne
oraz skała macierzysta.
81
Zawartość azotu w glebach zależy od ilości i jakości substancji organicznej oraz
stopnia jej rozkładu. Oczywiście najwięcej azotu zawiera sama próchnica: około 1,5-8,0%
azotu ogólnego. Najwięcej tego pierwiastka zawiera próchnica mullowa (adsorpcyjnie
nasycona wapniem, tzw. Ca-próchnica), najmniej natomiast próchnica kwaśna (H-próchnica).
W warstwie ornej większości gleb Polski zawartość azotu ogólnego mieści się w granicach
0,1-0,3%. W glebach lekkich, ubogich w substancję organiczną, wartości te mogą być niższe
niż 0,1%. Natomiast w glebach o cięższym składzie mechanicznym, bogatych w substancję
organiczną zawartość azotu ogółem może przekraczać górną granicę wspomnianego
przedziału. Ponieważ podstawowym źródłem azotu jest białko tworzące związki organiczne
ilość tego składnika maleje wraz z głębokością profilu glebowego i zmniejszaniem się ilości
substancji organicznej .
Najwięcej azotu ogólnego zawierają gleby torfowo-murszowe (ok. 3,75%). Znaczne
ilości azotu ogólnego występują też w poziomach orno-próchnicznych czarnoziemów (ok.
0,5%). Gleby brunatnoziemne zaliczane są do średnio zasobnych w ten składnik (w poziomie
A – 0,1-0,2%). Najmniej azotu spotyka się w glebach bielicoziemnych o próchnicy kwaśnej.
W glebach leśnych zawartość azotu związana jest z obiegiem substancji organicznej w
układzie gleba-roślina (opad listowia – gleba). Ilość azotu jest duża i wynosi 0,5-2,5% w
poziomach organicznych (ściółki nadkładowej) i maleje wraz ze zmniejszaniem się
zawartości substancji organicznej, osiągając w głębiej położonych poziomach mineralnych
około 0,02% azotu ogólnego.
8.2.2. Stosunek węgla do azotu w glebie
Ważnym wskaźnikiem stopnia rozkładu substancji organicznej jest stosunek węgla do azotu,
który obrazuje natężenie procesów przemian substancji organicznej. W naszej strefie
klimatycznej w poziomach próchnicznych gleb ornych (Ap) wartości C:N wahają się w
przedziale od 8:1 do 15:1, najczęściej przyjmując wartości 10:1-12:1. W warstwie organicznej
gleb leśnych (O) waha się on w szerszych granicach – od 10:1 do 30:1. Zmniejszenie się
stosunku C:N do wartości mniejszej niż 10:1 świadczy o wysokim stopniu humifikacji
substancji organicznej, ale jednocześnie o zbyt szybkiej jej mineralizacji. Natomiast stosunek
C:N większy niż 30:1 wskazuje na małą aktywność procesów biologicznych i nagromadzeniu
się nierozłożonej substancji organicznej.
82
8.2.3. Formy azotu w środowisku glebowym
Azot w środowisku glebowym występuje w formach organicznych i mineralnych. Istotną
formą azotu, ze względu na zawartość w glebie, jest forma organiczna. Do organicznych
połączeń azotu w środowisku glebowym należą próchnica i nierozłożone resztki roślinne i
zwierzęce. Według Thompsona forma organiczna azotu stanowi aż 99% jego ogólnej
zawartości. Stąd też o zawartości azotu w glebach decyduje ilość substancji organicznej.
Jednak azot zawarty w substancji organicznej nie jest bezpośrednio dostępny dla roślin
wyższych. Jego dostępność uzależniona jest od mineralizacji prowadzonej przez
mikroorganizmy. Przyjmuje się, że w ciągu roku około 1-4% azotu z formy organicznej
przechodzi w mineralne formy dostępne dla roślin (NH4+ i NO3-).
Do mineralnych form azotu zalicza się formę azotanową (NO3-) i amonową
(NH4+). Wymienione, łatwo przyswajalne formy azotu mineralnego wynoszą zaledwie od 1
do 2% azotu ogólnego. Ponadto przez minerały ilaste związane jest średnio około 8% azotu w
formie jonów amonowych, co czyni go nieprzyswajalnym dla roślin. Azot, w formie jonowej,
może być też zasorbowany przez kompleks sorpcyjny. Związanie azotu przez próchnicę jest
zjawiskiem korzystnym, chroni bowiem ten składnik przed wymywaniem w głąb profilu
glebowego.
Z próchnicy azot
jest stopniowo uruchamiany w wyniku działania
drobnoustrojów.
Zużycie azotu przez rośliny, oraz jego straty przez wymywanie, zdecydowanie
przewyższają tempo jego uwalniania, w wyniku czego ilość dostępnych połączeń azotu w
glebach jest zazwyczaj bardzo mała.
Źródłem azotu nieorganicznego jest m.in. opad atmosferyczny. Jednak tę postać azotu
może wykorzystywać niewiele roślin. Należą do nich np. rośliny motylkowe żyjące w
symbiozie z bakteriami brodawkowymi.
Do czynników wpływających na pobieranie przez rosliny jonów NH4+ i NO3 - zalicza się
obecność w glebie niektórych kationów i anionów (K+, Ca2+, Mg2+, H2PO4-, SO42-, Cl-),
stopień natlenienia podłoża, temperaturę, wilgotność i obecność węglowodanów w roślinach.
Podsumowując można stwierdzić, że podstawowy zapas azotu w glebie związany jest
w substancji organicznej. Przemianom tej substancji (aż do całkowitej mineralizacji)
towarzyszy uwolnienie azotu mineralnego. Stosunek azotu organicznego (związanego) do
azotu mineralnego (rozpuszczalnego) w ciągu roku waha się w szerokich granicach. W
okresie wegetacji roślin, przy wprowadzeniu wysokich dawek azotowych nawozów
mineralnych, stosunek ten może zbliżać się nawet do jedności, przy braku nawożenia
natomiast gwałtownie wzrasta. W okresie wegetacji roślin w 100 gramach gleby uprawnej
83
znajduje się na ogół kilkanaście, a nawet kilkadziesiąt miligramów azotu mineralnego
(dominuje forma azotanowa), a po tym okresie, pozostaje jedynie kilka miligramów w 100 g
gleby. W glebach leśnych zapas azotu w formie organicznej jest znacznie większy niż w
glebach ornych, ale znajduje się tam mniej azotu mineralnego, przy czym przeważa forma
amonowa.
Zawartość mineralnych form azotu nie jest cechą stabilną, ze względu jednak na to, że
zawartość ta uważana jest za wskaźnik potencjalnego zanieczyszczenia wód gruntowych
azotem pomiar tej cechy jest konieczny w monitoringu gleb. Nagromadzenie azotu
mineralnego w postaci azotynów, azotanów czy też amoniaku w glebie poza sezonem
wegetacyjnym wskazuje na występowanie niekorzystnych zmian w glebie lub na dopływ
azotu ze źródeł zewnętrznych.
8.2.4. Przemiany związków azotu w glebie
Związki azotowe w glebach ulegają ciągłym przemianom. Mineralne formy azotu przechodzą
w organiczne i odwrotnie, związki organiczne ulegają mineralizacji. Wyróżnia się w tych
przemianach cztery zasadnicze procesy: amonifikację, nitryfikację, denitryfikację oraz
zbiałczanie.
Amonifikacja jest to rozkład białka, zawartego w związkach organicznych
pochodzenia roślinnego i zwierzęcego, do amoniaku. Proces ten jest wieloetapowy, białko
ulega rozkładowi przechodząc w polipeptydy, nastepnie w aminokwasy aż wreszcie,
podobnie jak dostający się bezpośrednio do gleby mocznik, w amoniak. W amoniak
przekształcana jest też część azotu cząsteczkowego (N2) dostającego się do gleby z atmosfery
lub uwalniającego się z brodawek na korzeniach roślin motylkowych. Proces amonifikacji
może przebiegać zarówno w warunkach tlenowych, jak i beztlenowych. Jest on prowadzony
przez zespoły mikroorganizmów. Proces amonifikacji jest korzystny, ponieważ prowadzi do
powstania przyswajalnych przez rośliny jonów NH4+.
Nitryfikacja polega na zamianie amoniaku do azotanów poprzez azotyny. Innymi
słowy jest to utlenianie amoniaku poprzez kwas azotawy do kwasu azotowego. Etapy
nitryfikacji przebiegają według reakcji:
NH3 + 3O2
2HNO2 + O2
2HNO2 + 2H2O + E
2HNO3 + E
Pierwszy etap nitryfikacji jest prowadzony przy udziale bakterii Nitrosomonas a drugi
przeprowadzają bakterie Nitrobacter. Proces ten zachodzi w warunkach dobrego natlenienia,
84
odpowiedniej wilgotności, temperatury i odczynu gleby. Podobnie jak amonifikacja, jest to
proces korzystny, w wyniku którego powstają przyswajalne przez rośliny jony NO3 -.
Z kolei denitryfikacją nazywa się przemiany azotanów poprzez azotyny do azotu
cząsteczkowego, który ulatnia się do atmosfery. Jest to denitryfikacja całkowita. W
środowisku glebowym może także przebiegać proces denitryfikacji częściowej, który polega
na zamianie azotanów w amoniak, który zostaje włączony w przemiany związków
azotowych. Denitryfikacja prowadzona jest przez bakterie Bacillus denitryficans. Proces ten
zachodzi w głębszych partiach profilu glebowego. Może też przebiegać blisko powierzchni
gdy zostanie odcięty dopływ tlenu. Denitryfikację opisuje się reakcjami:
HNO3 + H2O
2HNO3
NH3 + 2O2
2HNO2
2HNO
(denitryfikacja częściowa)
N2
(denitryfikacja całkowita)
Denitryfikacja całkowita powoduje straty azotu z gleby.
Kolejnym procesem, któremu ulęgają zawiązki zawierające azot, to zbiałczanie. Zjawisko
to polega na przemianach różnych form azotu w białko. Na zbiałczaniu opierają się procesy
odżywiania roślin, które pobierają dostępne formy azoty i zamieniają je w białko swoich
organizmów.
Procesy amonifikacji i nitryfikacji są korzystne, ponieważ nieprzyswajalne dla roślin
związki azotowe przekształcają się w łatwo dostępne (NH4+, NO3-). Jednak związki łatwo
dostępne, jeżeli nie zostaną zasorbowane przez kompleks sorpcyjny gleby lub pobrane przez
rośliny, to łatwo ulegają wymyciu przez wody deszczowe. Natomiast proces denitryfikacji
jest niepożądany, gdyż powoduje straty azotu wskutek jego ulatniania. W wyniku
denitryfikacji może ulotnić się do atmosfery od 10 do 15% azotu dostarczanego do gleby w
postaci nawozów mineralnych. Duże straty azotu występują głównie na glebach zasadowych,
nadmiernie uwilgotnionych.
9.
KARTOGRAFIA
ROLNICZYCH
GLEB.
CHARAKTERYSTYKA
MAP
GLEBOWO-
Kartografia gleb to dział gleboznawstwa zajmujący się sporządzaniem map glebowych na
podstawie odpowiednich badań terenowych. Jest to nauka o mapach gleb, metodach ich
sporządzania oraz sposobach wykorzystania.
W gleboznawstwie, jak i w innych naukach o środowisku, przestrzenną zmienność
obiektów badań przedstawia się graficznie, pod postacią map glebowych. Mapa glebowa jest
graficznym przedstawieniem zróżnicowania pokrywy glebowej na płaszczyźnie za pomocą
umownych znaków graficznych z zastosowaniem prawideł przyjętych w kartografii.
85
O użyteczności mapy glebowej decydują: skala (odpowiednia do celu i przestrzennego
zróżnicowania gleb danego obszaru), właściwy dobór jednostek podziału wyróżnionych na
mapie, zgodność zarysu konturów jednostek glebowych pokazanych na mapie ze stanem
faktycznym w terenie, przejrzystość i czytelność a także zgodność z aktualnym stanem
wiedzy gleboznawczej.
9.1. Podział map glebowych
Mapy glebowe różnią się pod względem treści i skali, w jakiej zostały wykonane. Treść mapy
zależy przede wszystkim od celu jej opracowania, czyli od przeznaczenia mapy. Natomiast od
skali mapy zależy jej szczegółowość. Treść i skala mapy to podstawowe kryteria podziału
map glebowych.
Z względu na treść mapy glebowe można podzielić na mapy glebowo-przyrodnicze i
mapy specjalne zwane też problemowymi. Pierwsze z wymienionych przedstawiają
rozmieszczenie gleb zależnie od działania czynników przyrodniczych. Prezentują typy,
podtypy, rodzaje i gatunki gleb na danym obszarze uporządkowane wg określonej i
obowiązującej w danym okresie klasyfikacji, uwzględniającej genezę i ewolucję gleb. Mapy
te powinny stanowić punkt wyjścia do innych opracowań kartograficznych, służących
konkretnym celom gospodarczym, ochronnym itp. Mapy te są również przydatne do celów
szkolnych
i
ogólnopoznawczych
określonych
jednostek
geograficznych
lub
administracyjnych. Poniżej zaprezentowano podział map glebowych według kryterium treści.
Podział map glebowych ze względu na treść (opracowany przez R. Bednarek)
1. Mapy glebowo-genetyczne
Treścią tych map są typy gleb oraz taksony niższego rzędu (jeśli pozwala na to skala
mapy) zaprezentowane według obowiązujących w danym okresie kryteriów wyróżniania
jednostek systematyki gleb.
2. Glebowe mapy użytkowe, które dzielą się na:
a. Mapy klasyfikacyjne (bonitacyjne, glebowo-bonitacyjne)
Są one sporządzane w skali 1:5000, dzięki czemu mogą być mapami wyjściowymi do
wykonania innych map. Treść ich prezentuje kategorie użytków, klasy bonitacyjne,
typy, podtypy, (gatunki) i rodzaje gleb.
b. Mapy ewidencyjne
Treścią ich są klasy bonitacyjne i kategorie (rodzaje) użytków.
c. Mapy glebowo-rolnicze
86
Zawierają informacje na temat kompleksów przydatności rolniczej gleb. Ponadto treścią
tych map – podobnie jak map glebowo-genetycznych – jest typ, podtyp, rodzaj i
gatunek gleby. Mapy w skali 1:5000 podają też treść map ewidencyjnych, tj. klasy
bonitacyjne i rodzaj użytków.
d. Mapy glebowo-siedliskowe terenów leśnych (mapy gleb i siedlisk)
Treść tych map zawiera dane na temat typu, podtypu, rodzaju i gatunku gleb według
obowiązującej w danym okresie klasyfikacji gleb leśnych oraz typy siedliskowe lasu.
3. Glebowe mapy specjalne
Prezentują informacje na temat wybranych właściwości gleb, np. miąższość poziomu
organicznego w glebach leśnych, zasobność gleb w próchnicę, czy też składniki
pokarmowe, uziarnienie gleb, odczyn itp.
4. Mapy glebowe pochodne (interpretacyjne)
Treść tych map informuje o zagrożeniu gleb erozją (wodną, eoliczną), odporności gleb na
degradację, wskazuje na potrzeby regulacji stosunków wodnych, czy też ochronie gleb,
wskazuje na gleby nadające się pod zabudowę miejską i przemysłową itp.
Kolejny podział map glebowych za podstawowe kryterium przyjmuje ich skalę, czyli
podziałkę w jakiej mapa została wykonana. Skala mapy decyduje nie tylko o dokładności
rysunku konturów gleb, lecz przede wszystkim o stopniu dokładności wyrażenia szczegółów
glebowych. Skala
mapy zależy również od dokładności przeprowadzenia badań
gleboznawczych. I odwrotnie – dokładność gleboznawczych prac terenowych uzależniona
jest od skali mapy, w której pragnie się wykonać mapę.
Podział map glebowych ze względu na skalę (opracowany przez R. Bednarek)
1. Mapy małoskalowe
Wykonywane w skali mniejszej od 1:300 000
Najczęściej ten rodzaj map służy do wykonania map glebowo-genetycznych w skalach
1:500 000, 1:1 mln, 1:1,5 mln, 1:2 mln.
Są to mapy dużych obszarów obejmujących kulę ziemską, kontynenty, kraje, duże regiony.
Przedstawiają prawidłowości przestrzennego zróżnicowania pokrywy glebowej w skali
makrogeograficznej. Mapa prezentuje przeważające typy i podtypy gleb, ale często tylko
kompleksy gleb lub typy struktur pokrywy glebowej. Mapy te służą do planowania
gospodarczego na dużych obszarach.
2. Mapy średnioskalowe
87
Skala map średnioskalowych wynosi od 1:100 000 do 1:300 000 (włącznie).
Zasięgiem swym obejmują dość duże obszary: kraje, województwa, regiony, a
przedstawiają przeważające typy gleb. Wykonuje się je na podstawie kartowania w terenie
lub generalizacji map o skalach większych. Służą do planowania regionalizacji upraw, do
określania potrzeb melioracji i innych podobnych zadań gospodarczych.
3. Mapy wielkoskalowe
Skala ich wynosi 1:10 000 (włącznie) do 1:50 000.
Mapami wielkoskalowymi są zwykle mapy glebowo-siedliskowe w skali 1:10 000, mapy
glebowo-genetyczne w skali 1:20 000, mapy glebowo-rolnicze (byłych gromad) w skali
1:25 000 i mapy glebowo-rolnicze województw w skali 1:50 000.
Mapy te obejmują małe obszary, np. nadleśnictwa, gminy, wsie, pojedyncze gospodarstwa.
Przedstawiają rozmieszczenie podstawowych typów i podtypów gleb a także jednostek
niższego rzędu (rodzaje, gatunki).
4. Mapy szczegółowe
Skala tych map jest większa od 1:10 000.
Mapami szczegółowymi są mapy glebowo-siedliskowe w skali 1:5000, mapy
klasyfikacyjne (bonitacyjne) w skali 1:5000 i mapy glebowo-rolnicze w skali 1:5000.
Mapy szczegółowe obejmują niewielkie obszary np. szkółki leśne, rezerwaty,
gospodarstwa rolne. Służą do prawidłowego prowadzenia gospodarki leśnej i rolnej.
Stanowią też niezbędny element projektowania docelowego składu gatunkowego
drzewostanów w hodowli lasu.
9.1.1. Mapy glebowo-rolnicze
Istniejące mapy glebowo-rolnicze ze względu na swą bogata treść są wielostronnie
wykorzystywane nie tylko przez gleboznawców, ale również przez innych specjalistów.
Stanowią najważniejsze szczegółowe źródło informacji kartograficznej o glebach rolnych
całego kraju. Zostały wykonane w skali 1:5 000 na podstawie źródłowych materiałów
uzyskanych podczas gleboznawczej klasyfikacji gruntów z lat 50. i 60. XX wieku oraz
późniejszych badań gleboznawczo-rolniczych. Sporządzanie map zakończono w większości
województw w roku 1976.
Obecnie – dla większości gmin w Polsce, wg podziału administracyjnego z 1999 roku
– dostępne są również mapy glebowo-rolnicze w skali 1:25 000 oraz w skali 1:100 000. Dla
niektórych byłych województw zostały też sporządzone mapy w skali 1:50 000.
88
Poszczególnym gospodarstwom rolnych najbardziej użyteczne są mapy w skalach
dużych – 1:5 000, tj. mapy szczegółowe. Są one bardziej czytelne i zawierają wiele
szczegółów dotyczących zarówno stosunków glebowych, jak i możliwości uprawowych w
porównaniu z mapami o mniejszej skali. Natomiast mapy glebowo-rolnicze w skalach 1:25
000 są bardziej przydatne do celów planowania na szczeblu województwa lub gminy.
Zasadniczą treścią map glebowo-rolniczych są kompleksy przydatności rolniczej
gleb. W grupowaniu gleb w kompleksy decydującą rolę odgrywają nie tylko genetycznie
uwarunkowane cechy typologiczne, ale również podobieństwo właściwości rolniczych, dzięki
którym gleby mogą być podobnie użytkowane. Kompleksy odpowiadają więc typom
siedliskowym rolniczej przestrzeni produkcyjnej. Koncepcję podziału gleb na grupy według
przydatności rolniczej opracowano w Instytucie Uprawy Nawożenia i Gleboznawstwa w
Puławach (IUNG). Kryteria podziału zostały dopasowane do zakresu danych o glebach
zawierających dokumentację z gleboznawczej klasyfikacji gruntów, tak aby ponownie nie
wykonywać prac terenowych. Pozostałe tereny zostały wydzielone w postaci konturów,
wewnątrz których podane są odpowiednie symbole literowe związane z użytkowaniem.
Symbole te (kompleks przydatności rolniczej i sposób użytkowania gleb) znajdują się na
mapach glebowo-rolniczych we wszystkich skalach. Natomiast na mapach w skali 1:5 000
dodatkowo podano informację o kategorii użytkowania gleb, klasie bonitacyjnej gleb oraz
powierzchni zajmowanej przez gleby zaliczane do danej klasy. Zwykle w lewym górnym
rogu każdego konturu drobnym pismem podano liczbę w postaci ułamka. Nad kreską figuruje
numer danego konturu. Ułatwia on korzystanie z informacji zawartych w aneksach do map.
Natomiast pod kreską znajduje się powierzchnia danego konturu.
Drugim i niezmiernie istotnym elementem treści omawianych map są jednostki
systematyki gleb – typ i podtyp gleby oraz gatunek gleb. Do przedstawienia typów gleb
przyjęto wielkie litery alfabetu łacińskiego, do podtypów zaś małe litery umieszczane obok
dużych liter, po ich prawej stronie.
Symbol odpowiadający typowi (podtypowi) gleby jest umieszczony w konturze obok
numeru kompleksu przydatności rolniczej. Poniżej tych informacji prezentowane jest
uziarnienie gleby (symbole grup granulometrycznych zostały utworzone z pierwszych liter
nazw grup granulometrycznych według Podziału Polskiego Towarzystwa Gleboznawczego
(PTG) obowiązującego do 2008 roku (patrz rozdz. 3.1). Na ich podstawie można ustalić
gatunek gleby. Jeśli występuje pojedynczy symbol, znaczy to, że gleba zbudowana jest z
materiału jednorodnego do głębokości 150 cm. Bardzo często uziarnienie poszczególnych
partii profilu glebowego jest zróżnicowane i wówczas widnieją 2 lub 3 symbole oddzielone
89
jedną, dwoma lub trzema kropkami. Jedna kropka (np. pgl∙gl) oznacza, że zmiana uziarnienia
następuje płytko, tj. nie głębiej niż 50 cm od powierzchni, dwie kropki (np. pgl:gl) – średnio
głęboko, tj, na głębokości pomiędzy 50 a 100 cm. Trzy kropki (np. pgl.∙.gl) zmiana utworu
następuje głęboko, na głębokości pomiędzy 100 a 150 cm.
Podsumowując powyżej prezentowane wiadomości na temat informacji zawartych na
mapach glebowo-rolniczych należy powiedzieć, że każdy elementarny kontur glebowy na
mapie wykonanej w skali 1:5000 zawiera dane dotyczące kompleksu przydatności rolniczej,
typu
gleby
(podtypu
gleby),
klasy
bonitacyjnej,
uziarnienia
gleby,
tj.
grupy
granulometrycznej, z której zbudowana jest dana gleba, numeru konturu i jego powierzchni.
Przykład odczytywania symboli umieszczonych na mapie glebowo-rolniczej w skali 1:5
000
R IVa 5A
pgl∙pl:gl
102
3,2
kompleks żytni dobry (5), gleby płowe – według aktualnej systematyki (wcześniejsze
znaczenie to gleby bielicowe lub pseudobielicowe), zbudowane z piasku gliniastego lekkiego
przechodzącego na głębokości do 50 cm w piasek luźny, a na głębokości 50-100 cm w glinę
lekką; grunty orne klasy bonitacyjnej IVa, nr konturu – 102, powierzchnia 3,2 ha
Ponieważ nie wszystkie informacje dotyczące bezpośrednio, lub pośrednio gleby
można uwzględnić na mapach – ze względu na przydatność i czytelność map – wiele z tych
informacji
przeniesiono
do
aneksów.
Aneksy
były
sporządzane
oddzielnie
dla
poszczególnych wsi lub, w przypadku znacznego podobieństwa warunków glebowych, dla
gmin, zdecydowanie rzadziej dla województw. Aneksy składały się z dwóch części. W
pierwszej z nich podano charakterystykę środowiska przyrodniczego, uwzględniając budowę
geologiczną, rzeźbę terenu, warunki wodne (hydrologiczne) i warunki klimatyczne.
Natomiast druga cześć aneksu zawiera charakterystykę gleb (opis występujących na danym
terenie typów, podtypów i rodzajów gleb, budowę profilową reprezentowanych odkrywek
oraz podstawowe właściwości fizyczne i chemiczne gleb), charakterystykę wyróżnionych na
mapie
kompleksów
przydatności
rolniczej,
tabelę
doboru
roślin
uprawnych
do
poszczególnych kompleksów a także zestawienie liczbowe dotyczące: powierzchni
poszczególnych kompleksów przydatności rolniczej, klas bonitacyjnych, gleb wymagających
melioracji, zagrożonych erozją a także gleb w zależności od stopnia trudności uprawy
mechanicznej itp. Mapy wraz z aneksami dostępne są w rejonowych i gminnych ośrodkach
dokumentacji geodezyjno-kartograficznej.
90
Poza niewątpliwymi aspektami praktycznymi bogata treść map glebowo-rolniczych
jest wykorzystywana do tworzenia różnego rodzaju map tematycznych: map glebowogenetycznych, map litologicznych, map przepuszczalności lub zdolności retencyjnych
materiału itd. Niestety gleby (z wyjątkiem lasów prywatnych) stanowią na tych mapach białe
plamy, które można wypełnić treścią korzystając z map glebowo-siedliskowych.
9.2. Legenda do map glebowo-rolniczych w skali 1:5 000 i 1:25 000
Poniżej zaprezentowano wszystkie możliwe symbole i znaki stosowane na mapach gleboworolniczych w skali 1:5 000 i 1:25 000. Oczywiście legenda do konkretnej mapy zawiera
jedynie znaki spotykane na danej mapie.
kompleksy przydatności rolniczej gleb
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
– pszenny bardzo dobry
– pszenny dobry
– pszenny wadliwy
– żytni bardzo dobry
– żytni dobry
– żytni słaby
– żytni bardzo słaby
– zbożowo-pastewny mocny
– zbożowo-pastewny słaby
– pszenny górski
– zbożowy górski
– owsiano-ziemniaczany górski
– owsiano-pastewny górski
– gleby orne przeznaczone pod użytki zielone
kompleksy użytków zielonych
1z – użytki zielone bardzo dobre i dobre
2z – użytki zielone średnie
3z – użytki zielone słabe i bardzo słabe
Rodzaj użytku
R–
gleby orne
Ł–
gleby łąkowe
Ps – gleby pastwisk
RN – gleby rolniczo nieprzydatne, przeznaczone pod zalesienie
Ls – lasy
Tz – tereny zabudowane (o zwartej zabudowie)
W – wody
WN – wody nieużytki
N – nieużytki rolnicze
Klasy bonitacyjne
Gruntów ornych: I, II, IIIa, IIIb, IVa, IVb, V, VI, VIRz
Łąk i pastwisk: I, II, III, IV, V, VI
91
Typy i podtypy gleb
(bez znaku) – gleby o niewykształconym profilu
A
– gleby bielicowe lub płowe ( pierwotnie gleby bielicowe i pseudobielicowe)
B
– gleby brunatne właściwe
Bw
– gleby brunatne kwaśne lub gleby rdzawe (pierwotnie gleby brunatne
wyługowane i kwaśne)
C
– czarnoziemy właściwe
Cd
– czarnoziemy deluwialne (namyte)
Cz
– czarnoziemy zdegradowane i gleby szare
D
– czarne ziemie właściwe
Dz
– czarne ziemie zdegradowane i szare ziemie
G
– gleby glejowe
E
– gleby mułowo-torfowe i torfowo-mułowe
T
– gleby torfowe i murszowo-torfowe
M
– gleby murszowo-mineralne i murszowate
F
– mady
R
– rędziny o słabo wykształconym profilu
Rb
– rędziny brunatne
Rc
– rędziny próchniczne (czarnoziemne i szare)
Rd
– rędziny deluwialne (namyte)
Rodzaje i gatunki gleb
(bez znaku) – gleby wytworzone ze skał osadowych luźnych (przedholoceńskich)
żp
– żwiry piaszczyste
żg
– żwiry gliniaste
pl
– piaski luźne
ps
– piaski słabo gliniaste
pgl
– piaski gliniaste lekkie
pgm
– piaski gliniaste mocne
gl
– glina lekka
gs
– glina średnia
gc
– glina ciężka
płz
– utwory pyłowe zwykłe
płi
– utwory pyłowe ilaste
ls
– gleby lessowe i lessowate lekkie i średnie (lessy i utwory lessowate zwykłe)
li
– gleby lessowe i lessowate mocne (lessy i utwory lessowate mocne)
i
– iły
ip
– iły pylaste
Gatunki mad i osadów deluwialnych
bl
– mady bardzo lekkie
l
– mady lekkie
s
– mady średnie
c
– mady ciężkie
bc
– mady bardzo ciężkie
dbl
– deluwia bardzo lekkie
dl
– deluwia lekkie
ds
– deluwia średnie
dc
– deluwia ciężkie
92
dbc
– deluwia bardzo ciężkie
Rodzaje rędzin
(bez znaku) – rędziny węglanowe
◊
– rędziny gipsowe
Gatunki i rodzaje gleb wytworzonych ze skał masywnych
sk
– gleby skaliste
sz
– gleby szkieletowe
p
– gleby piaszczyste
g
– gleby gliniaste
pł
– gleby pyłowe
i
– gleby ilaste
Dalszy podział na gatunki w miarę możliwości, jak w glebach wytworzonych ze skał
osadowych luźnych
– gleby wytworzone ze skał krystalicznych
– gleby wytworzone ze skał osadowych o spoiwie niewęglanowym
– gleby wytworzone ze skał osadowych o spoiwie węglanowym
Rodzaje gleb torfowych i mułowo-torfowych
n
– torfy niskie
v
– torfy przejściowe i wysokie
mt
– gleby mułowo-torfowe
tm
– gleby torfowo-mulowe
Oznaczenie miąższości gleb wytworzonych ze skał masywnych
(bez znaku) – gleby głębokie (ponad 50cm)
=
– gleby średniogłębokie (25-50cm)
_
– gleby płytkie (do 25cm)
Oznaczenie zmiany składu granulometrycznego w glebach wytworzonych ze skał
osadowych luźnych
.
– zmiana uziarnienia następuje do głębokości 50cm
:
– zmiana uziarnienia następuje na głębokości 50 – 100cm
...
o 15
o 16
12
3,8
– zmiana uziarnienia następuje na głębokości 100-150cm
– lokalizacja i numer odkrywki
– lokalizacja i numer opisanej odkrywki, z której pobrano próbki do analiz
– nr konturu
pow. ha
9.3. Współczesna interpretacja jednostek klasyfikacji gleb
Jak już wyżej wspomniano znakowanie i jednostki klasyfikacji gleb na mapach gleboworolniczych w skalach 1:5000 i 1:25000 przedstawiono według instrukcji Ministerstwa
Rolnictwa (Dep. Urz. Roln.) oraz IUNG wydanej w 1965 roku. Od tego czasu zmieniły się
poglądy na genezę wielu gleb, zmianom uległa też systematyka gleb. Od 1989 roku
obowiązuje nowe, IV wydanie Systematyki gleb Polski, opracowanej przez Polskie
93
Towarzystwo Gleboznawcze. Dlatego też mapy glebowo-rolnicze wykonane na przestrzeni
lat 50. i 60. odzwierciedlają poziom ówczesnej, a nie obecnej wiedzy gleboznawczej. Ze
względu na znaczne różnice w systematyce gleb – którą wykorzystywano do wykonania map
glebowych, a obecnie obowiązującą – w praktyce mogą pojawić się trudności interpretacyjne
w zakresie typologii gleb. Konfrontację tych dwóch systematyk przedstawiono w tabeli 15.
Tabela 15
Ważniejsze jednostki systematyczne gleb wyróżnione na mapach glebowo-rolniczych Niżu
Polskiego oraz ich odpowiedniki wg Systematyki gleb Polski (1989);
opracowanie R. Bednarek
Symbol na
mapie
A
Bw
Typy i podtypy gleb po aktualizacji
oraz propozycje symboli
dla danych jednostek
wg systematyki z 1989 roku
Zmiany systematycznej przynależności gleb
Jednostka kartograficzna wymaga podziału
gleby bielicowe
na dwa genetyczne i ekologicznie różne
i pseudobielicowe
typy gleb: gleby bielicowe (np. A) i gleby
(nazwa „pseudobielicowe” jest płowe (np. P)
przestarzała , myląca, powinna
być usunięta z polskiej
gleby bielicowe – wytworzone z piasku
nomenklatury gleboznawczej)
luźnego (pl), rzadziej słobogliniastego (ps);
należą do kompleksów 7 i 6;
Typy i podtypy gleb
(jednostki kartograficzne)
Na mapie glebowo-rolniczej
gleby brunatne wyługowane
i gleby brunatne kwaśne
gleby płowe – wytworzone ze zwięźlejszego
(cięższego) materiału np. gliny, często
spiaszczone w górnej części (np. ps:gl,
pgl:gl, pgm:gś), utwory pyłowe (płz, płi)
Jednostka kartograficzna wymaga podziału
na cztery genetycznie i ekologicznie różne
jednostki
glebowe:
gleby
brunatne
wyługowane (np. Bw), gleby brunatne
kwaśne (np. Bk), gleby płowe (np. P), gleby
rdzawe (np. R)
gleby brunatne wyługowane (wyróżnione
w randze podtypu gleb brunatnych
właściwych) – wytworzone z analogicznego
materiału co gleby brunatne właściwe (pgm,
gl, gś, gc, pł, i); różnią się od nich
wymyciem węglanów poniżej 100 cm
gleby brunatne kwaśne (wyróżnione w
randze odrębnego typu) – różnią się od gleb
brunatnych właściwych silnie kwaśnym
odczynem w całym profilu; uziarnienie:
94
pgm, gl, gś, gc, pł, i
gleby płowe – materiał o dwudzielnym
uziarnieniu np. pgm:gś, pgm:gl, pgl:gl
gleby rdzawe – materiał piaszczysty w
całym profilu lub co najmniej do głębokości
100 cm; np. pl, ps, pl...gl, ps...pgm
czarne ziemie zdegradowane
Typ gleby murszowa te, podtyp gleby
murszaste – material piaszczysty w całym
profilu, np. pl, ps, pl:ps, ps:pl
Zmiany terminologiczne
gleby brunatne właściwe
gleby brunatne właściwe typowe
Dz
B
G
gleby glejowe
Emt, Etm
gleby mułowo-torfowe
i torfowo-mułowe
T
gleby torfowe i murszowotorfowe
M
gleby murszowo-mineralne
i murszowate
bez symbolu
gleby o niewykształconym
profilu
Zgodnie z teorią procesu brunatnienia w
glebach
brunatnych właściwych nie
zachodzi przemieszczanie frakcji ilastej;
materiał powinien być jednorodny co
najmniej do głębokości 100 cm; uziarnienie:
pgm, gl, gś, gc, pł, i
gleby gruntowo-glejowe lub opadowoglejowe
gleby mułowe – typ,
gleby torfowo-mułowe – podtyp gleb
mułowych
gleby torfowe – typ,
gleby torfowo-murszowe – podtyp gleb
torfowych
gleby murszowate – typ,
podtypy: gleby mineralno-murszowe i gleby
murszaste
typy: litosole, regosole, pelo sole
oraz rankery i arenosole
Znaczenie (interpretacja) pozostałych symboli typów i podtypów gleb (patrz legenda
do map glebowo-rolniczych w skali 1:5 000 i 1:25 000) pozostaje bez istotnych zmian.
9.4. Badania kartograficzno-gleboznawcze
Poznanie gleb badanego obszaru jest złożonym procesem, wymagającym przeprowadzenia
badań terenowych i laboratoryjnych. Wyniki tych badań, w połączeniu z wszechstronnymi
informacjami o środowisku, w którym występuje gleba, a także o jego zmianach w
przeszłości, stwarzają różne możliwości interpretacyjne. Umożliwiają np. określenie kierunku
i stopnia zaawansowania procesu glebotwórczego, wstępne ustalenie typologicznej
przynależności gleby, ocenę jej zasobności i żyzności, określenie kompleksu przydatności
rolniczej, czy też klasy bonitacyjnej.
95
Metody wykonywania map glebowych zależą przede wszystkim od skali
opracowywanej mapy i treści, która dana mapa ma prezentować. Sposób postępowania zależy
również od tego, czy mapa będzie wykonana na podstawie opracowań już istniejących, czy
też po bezpośrednich terenowych pracach gleboznawczych i kartograficznych. W obu
przypadkach stosuje się metody dedukcyjne i indukcyjne.
Metody dedukcyjne są przede wszystkim ważne w zestawieniu map małoskalowych i
średnioskalowych, choć pewne elementy tego postępowania stosuje się także w dużych
skalach. Metody te opierają się na koncepcji genezy gleb, określającej zależność morfologii i
właściwości gleb od układu elementów środowiska przyrodniczego, tj. skały macierzystej,
rzeźby terenu, roślinności, warunków klimatycznych i wodnych, działalności człowieka i
czasu. Dysponując materiałami dotyczącymi poszczególnych składników środowiska i znając
relacje między nimi a glebami można w danym terenie przewidzieć skład komponentów
pokrywy glebowej. Na przykład, jeśli z mapy geomorfologicznej wynika, że teren badań
znajduje się w dystalnej części sandru, skałę macierzystą stanowią piaszczyste utwory
fluwioglacjalne, ubogie w glinokrzemiany, potencjalne zbiorowisko roślinne zostało
określone jako bór świeży, a woda gruntowa nie wywiera wpływu na przebieg procesów
glebotwórczych, to można przewidzieć, że na tym terenie będą dominowały gleby
bielicoziemne.
Metodę dedukcyjną w formie klasycznej można stosować do tych obszarów, co do
których mamy dokładne informacje o wszystkich elementach środowiska przyrodniczego.
Jeżeli dane nie są pełne, można wykorzysta zdjęcia lotnicze lub satelitarne albo uzyskać
niezbędne informacje z bezpośrednich badań terenowych. W takich przypadkach można
mówić o wykorzystaniu metody dedukcyjnej połączonej z dalej omówioną metodą
indukcyjną.
Sporządzając mapy glebowe na podstawie już istniejących map, należy również
stosować metodę dedukcyjną, a nie tylko ograniczać się do mechanicznej generalizacji treści i
zmiany nazw starych jednostek taksonomicznych na obecnie obowiązujące.
Metody indukcyjne przy wykonywaniu map glebowych polegają na zgromadzeniu
danych dotyczących samych gleb (opisów profili, wierceń i wyników analiz gleb) i na
uogólnieniu tych faktów w postaci wykreślania zasięgów poszczególnych jednostek
glebowych. Teoretycznie, przy pomocy tej metody, można wykonać mapy gleb w każdej
skali, praktycznie jednak stosowana jest powszechnie do sporządzania map wielkoskalowych
i szczegółowych. Należy jednak podkreślić, że metoda ta najczęściej wspomagana jest
96
metodami dedukcyjnymi, bowiem wyznaczanie każdego konturu na mapie poprzedza nie
tylko analiza danej gleby, ale również jej powiązanie z innymi elementami krajobrazu.
Podczas wykonywania nowej mapy gleb można wyróżnić następujące etapy: prace
wstępne (przygotowawcze), badania terenowe i opracowania kameralne.
Prace wstępne zwane też przygotowawczymi obejmują przede wszystkim
inwentaryzację i analizę istniejących źródeł. Powinno
je poprzedzić zebranie
i
przestudiowanie literatury oraz materiałów kartograficznych dotyczących topografii,
geomorfologii, litologii, hydrologii, szaty roślinnej, a także sposobu i historii użytkowania
terenu. Przed wyjazdem w teren należy również opracować szczegółowy program badań.
Powinien on obejmować zarówno kwestie metodyczne, jak i organizację prac. Zakres prac
zależy od pokrycia terenu istniejącymi materiałami oraz stopnia skomplikowania struktury
środowiska przyrodniczego. W programie powinien znaleźć się też orientacyjny podział
badanego terenu na części przeznaczone do przeanalizowania w trakcie kolejnych dni. Należy
przy tym brać pod uwagę konieczność zagęszczenia marszrut i przeznaczenia więcej czasu na
badania powierzchni pozbawionych materiałów lub z materiałami budzącymi wątpliwości.
Uwzględnione powinny być różnice w strukturze terenu. W programie prac należy też wziąć
pod uwagę dostępność terenu, a także uwzględnić pewne rezerwy czasu związane z
niedogodnymi warunkami pogodowymi i inne nieprzewidziane okoliczności. Wyruszając w
teren należy zabrać ze sobą narzędzia i materiały niezbędne w czasie prac terenowych.
Badania terenowe są bardzo ważnym etapem w procesie poznawania gleby.
Pozwalają one zapoznać się z budową profilu glebowego i podstawowymi właściwościami
gleby oraz umożliwiają pobranie prób glebowych do różnorodnych (standardowych i
specjalistycznych) analiz wykonywanych w warunkach laboratoryjnych z zastosowaniem
precyzyjnej aparatury. Użycie aparatury do badań właściwości gleby w warunkach
terenowych ma ograniczone zastosowanie, a poznanie gleby odbywa się głównie przez wzrok
i dotyk. Terenowe prace gleboznawcze, zależnie od celu badań, mogą mieć różny przebieg.
Istnieją jednak pewne elementy wspólne, od odpowiedniego przygotowania się do wyjścia w
teren poczynając, poprzez wybór miejsc wykonywania prac gleboznawczych i kończąc na
opisie profilu glebowego a także poborze prób do dalszych analiz.
Wybór miejsca odkrywki glebowej powinna poprzedzić lustracja terenu, a zwłaszcza
obejrzenie naturalnych odsłonięć, skarp itp. umożliwiających rozpoznanie litologii terenu
badań i zróżnicowania pokrywy glebowej. Dokładne badania terenowe prowadzi się jednak w
odkrywkach glebowych kopanych do głębokości ok. 150 cm w agrocenazach, a w
ekosystemach leśnych do głębokości ok. 200 cm. Gleby organiczne bada się do głębokości
97
ok. 130 cm. Odkrywkę glebową powinno się zlokalizować w miejscu reprezentatywnym dla
większego obszaru, możliwie jednorodnym pod względem rzeźby, litologii, stosunków
wodnych i sposobu użytkowania. W wyborze miejsca odkrywki należy unikać bliskości
zabudowań, dróg, rowów itp., ponieważ naturalny układ poziomów genetycznych w
sąsiedztwie może być zaburzony.
W zróżnicowanych warunkach środowiska przyrodniczego, zależnie od wielkości
obszaru badań, wykonuje się kilka lub kilkanaście podstawowych odkrywek glebowych,
charakteryzujących wszystkie odmienne sytuacje tego środowiska. W obszarach o silnie
zróżnicowanych
warunkach
środowiskowych
odkrywek
glebowych
wykonuje
się
zdecydowanie więcej, w porównaniu z obszarami monotonnymi pod względem rzeźby terenu,
litologii i roślinności. W terenie urzeźbionym najlepszą metodą badania zróżnicowania gleb
jest metoda transektów. Odkrywki glebowe lokalizuje się wzdłuż linii transektu
prowadzonego od wierzchowiny danej formy terenowej do jej podnóża. Ściana czołowa
wszystkich odkrywek powinna być usytuowana zgodnie z linią stoku (nie w poprzek).
Podczas prac kartograficzno-gleboznawczych oprócz odkrywek podstawowych
wykonuje się również odkrywki płytsze – zasięgowe (przeważnie do głębokości 40-70 cm).
Umożliwiają one wyznaczenie granic między sąsiadującymi jednostkami glebowymi, a co za
tym idzie wyrysowanie na mapie linii konturu jednostek. Jeszcze bardziej szczegółowy zasięg
gleb określa się na podstawie wierceń.
Jak już wcześniej zauważono sposób postępowania w czasie badań terenowych zależy
od celu i dokładności zamierzonych prac, ale też od zróżnicowania warunków przyrodniczych
obszaru badań. Tradycyjnie wyróżnia się badania marszrutowe na powierzchniach
kluczowych i badania stacjonarne.
Badania marszrutowe służą przede wszystkim do rozpoznania większych
powierzchni i są prowadzone są wzdłuż linii uprzednio zaprojektowanych marszrut. Cechy
terenu badań znajdującego się pomiędzy liniami marszruty uzupełnia się na podstawie
istniejących materiałów. Oczywiście podstawową sprawą jest odpowiednie wytyczenie
marszrut. Powinny one pozwolić na pełne rozpoznanie złożoności badanych elementów. Linie
marszruty i znajdujące się na nich punkty badawcze są najczęściej rozmieszczone w terenie w
sposób intuicyjny. Można też spotkać się z zaleceniami rozmieszczenia punktów badawczych
w sposób losowy lub systematyczny. Oba rozwiązania nie zawsze dają oczekiwane rezultaty.
Zrozumiałe jest, że już na podstawie ogólnej znajomości terenu można wybrać obszary
wymagające wszechstronnego potraktowania, jak i powierzchnie monotonne, w granicach
których liczba punktów badawczych może być mniejsza. W praktyce stosuje się często
98
sposób polegający na zakładaniu punktu badawczego w przypadku jakiejkolwiek zmiany
badanego elementu. O lokalizacji punktów decydują również przesłanki, takie jak możliwość
wglądu w budowę geologiczną (odsłonięcia), możliwość pomiaru głębokości wody w gruncie
(studnie) itp.
Badania na powierzchniach kluczowych zazwyczaj dają dobre rezultaty. W
granicach wybranych powierzchni prowadzi się badania szczegółowe mające na celu
poznanie struktury analizowanego zjawiska, a wyniki są następnie ekstrapolowane na tereny
otaczające. Liczba i wielkość powierzchni kluczowych są uzależnione od rozmiarów i
zróżnicowania badanego terenu. Powierzchnie te powinny być rozmieszczone w taki sposób,
aby dokładnymi badaniami zostały objęte wszystkie typy struktur przyrodniczych
występujących na danym terenie.
Badania stacjonarne prowadzi się przez dłuższy czas przy zastosowaniu
odpowiedniej aparatury pozwalającej na rejestrowanie zmienności i dynamiczne traktowanie
zjawisk. Rezultaty badań są zwykle przedstawione w formie bilansów.
W praktyce najczęściej stosuje się rozwiązania kombinowane. Badania prawie zawsze
mają charakter marszrutowy lub marszrutowo-punktowy (opis punktów badawczych na
liniach marszrut). Należy zaznaczyć, że dosyć często – w trakcie prac na liniach marszrut –
pojawia się potrzeba szczegółowego przebadania pewnego fragmentu terenu, a równocześnie
stosuje się powtarzanie obserwacji terenowych w kilku sezonach roku (badania zmienności).
Poniżej
prezentowany
jest
bardziej
szczegółowy
podział
metod
badań
kartograficzno-glebowych.
1. badania orientacyjne
2. badania marszrutowe
a. sposób równoległych przekrojów glebowych
b. sposób pętli
3. metoda punktów rozproszonych
2. metody siatki geometrycznej (statystyczna)
3. metody siatki ruchomej
4. metoda z wykorzystaniem zdjęć lotniczych
Badania orientacyjne są przydatne do sporządzania map w podziałce mniejszej niż
1:300 000. Zasięgi gleb są wyznaczane orientacyjnie, a błąd liniowy ustalonych zasięgów
glebowych nie powinien przekraczać 1-3 km.
Badania marszrutowe, już omówione powyżej, znajdują zastosowanie przy
sporządzaniu map w skalach od 1:100 000 do 1:300 000, czyli do wykonywania map
99
średnioskalowych. Przed przystąpieniem do marszruty należy dokładnie zapoznać się z
terenem pod względem topograficznym, budowy geologicznej, roślinności itp. Następnie
ustala się trasę marszu, wzdłuż której wykonuje się odkrywki glebowe. Dopuszczalny błąd
liniowy przy wyznaczaniu zasięgów gleb nie może przekraczać 300-800 m. Sposób
równoległych przekrojów polega na tym, że na mapach topograficznych analizowanego
terenu nanosi się linie proste równoległe, oddalone od siebie (w rzeczywistości) o 1-2-3 km
(w zależności od skali mapy). Linie te są liniami marszruty. Dobrze jest, jeśli zaznaczone linie
pokrywają się z drogami, granicami pól itp. Sposób ten można zastosować do terenów
równinnych o słabym zróżnicowaniu pokrywy glebowej. Pozwala on na dość dokładne
wyznaczenie granic zróżnicowania pokrywy glebowej, a następnie wyrysowaniu na mapie
zasięgów gleb na drodze interpolacji, czy ekstrapolacji. Natomiast sposób pętli polega na tym,
że teren badań dzielimy na sektory według naturalnych granic – najczęściej wzdłuż cieków
wodnych. Ustala się również bazę wypadową, z której wybieramy się na obchodzenie
sektorów. Przy ustalaniu tras obchodowych – stanowiących zwykle zamknięte pętle –
wykorzystujemy istniejące drogi. Sposób pętli jest jednym z najbardziej dokładnych przy
sporządzaniu map średnioskalowych i wielkoskalowych dla obszarów o bogaty urzeźbieniu.
Metoda punktów rozproszonych polega na umieszczaniu punków badawczych
(odkrywek i wierceń) w terenie w zależności od rzeźby terenu, roślinności, barwy gleby,
składu granulometrycznego utworów powierzchniowych, wilgotności gleby a także innych
cech środowiska przyrodniczego. Innymi słowy zależy od wszystkich cech, które wskazują na
jednolitość pokrywy glebowej, czy też jej zróżnicowanie, w stosunku do obszarów
przyległych.
Metoda siatki geometrycznej polega na wydzielaniu konturów gleb, przy
zastosowaniu siatki kwadratów najczęściej o bokach 50 m. Na wierzchołku kwadratu wbija
się palik, który się numeruje. W miejscach zaznaczonych palikami kopie się odkrywki i
dokonuje wierceń. W czasie badań należy posuwać się ciągle wzdłuż boków kwadratów. Jest
to metoda bardzo dokładna, ale i bardzo pracochłonna. Stosuje się ją w terenie, gdzie
występuje zależność pomiędzy pokrywą glebową, a czynnikami które łatwo zaobserwować.
Metoda siatki ruchomej łączy w sobie elementy dwóch poprzednio omawianych
metod, tj. metody punktów rozproszonych i metody siatki geometrycznej. Polega ona na
wyznaczeniu w terenie i poruszaniu się wzdłuż pasów o szerokości 50 lub 100 m. W czasie
marszu obserwuje się cechy terenu, które mogą wskazywać na zmiany pokrywy glebowej.
Kopie się odkrywki i dokonuje wierceń.
100
Prace terenowe powinny zakończyć się wykonaniem roboczej mapy glebowej z
wykreślonymi zasięgami gleb i zaznaczonymi punktami badań (odkrywkami, wierceniami).
Po zakończeniu pobytu w terenie rozpoczyna się etap prac kameralnych. Powinien
być on przeznaczony przede wszystkim na uporządkowanie materiałów, wykonanie analiz
laboratoryjnych oraz zestawienie wyników. Prace laboratoryjne pogłębiają terenowe
badania pokrywy glebowej i służą do sporządzenia analitycznej dokumentacji tych badań.
Obejmują one przede wszystkim wykonanie analiz laboratoryjnych pobranych w terenie prób
glebowych.
Po zakończeniu analiz laboratoryjnych należy przystąpić do zestawienia oraz
interpretacji wyników badań terenowych i laboratoryjnych. Przystępując do nich należy
spośród wielu rozpoznanych cech wyłowić przede wszystkim te, które mają najbardziej
istotne znaczenie dla celu prowadzonych badań. Jedną z zasadniczych części syntezy
nagromadzonych materiałów badawczych jest ich umiejętne uporządkowanie, ujęcie w
odpowiednie tabele i wykresy. W niektórych przypadkach ułatwieniem mogą być specjalne
programy komputerowe.
101
LITERATURA
Bednarek R., Dziadowiec H., Pokojska U., Prusinkiewicz Z., 2004. Badania ekologicznogleboznawcze. PWN. Warszawa.
Bednarek R., Prusinkiewicz Z., 1999. Geografia gleb. PWN. Warszawa.
Buckman H. C., Brady N. C., 1971. Gleba i jej właściwości. PWRiL. Warszawa.
Czępińska-Kamińska D., Janowska E., Konecka-Betley K., Okołowicz M., 2004. Leksykon
terminów z zakresu nauki o glebie. Oficyna Wyd. Wiesz w Warszawie. Warszawa.
Hillel D., 2012. Gleba w środowisku. Wyd. PWN. Warszawa.
Kabała C., Marzec M., 2007. Niektóre konsekwencje zmiany klasyfikacji uziarnienia gleb.
Rocz. Glebozn. 58 (1/2): 33-44.
Klasyfikacja uziarnienia gleb i utworów mineralnych. 2008. Wersja elektroniczna.
Kowaliński S., 1995. Użytkowanie i bonitacja gleb w Polsce. w: red. Dobrzański B.,
Zawadzki S. Gleboznawstwo, wyd. III. PWRiL, Warszawa: 300-329.
Konecka–Betley K., Czępińska–Kamińska D., Janowska E., 1999. Systematyka i kartografia
gleb. Wyd. SGGW. Warszawa.
Kononowa M. M., 1968. Substancje organiczne gleby, ich budowa, właściwości i metody
badań. PWRiL. Warszawa.
Kowalik P., 2001. Ochrona środowiska glebowego. PWN. Warszawa.
Mocek A., Drzymała S., Maszner P., 1997. Geneza, analiza i klasyfikacja gleb. Wyd. AR im.
A. Cieszkowskiego w Poznaniu. Poznań.
Okruszko H., 1974. Zasady podziału gleb organicznych. Wiad. IMUZ, t. 12(1): 19-37.
Okruszko H., Piaścik H., 1990. Charakterystyka gleb hydrogenicznych. ART. Olsztyn.
Olaczek R. (red.)., 1988. Zasoby glebowe i roślinne-użytkowanie, zagrożenie, ochrona.
PWRiL. Warszawa.
Paul E. A., Clark F.E., 2000. Mikrobiologia i biochemia gleb. Wydaw. UMCS. Lublin.
Piaścik H., 2004. Gleba jako element i wskaźnik środowiska przyrodniczego. Zesz. Prob.
Post. Nauk Rol. z. 501: 363-367.
Piaścik H., Gotkiewicz J., 2004. Przeobrażenia odwodnionych gleb torfowych jako przyczyna
ich degradacji. Rocz. Glebozn. 55(2): 331-338.
Skiba S., 2002. Gleba w środowisku przyrodniczym. W: Aktywność drobnoustrojów w
różnych środowiskach. Wyd. AR w Krakowie. Kraków: 157-167.
Systematyka gleb Polski., 1989. Rocz. Glebozn. 40, ¾. PWN. Warszawa.
Systematyka gleb Polski., 2011. Rocz. Glebozn. 62, 3. PWN. Warszawa.
Uglga H. 1983., Gleboznawstwo rolnicze. PWN. Warszawa.
vanLoon G.W., Duffy S. J., 2007. Chemia środowiska. PWN. Warszawa.
Zawadzki S.(red.)., 1999. Gleboznawstwo. PWRiL. Warszawa.
102
Download
Random flashcards
Pomiary elektr

2 Cards m.duchnowski

słowka

2 Cards kksenia.kot1997

2-2=0

2 Cards jogaf85537

2+2=?

2 Cards jogaf85537

Create flashcards