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
