Talajtan Stefanovits, Pál Filep, György Füleky, György
|
|
- Eszter Kozmané
- 9 évvel ezelőtt
- Látták:
Átírás
1 Talajtan Stefanovits, Pál Filep, György Füleky, György
2 Talajtan Stefanovits, Pál Filep, György Füleky, György Szerzői jog 1999 Stefanovits Pál Filep György Füleky György A FAO-talajosztályozás c. fejezetet Michéli Erika írta
3 Tartalom 1. A talaj fogalma, a talajtan tárgya, feladata és felosztása A talaj ásványi alkotórészei A talajalkotó ásványok csoportosítása Kloridok Szulfidok Szulfátok Nitrátok Foszfátok Borátok Karbonátok Oxidok és oxidhidrátok Szilikátok Szigetszilikátok Láncszilikátok Szalagszilikátok Rétegszilikátok Agyagásványok Vázrácsos vagy térrácsos szilikátok Talajképző tényezők A földtani tényezők Az éghajlati tényezők A domborzati tényezők A biológiai tényezők A talajok kora Az emberi tevékenység A kőzetek A magmás kőzetek Üledékes kőzetek Átalakulási kőzetek A kőzetek kialakulása A harmadkori és idősebb földtani történések A harmadkori kéregmozgások A negyedkor történései A hidrológiai viszonyok hatása A kőzet aprózódása és a mállás Fizikai mállás Kémiai mállás Oldási folyamatok A szilikátok hidrolízise Az oxidáció A kémiai és a fizikai mállás hatása a talajképződésre A biológiai mállás Élőlények a talajban A talajképződés kezdetének biológiai folyamatai Edafon Növények A növényi gyökerek A mikroflóra A baktériumok A sugárgombák A mikroszkopikus gombák A cianobaktériumok Az algák Állatok Az egysejtűek Az amőbák iii
4 Talajtan 4.3. A fonálférgek A televényférgek A földigiliszták Az ízeltlábúak A puhatestűek Rágcsálók és más nagy testű állatok a talajban A talajba kerülő szerves anyag lebontása, átalakítása A szerves szénvegyületek lebontása A talaj-mikroszervezetek szerepe a nitrogén-körforgalomban Ammonifikáció Nitrifikáció Denitrifikáció A talajélőlények kártételei A talaj szerves anyagai A növényi maradványok átalakulása A humuszanyagok csoportosítása Nem valódi humuszanyagok Valódi humuszanyagok A huminsavak szerkezete és tulajdonságai A huminsavak szerkezete A funkciós csoportok reakciói A valódi humuszanyagok tulajdonságai A humusz szerepe a talajban A humusz hatása a talaj szerkezetére A humuszanyagok szerepe a talaj tápanyag-gazdálkodásában A humusz hatása a talaj hő- és vízgazdálkodására A humuszanyagok sav/bázis pufferoló hatása A talaj összhumusztartalmának mérése és a humusz minősége Az összhumusztartalom mérésének elve A humusz minőségének jellemzése A talaj szervesanyag-gazdálkodása A talaj kémiai tulajdonságai Oldható sók a talajban Oldódási-kicsapódási reakciók Oldhatóság, oldhatósági szorzat Hidrolízis A karbonátok oldhatósága A talajok oldható sótartalma Talajkolloidok A kolloidrendszerek csoportosítása Alaki sajátságok A kolloidrészecskék felületi sajátságai A talaj kolloidméretű alkotórészei Ásványi kolloidok Szerves kolloidok Szerves-ásványi kolloidkomplexumok A kolloidok fajlagos felülete Elektromos kettős réteg a kolloidok felületén A talajkolloidok töltéshelyeinek kialakulása és a töltések csoportosítása Állandó (permanens) töltések Változó (ph-függő) töltések Vegyes töltésű felületek Határfelületi reakciók Molekulaadszorpció Ionadszorpció és ioncsere A talaj adszorbeált kation-összetétele A kationmegkötés és a kationcsere törvényszerűségei Az adszorpciós egyensúlyok A kolloidrendszerek állapota Az adszorbeált kationok talajkolloidikai hatása iv
5 Talajtan 4.1. Az adszorbeált nátriumionok Az adszorbeált kalciumionok hatása A magnézium kolloidikai szerepe Adszorbeált K + - és H + -ionok Anion-adszorpció Nem specifikus anion-adszorpció Specifikus anion-adszorpció A talaj savanyúsága és lúgossága A talajok kémhatása A talajsavanyúság formái Aktív savanyúság Potenciális savanyúság A talajok lúgossága Redoxi folyamatok a talajban Redoxipotenciál A pe fogalma és alkalmazása A talaj pufferoló hatása A talaj sav/bázis pufferképessége Tápelem- és toxikuselem-lekötő képesség A reakciók időbeni lefolyása A talaj fizikai tulajdonságai A talaj szemcseösszetétele A szemcsefrakciók jellemzői és a szemcseösszetétel meghatározása A szemcsecsoportok tulajdonságai A szemcseösszetétel meghatározásának elve A talajok osztályozása a szemcseösszetétel alapján A talajok besorolása háromszögdiagramok segítségével A textúracsoport megállapítása egyéb fizikai jellemzők alapján A talaj szerkezete Az aggregátumok képződése Kötőerők és kötőanyagok A talajszerkezet kialakulását módosító fizikai hatások Az időjárással összefüggő fizikai hatások A fejlődő gyökérzet és a talajművelő eszközök hatása A talajszerkezet értékelése A talajszerkezet morfológiai értékelése Az aggregátumok méret szerinti megoszlása (agronómiai szerkezet) Az aggregátumok vízállósága Az aggregátumok vízállóságának becslése Sekera szerint Nedves szitálás Egyéb módszerek A mikroaggregátumok stabilitása A talaj pórustere A talaj összporozitása A pórusok méret szerinti csoportosítása Aggregátumporozitás A talajok vízgazdálkodása A nedvességtartalom kifejezésére használt mértékegységek A víz megkötése és visszatartása a talajban A talajnedvesség energiaállapota A talajnedvesség összes potenciálja és a részpotenciálok Nedvességpotenciál-diagramok Nedvességfeszültség (tenzió), szívóerő, pf-érték A talaj vízkapacitása, nedvességformák Vízkapacitási értékek A nedvességformák talajfizikai értelmezése Holtvíztartalom, hasznosítható víz Vízvisszatartási- (pf-) görbék A talaj konzisztenciája Konzisztenciahatárok v
6 Talajtan Konzisztenciaindexek Vízmozgás a talajban Vízmozgás kétfázisú (vízzel telített) talajban Vízmozgás háromfázisú (vízzel nem telített) talajban A vízgőz mozgása a pórustérben A talajok nedvességforgalma A víz beszivárgása és szétoszlása A talaj száradása A talaj vízforgalmának jellemzői A talajnedvesség (talajoldat) kémiai összetétele A talajoldat összetételének változása Az oldott anyagok transzportja A talaj levegő- és hőgazdálkodása A talaj gázfázisa A talajlevegő összetétele, a komponensek eredete A gázok áramlása a talajban A talaj levegőháztartása A talaj hőmérséklete és hőgazdálkodása A talaj hőtani jellemzői Hőáramlás a talajban A talaj hőháztartása Növényi tápanyagok a talajban Nitrogén a talajban A talaj nitrogénforrásai A csapadékvíz A biológiai nitrogénkötés Mineralizáció és immobilizáció Nitrogén-megkötés nem szimbiotikus úton Ammonifikáció Nitrifikáció Nitrogénmegkötés szimbiotikus úton A netto mineralizáció A C/N arány szerepe a mineralizációnál Nitrogénveszteségek a talajban Denitrifikáció A gáz alakú ammónia elillanása Eróziós veszteségek Ammóniumion-fixáció az agyagásványrácsban Nitrátkimosódás Környezeti vonatkozások Foszfor a talajban A foszforkörforgalom A talajfoszfor eredete A szervetlen foszforvegyületek Szerves foszforvegyületek Az adszorbeált alakban kötött foszfor Oldatfoszfor A foszfor mineralizációja és immobilizációja A foszfátfixáció A talajfoszfor oldhatósága A foszfor mozgása a talajban Környezeti vonatkozások Kálium a talajban A talaj kálium-körforgalma A kálium forrásai A talaj káliumformái A növények káliumellátása Káliumkötő és káliumszolgáltató agyagásványok Káliumegyensúly a talaj és a talajoldat között Környezeti vonatkozások vi
7 Talajtan 4. Kén a talajban A kén körforgalma A talajok kéntartalma Szervetlen kén a talajban Szerves kén a talajban Kénoxidáció és -redukció a talajban Kalcium a talajban A kalcium forrásai A talajok kalciumtartalma Magnézium a talajban Mikroelemek a talajban Vas Mangán Réz Nátrium Klór Bór Szilícium Szelén Kobalt Molibdén A trágyázás hatása a talajra Talajképződési folyamatok A humuszosodás A mállás A kilúgozás Az agyagosodás Az agyagbemosódás Az agyag szétesése, a podzolosodás és a szologyosodás A kovárványosodás A glejesedés A szikesedés A láposodás A talajok osztályozása Az osztályozás alapja A talaj fejlődése A talajok genetikai osztályozási rendszere Főtípusok, típusok és altípusok Váztalajok Köves, sziklás váztalajok Kavicsos váztalajok Földes kopárok Futóhomok és jellegtelen homoktalajok Humuszos homoktalajok Kőzethatású talajok Humuszkarbonát talajok Rendzina talajok Fekete nyiroktalajok Ranker talajok Barna erdőtalajok Karbonátmaradványos barna erdőtalajok Csernozjom-barna erdőtalajok Barnaföldek (Ramann-féle barna erdőtalajok) Agyagbemosódásos barna erdőtalajok Podzolos barna erdőtalajok (podzolos, agyagbemosódásos barna erdőtalajok) Pangó vizes barna erdőtalajok Kovárványos barna erdőtalajok Savanyú, nem podzolos barna erdőtalajok Csernozjom talajok Öntéscsernozjomok vii
8 Talajtan 4.2. Kilúgozott csernozjom talajok Mészlepedékes csernozjom talajok Réti csernozjom talajok Szikes talajok Szoloncsák talajok Szoloncsák-szolonyec talajok Réti szolonyec talajok Sztyeppesedő réti szolonyec talajok Másodlagos elszikesedett talajok Réti talajok Szoloncsákos réti talajok Szolonyeces réti talajok Réti talaj (típusos réti talaj) Öntés réti talajok Lápos réti talajok Csernozjom-réti talajok Láptalajok Mohaláptalajok Rétláptalajok Lecsapolt és telkesített rétláptalajok A mocsári erdők talajai A folyóvizek, tavak üledékeinek és a lejtők hordalékainak talajai Nyers öntéstalajok Humuszos öntéstalajok Lejtőhordalék-talajok A talajdegradáció, a talajromlás Talajpusztulás, talajerózió A vízeróziót kiváltó és befolyásoló tényezők Csapadékviszonyok Lejtőviszonyok A talaj nedvességi állapota A talaj vízgazdálkodása Talajszerkezet Növényborítottság A vízerózió formái Felületi rétegerózió Barázdás erózió Vízmosásos erózió Padkásodás Szedimentáció A vízerózió fokozatai Felületi rétegerózió Barázdás erózió Vízmosásos erózió Padkásodás A talajpusztulási folyamatok fejlődése Csernozjomokon Barna erdőtalajokon Lösz talajképző kőzeten Agyagos talajképző kőzeten Tömör kőzeten Szikeseken A talajképző kőzet hatása a vízerózióra A szélerózió vagy defláció A széleróziót kiváltó és befolyásoló tényezők Szélviszonyok A deflációs terület hossza Szemcseösszetétel Szerkezetesség Szervesanyag-tartalom viii
9 Talajtan A talajfelszín érdessége és nedvessége Növényborítottság A szélerózió formái A talajszemcsék mozgása A szélerózió fokozatai A talajpusztulás várható alakulásának országos képe Talajjavítás Talajjavítási módszerek Fizikai talajjavítási módszerek Kémiai talajjavítás Biológiai talajjavítás A savanyú (nem szikes) talajok javítása A savanyúság káros hatásai A javítóanyag-szükséglet kiszámítása A meszezés hatása A savanyú talajok komplex javítása A szikes talajok javítása A javítóanyag kiválasztása és mennyiségének megállapítása A szolonyec talajok A + B szintjének kémiai javítása A szikjavítás hatása a talajra A homoktalajok javítása Javítási módszerek Komplex homokjavítás és hatása a termésre Talajszennyeződés, talajtisztítás Toxikus nehézfémek Ólom (Pb) Kadmium (Cd) Nikkel (Ni) Higany (Hg) Szerves szennyező anyagok Peszticidek Poliklórozott bifenilek (PCB) és policiklikus aromás szénhidrogének (PAH) Poliklórozott bifenilek és származékaik Policiklikus aromás szénhidrogének Olajipari termékek Az olaj szétterjedése a talajban Az olajszennyeződés szétterjedésének becslésére szolgáló paraméterek Talajtisztítási módszerek Az öntözés talajtani vonatkozásai Az öntözés hatása a talajra Az öntözés hatása a vízforgalomra Az öntözés hatása a fizikai tulajdonságokra Az öntözés hatása a sóforgalomra Az öntözés hatása a tápanyagforgalomra Az öntözés hatása a talajképződésre Az öntözővíz minősége Az öntözővíz kémiai jellemzői Az öntözővizek javítása Az öntözővíz minősítése Az öntözés talajtani feltételei A talajok csoportosítása öntözési szempontból Sómérleg, sóforgalom A víz- és szélerózió elleni védekezés A vízerózió elleni védekezés Agronómiai talajvédelem Az általános talajveszteség-becslési egyenlet A műszaki talajvédelem Sáncolás Teraszolás Övárok ix
10 Talajtan 3. A szélerózió elleni védelem A talajvédelem gazdaságossága A tájak talajviszonyai Az Alföld A Duna menti síkság A Duna Tisza közi sík vidék A Bácskai sík vidék A Mezőföld A Dráva menti síkság A Felső-Tisza-vidék A Közép-Tisza-vidék Az Alsó-Tisza-vidék Az Észak-alföldi hordalékkúpsíkság A Nyírség A Hajdúság A Berettyó Körös-vidék A Körös Maros-köze A Kisalföld A Győri-medence A Marcal-medence A Komárom Esztergomi-síkság A Nyugat-magyarországi peremvidék Az Alpokalja A Sopron Vasi-síkság A Kemeneshát A Zalai-dombvidék A Dunántúli-dombság A Balaton-medence Külső-Somogy Belső-Somogy A Mecsek és a Tolna Baranyai-dombság A Dunántúli-középhegység A Bakony-vidék A Vértes Velencei-hegyvidék A Dunazug-hegyvidék Az Északi-középhegység A Visegrádi-hegység A Börzsöny A Cserhát-vidék A Mátra-vidék A Bükk-vidék Az Aggtelek Rudabányai-hegyvidék A Tokaj Zempléni-hegyvidék Az Észak-magyarországi medencék A talaj minősége, termékenysége, valamint a földértékelés Az aranykorona-érték A talajtermékenység A talajértékszám A termőhelyi értékszám A földértékelés alkalmazásának lehetőségei A talajtan hazai fejlődése A fao-talajvilágtérképe és osztályozási rendszere A FAO-talajosztályozási rendszere A fao-osztályozásban használt fő talajszintek és jelölésük Szerves talajok Szerves talajanyagot tartalmazó talajok Ásványi talajok Szerves talajanyagot nem tartalmazó talajok Függelék színes képek Ajánlott irodalom x
11 Az ábrák listája 1.1. A talajszelvény és felosztása talajszintekre. M = csernozjom, E = erdő, Sz = szikes talaj A fontosabb rétegszilikát-csoportok kristályszerkezetének felépítése (oldalnézetben) BAILEY, Néhány fontosabb agyagásvány DTA-görbéje. 1-kaolinit, 2-halloyzit, 3-illit, 4-illit, (montmorillonit), 5-montmorillonit, 6-vermikulit, 7-klorit A talajok rétegrácsos agyagásványainak jellemzése az agyagos rész T-értéke és káliumtartalma alapján. AVERY és BULLOCK, A talajok agyagásvány-társulásainak térképe. STEFANOVITS, DOMBÓVÁRINÉ, A magyarországi löszök rétegtani és kor szerinti tagolása. PÉCSI M A magyarországi löszök rétegtani és kor szerinti tagolása. PÉCSI M A kőzetek elterjedése A talajélőlények a szervesanyag-lebontás folyamatában A mineralizáció és a humifikáció közötti összefüggések vázlata Különböző C/N arányú növényi maradványok bomlásának üteme (a) és a C/N arány változása az érés/fejlődés folyamán (b) A talajba került szerves maradványok C-tartalmának sorsa az átalakulás során Dehidro-dikoniferol-alkohol A talajba került szerves maradványok C-tartalmának sorsa az átalakulás során A híg lúggal kevert talajból kioldódó humuszfrakciók Egyszerűbb Ca 2+ - és Fe 3+ -komplexek A szerves-ásványi komplexum felépítésének sémája: a kapcsolódási pontok, a szerves S és P, valamint a komplexált fémionok feltüntetésével A talaj sótartalma (só%) és a telítési kivonat elektromos vezetőképessége (EC)közötti összefüggés Ioneloszlás a kolloidok szolvátrétegében (S = Stern-réteg; D = diffúz réteg) A vas- (és alumínium-) hidroxidok töltésének változása a közeg ph-jától függően A humusz és az agyagkolloidok kationmegkötő képességének (T-értékének) függése a ph-tól Domináns Al-formák különböző ph-jú oldatokban (a) és az Al-hidroxid-polimerek hatása a felület negatív töltésére (b) A kicserélhető kationok százalékos megoszlása egy telített, egy telítetlen és egy erősen telítetlen talajban. (A kationok melletti számok a %-os értéket jelentik.) A talajban gyakori kationok méretének összehasonlítása A vegyérték hatásának csökkenése, ill. növekedése a talajoldat koncentrációjának változásakor Az adszorpciós izotermák jellegzetes típusai (a), egy Pb 2+ adszorpciós izoterma (b) és értékelésének vázlata a linearizált Freundlich- (c), ill. Langmuir-egyenlet (d) szerint A kicserélhető kationok százalékos megoszlása különböző ph-jú talajokban A savanyú talajok ph-ja és kicserélhető Al-tartalma (a), valamint a szikes talajok ph-ja és Natelítettsége (b) közötti összefüggések A talajsavanyúság felosztása A kicserélhető aciditás meghatározásakor lejátszódó folyamatok (v = változó töltésű helyek, p = permanens töltésű cserehelyek) KCl-os és a Ca-acetátos kezeléskor oldatba került savanyúságformák Redoxipotenciálok és ph-tartományok a talajban A talajlevegő O 2-tartalmának és a redoxipotenciálnak változása a talaj száradása során A redoxi rendszerek stabilitása a talajban E h-ph összefüggés vasionok és vasvegyületek esetén pe- és ph-tartományok a talajban (vonalkázott rész a mikroorganizmusok működési tartománya) Két talaj sav/bázis titrálási görbéje A savtompító hatásért felelős pufferanyagok és pufferreakciók különböző ph-jú közegben A tápelem pufferolóképességének értékelése A különböző típusú reakciók egyensúlyának eléréséhez szükséges idő a természetes állapotú talajokban A szemcsefrakciók mérethatárai az Atterberg és az USDA osztályozás szerint A homok-, az iszap- és az agyagfrakció uralkodó ásványai xi
12 Talajtan 8.3. Egy homokos vályog-, egy iszapos vályog- és egy agyagtalaj szemeloszlási görbéje. (Pl. a bemutatott agyag talajban: agyag % = 59; iszap % = = 26; homok % = = 15) A textúraosztály megállapítására (a talajnak a szemcseösszetétel szerinti besorolására) szolgáló háromszögdiagram A mikro- és makroaggregátumok felépítése. Első- és másodrendű mikroaggregátum (a); makroaggregátum (b); a makroaggregátumok pórusrendszere (c) A víz felületi feszültségének és adhéziójának hatása az ásványi szemcsék összetapadására Az aggregátumok felépítése és kötőanyagai A talajszerkezeti egységek jellemző formái A különböző méretű pórusok aránya a homok-, vályog- és agyagtalajokban. (Grav. p. = gravitációs pórusok; Kap. p. = kapilláris pórusok; Adsz. p. = a kötött víz pórustere) A vízmolekulákra ható erők a szemcsék felületén (a) és a kapillárisokban (b) A bezárt levegő kialakulása a kapillárishálózatokban A hidraulikus potenciál, a mátrixpotenciál, a gravitációs potenciál és a víztartalom közötti összefüggés egy vízbe merülő talajoszlopban A vízhártyák kiegyenlítődése (a) és a támaszkodó kapilláris víz mennyiségének változása a talajvíz szintjétől távolodva (b); h = homoktalaj, v = vályogtalaj; a = agyagtalaj A homok-, vályog- és agyagtalajokra jellemző pf-görbék A nedvesedési hiszterézis megnyilvánulása egy vályogtalajnál A relatív konzisztenciaindex (Kh) értéke, valamint a talaj víztartalma és konzisztenciaállapota közötti összefüggés Vázlat a Darcy-törvény értelmezéséhez A k h m függvény jellemző formája különböző textúrájú talajoknál A beszivárgási sebesség (1. görbe) és az összesen beszivárgott víz mennyiségének (2. görbe) időbeni változása A Kosztjakov-egyenletben szereplő k és m grafikus meghatározása A nedvességtartalom és a potenciál mélység szerinti változása állandó sebességű evaporáció esetén A nedvesség eloszlása egy vályogtalajban a beázás folyamán és a beázás után. (1 = eredeti nedvességprofil; 2 = a talaj nedvességtartalma közvetlenül a vízadagolás megszűnése után; 3 = a nedvességprofil a víz szétoszlása után; 4 = három nappal a beázás után; 5 = a nedvesség eloszlása 10 nappal a beázás után) A talaj vízforgalmának és vízmérlegének elemei A talajok vízforgalmának alaptípusai: (a) erős felszíni elfolyás típusa; (b) kilúgozásos típusú vízforgalom; (c) egyensúlyi típus; (d) párologtató vízforgalmi típus A talajlevegő összetételét befolyásoló tényezők A talaj fajlagos hőkapacitásának (C), hővezető képességének (λ)és hőmérséklet-vezető képességének (KT = λ /C) változása a nedvességtartalomtól függően A felszínre érkező sugárzás sorsa A feltalaj hőmérsékletének rövid periódusú ingadozása március elején (a) és az egyes talajrétegek havi átlagos hőmérséklete 300 cm-es mélységig (b) A művelés hatása a feltalaj hőmérsékletére (KREYBIG nyomán) A nitrogén-körforgalom A pillangós növények nitrogénfelvétele a talajból A szerves anyag bedolgozásának hatása a talaj nitrát-n-tartalmára A nitrát-n-koncentráció változása a talajban. a) A konvekcióval történő mozgás; b) A konvekcióval, diffúzióval és diszperzióval történő mozgás; c) A negatív töltésű felület taszítja az anionokat, és ez gyorsítja a mozgást; d)az anion-adszorpció lassítja a mozgást; e/1) A kerülőutak miatt lassúbb az elmozdulás; e/2) Gyors kimosódás a makropórusokon, repedéseken keresztül A foszfor körforgalma a talajban A foszforvegyületek alakulása a talajképződés során humid viszonyok között A szervetlen foszfátok növényi felvehetősége a ph függvényében A foszfátok oldhatósága a talaj-ph-tól függ A kálium körforgalma a talajban A kálium körforgalma a talajban A kén körforgalma a talajban A mikroelemek körforgalma a talajban A környezeti hatások és a műtrágyázás savanyító hatásának alakulása 1972 és 1989 között A talaj AL-oldható Ca-, Mg- és Mn-tartalma 14 évi műtrágyázás után évi nitrogén-műtrágyázás hatása a talajszelvény nitrát-n-tartalmára xii
13 Talajtan A talaj AL-oldható foszfortartalmának alakulása évenkénti foszforműtrágyázás esetén és a foszforműtrágyázás szüneteltetésekor évi foszforműtrágyázással kijuttatott szulfát eloszlása a talajszelvényben A talaj AL-oldható káliumtartalmának alakulása a talajszelvény mélységében 14 éves káliumműtrágyázás hatására A növényi biomassza és a talaj szervesanyag-mennyisége a különböző ökoszisztémákban. Az oszlopok szélessége arányos az egyes biomok területi elterjedésével. Az oszlopokra írt számok a C- készletet jelentik petagramokban (Pg), a Föld egészére vonatkozóan. A = trópusi erdő, B = szavanna, C = mérsékelt égövi mezőség, D = mérsékelt égövi lombos erdő, E = boreális erdő, F = tundra. ANDERSON, A talajba jutó szerves anyagok mikrobiális lebontásának szakaszai. Az ábrán feltüntetett B jelölés a talajban élő mikroszervezetek biomasszáját jelenti. STEVENSON, A mikrobiális biomassza szerves-c-tartalma, mg g 1, illetve a mikrobiális, valamint a talaj szerves- C-tartalmának aránya %-ban, az USA egy agyagbemosódásos barna erdőtalajában, különböző növényállomány esetén. ELLERT és GREGORICH, A különböző kémiai kötésű szerves C megoszlása a 13C-NMR spektroszkópos vizsgálatok alapján, az USA néhány jellemző talajában. OADES et al (1) fekete nyirok; (2) podzol; (3) savanyú trópusi talaj; (4) agyagbemosódásos b. e. t.; (5) karbonátos réti talaj; (6) mezőségi talaj; (7) láptalaj A szénfelhalmozódás időbeni alakulása a Tanana folyó (USA) árterületén fekvő öntéstalajokban. VAN CLEVE et al Egy, az agyagosodás folyamatával jellemezhető barna föld szelvényének ásványi összetétele a talaj teljes anyagára, valamint a szintekből leiszapolt agyagfrakciókra vonatkozóan Egy agyagbemosódásos barna erdőtalaj ásványi összetétele a teljes talajban, valamint a leiszapolt agyagfrakcióban Egy réti szolonyec szelvényének ásványi összetétele a teljes talajban, valamint a leiszapolt agyagfrakcióban A talajban időben és térben lejátszódó elem- és anyagmozgás folyamatai. FÜLEKY, 1988 után. a = humuszosodás; b = kilúgozás; c = agyagosodás (FP = földpát, Cs = csillám) d = agyagbemosódás; e = agyagszétesés; f = kovárványosodás; g = glejesedés; h = szikesedés; i = láposodás Az egyes talajdinamikai folyamatok sorrendje és társulása a löszön kialakult erdőtalajok fejlődése folyamán A talajosztályozás főtípusainak rendszere Csernozjom-barna erdőtalaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben) c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol/kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y 1, y 2, K A és CaCO 3-érték tizedrészét mutatja A csernozjom-barna erdőtalaj teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele Löszön kialakult barnaföld szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y 1, y 2, K A és CaCO 3 érték tizedrészét mutatja Löszön kialakult barnaföld teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele Andezittufa-málladékon kialakult agyagbemosódásos barna erdőtalaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y 1, y 2, K A-érték tizedrészét mutatja Löszön (Karád) és andezittufa-málladékon (Mátra 36) kialakult agyagbemosódásos barna erdőtalaj teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele Pangó vizes barna erdőtalaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y 1, y 2, K A-érték tizedrészét mutatja Pangó vizes barna erdőtalaj teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele Kovárványos barna erdőtalaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra az y 1, y 2,-érték tizedrészét mutatja A kovárványképződés típusai; 1-típusos, 2-előrajzolt, 3-másodlagos kovárvány, 4-mélyben kovárványos szelvény xiii
14 Talajtan A mészlepedékes csernozjom szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y 1, y 2, K A és CaCO 3-érték tizedrészét mutatja A mészlepedékes csernozjom teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele A réti csernozjom szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol/kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra K A és CaCO 3-érték tizedrészét mutatja A réti csernozjom teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele Szoloncsák típusú szikes szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a szemcseösszetétel, c) a vízben oldható sók, d) az alapvizsgálati adatok (a K A és CaCO 3-érték tizedrészét tüntettük fel) Szoloncsák típusú szikes teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele Réti szolonyec szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a szemcseösszetétel, c) a talaj teljes elemzési adatai (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzési adatai (sz.a. %-ban), e) a talaj vizes kivonatának összetétele, amelyek közül az y 1, K A és CaCO 3 jelölések az érték tizedrészét mutatják, f) a kicserélhető kationok (cmol/kg talaj); g) alapvizsgálati adatok Réti szolonyec teljes anyagának és az agyagos résznek ásványi összetétele Az agyagos réti talaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) szelvény morfológiai képe, b) szemcseösszetétel (mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai az y 1, K A és CaCO 3 jelölések az érték tizedrészét mutatják A típusos réti talaj teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele Talajpusztulás Magyarországon. 1. erős, 2. közepes, 3. gyenge vízerózió, 4. nem erodált mezőgazdasági területek, 5. szedimentáció, 6. szélerózió által gyakran sújtott területek, 7. erdők Magyarország széleróziós kártérképe az Állami Biztosító által ig kifizetett kárértékek alapján (KARÁCSONY J. és HARKÁNYINÉ SZÉKELY ZS. feldolgozásában) A talajpusztulás (víz- és szélerózió) dinamikája. 1. Gyors pusztulás, kis eróziós ellenállás, nagy felületi lefolyás. 2. Erősödő fokozatokkal rohamosan gyorsuló vízerózió. 3. Gyenge erodáltság esetén lassan, közepes eróziónál erősen gyorsuló vízerózió. 4. Kezdeti gyors talajpusztulás után lassul a felületi rétegerózió, majd ismét fokozódik és vízmosások jelennek meg. 5. A vízerózió előrehaladásával fokozatosan erősödő talajpusztulás, a vízmosásformák uralkodnak. 6. Nagy ellenálló képesség, az erózió előrehaladásával fokozatosan fejlődő talajpusztulás enyhe formákkal. 7. Vízerózió előrehaladásával fokozatosan fékeződő talajpusztulás, enyhe eróziós formák. 8. Szélerózió, por- és homokviharok. 9. Defláció, fekete viharok. 10. Padkásodás A talaj termékenységét gátló tényezők területi eloszlása Magyarországon (SZABOLCS és VÁRALLAY szerint) 1. nagy homoktartalom, 2. savanyú kémhatás, 3. szikesedés, 4. szikesedés a talaj mélyebb rétegeiben, 5. nagy agyagtartalom, 6. láposodás, 7. erózió, 8. felszínközeli tömör kőzet A kalcium-karbonát (CaCO 3) és a gipsz (CaSO 4 2 H 2O) oldhatósága 20 C-on,különböző ph-jú oldatokban A különböző savérzékenységű növénycsoportok termésének változása a talaj ph-jától függően A makrotápanyagok, a mikrotápanyagok és a toxikus elemek koncentrációjának hatása a növény fejlődésére A toxikus nehézfémek megoszlása a talajban és a környezetben A talajoldat nehézfém-koncentrációjának függése a közeg ph-jától A higany kémiai és biológiai átalakulása a talajban, ill. a légtérben A talajra került szerves mikroszennyezők sorsa Néhány peszticid alapvegyületének képlete A közeg ph-jának hatása a szerves molekulák polaritására és töltésére Az olaj szétterjedése a talajban A talaj relatív áteresztőképességének változása a vízzel való telítettség függvényében Öntözővíz-minősítési diagram (FILEP SZERINT). I. Minden esetben alkalmazható; II. Csak egyes talajok öntözésére használható, javítás után minden esetben alkalmas; III. Javítás után is csak egyes talajok öntözésére alkalmas; IV. Öntözésre nem használható. (H = higítással javítható; G = gipszezéssel javítható) A kritikus mélység alakulása a talajvíz sótartalmával összefüggésben Az ország természeti tájai. A magyarázatát lásd a táblázatban A főtalaj típusok elterjedése. 1. barna erdőtalajok, 2. csernozjomok, 3. szikesek, 4. réti talajok, 5. láptalajok, 6. rendzinák, 7. homokos talajok, 8. öntéstalajok xiv
15 Talajtan A talajtermékenység különböző fogalmai (a magyarázatot lásd a szövegben) A nagy talajcsoportok társulásainak elterjedése a Föld felszínén xv
16 A táblázatok listája 2.1. A fontosabb agyagásványcsoportok néhány talajtanilag jelentős tulajdonsága A fontosabb magmás kőzetek és ásványi összetételük A hulló porból keletkezett üledékek csoportosítása Földtörténeti korok Az egyes ásványok hossztengellyel párhuzamos és arra merőleges tágulási együtthatói A fagyasztás és fölengedés hatása a kőzetre A víz szénsavasmész-oldó képessége a vele egyensúlyban levő levegő CO 2-tartalmától függően Az ásványok mállásal szemben mutatott ellenállása A talaj élő anyagának (= edafon) összetevői Különböző talajélőlények biomasszatömege (t/ha) rét-legelőn, illetve árpaföldön A baktériumszám változása a talajmélységgel A fulvosavak, a huminsavak és a huminanyagok néhány jellemzője Néhány jól oldódó só oldhatósága 20 C-on A rosszul és igen rosszul oldódó fontosabb vegyületek oldhatósági szorzata 25 C-on A talaj sótartalom szerinti kategórizálása és a növények fejlődése Egységnyi térfogatú anyag fajlagos felületének függése a felaprózódás mértékétől és a részecskék alakjától A talajban uralkodó kationok atomtömege, vegyértéke és egyenértéktömege A fontosabb talajkolloidok kationcsere-kapacitása A szemcsefrakciók néhány fizikai jellemzője A textúraosztályok megállapítására szolgáló talajfizikai jellemzők határértékei ásványi talajoknál (Stefanovits szerint) A talajszerkezet morfológiai értékelése az aggregátumok formája és mérete alapján A szerkezeti egységek mérete és elnevezése A szétrombolódás mértéke és a talajszerkezet vízállósága közötti kvalitatív összefüggés (Sekera és Arany szerint) A talajpórusok méret szerinti besorolása A VK sz, a DV és a HV átlagértéke a különböző szemcseösszetételű talajokban (tájékoztató adatok) A kötött talajok konzisztenciája és az azzal összefüggő tömöríthetősége A talajok kozisztenciahatárai (Buzágh szerint) A talajlevegő és a légkör átlagos N 2-, O 2- és CO 2-tartalma A talaj alkotórészeinek fajlagos hőkapacitása (C), hővezető (λ) és hőmérséklet-vezető képessége (KT) A N 2-megkötés éves mértéke, N/kg/ha A kurszki csernozjom egyes rétegeiben található szerves anyag kora (Arszlanov és Geraszimov szerint NSZK-beli talajok humuszfrakcióinak kora években (Scharpenseel adatai szerint) Magyarország talajainak genetikai és talajföldrajzi osztályozási rendszere A sófelhalmozódás jellege a vizes kivonatban meghatározott kationok egymáshoz viszonyított aránya alapján Az erózió által károsított talajok területi elterjedése megyénként, 1000 ha-ban A kritikus szélsebesség értékei 0,15 mm-es talajrészecskékre számítva A szél által szállítható szemcsék mérete és a szállítás távolsága A meszezés és az altalajlazítás termésnövelő hatása sztyeppesedő réti szolonyec talajokon (8 év átlageredményei, Karcag) A szikjavítási módszerek áttekintése A talajszennyeződés legfontosabb forrásai A talajba kerülő fontosabb peszticidtípusok(h = herbicid; I = inszekticid) A peszticidek relatív mozgékonysága a talajban (több szerző alapján) Néhány szerves folyadék fizikai jellemzői és a vízhezviszonyított relatív mozgékonysága 20 C-on A tisztítási eljárások hatékonysága Az öntözés kedvező és lehetséges kedvezőtlen hatásai a talajra Az öntözés tervezésénél és gyakorlatában figyelembe veendő talajjellemzők xvi
17 Talajtan A talaj vízgazdálkodási jellemzői és az öntözés megkívánt gyakorisága közötti kapcsolatok (VÁRALLYAY et al.) A talajok víznyelése alapján elkülönített kategóriák Az ország tájbeosztása A FAO-talajosztályozás nagy talajcsoportjai (Major Soil Groupings) a képződésüket leginkább meghatározó tényezők szerint A FAO-talajosztályozás által használt diagnosztikai talajszintek (Diagnostic Horizons) A FAO-talajosztályozás által használt diagnosztikai tulajdonságok (Diagnostic Properties) 379 xvii
18
19 1. fejezet - A talaj fogalma, a talajtan tárgya, feladata és felosztása Amióta az ember állattenyésztéssel vagy földműveléssel foglalkozik, tisztelettel övezi fel a talajt, a termőföldet. A talaj mint ősi finnugor eredetű szó területet, telket jelentett, vagyis a termőterület kiterjedését jellemezte. Ahogy a földdel foglalkozó tudományok szintje fejlődött, úgy alakult és bővült a szó értelme, a termőföldnek már nemcsak területére, hanem minőségére is kiterjedt. A talaj a Föld legkülső szilárd burka, amely a növények termőhelyéül szolgál. Alapvető tulajdonsága a termékenysége, vagyis az, hogy kellő időben és a szükséges mennyiségben képes ellátni a rajta élő növényzetet vízzel és tápanyagokkal, és így lehetővé teszi az elsődleges biomassza megtermelését. A talaj egyben a természeti környezet része, mely biztosítja az anyagok biológiai körforgását. Mint a környezet része fogadja a földfelszínre érkező energia- és anyagáramlásokat; részben tárolja, részben átalakítja azokat. A termőföld természeti erőforrás, amely az élővilággal szoros kapcsolatban és kölcsönhatásban megújul, ha az anyagok körforgása zavartalan. Ha azonban az anyagforgalomban fennakadás van, vagy a talaj megsemmisül, mint erőforrás nem újítható meg. A Föld felszínén a pedoszféra a talajképződés által vezényelt földkéreg szoros kapcsolatban van a litoszférával, a bioszférával és az atmoszférával. Mint termelőeszköz a talaj termékenységével a növénytermesztés alapjául szolgál és tárgya mindazon tevékenységeknek, amelyek a nagyobb és biztosabb termések elérését célozzák. Ezek a beavatkozások, mint a talajművelés, a trágyázás, a vegyszeres gyomirtás, az öntözés, a talajjavítás, mind a talaj tevőleges közreműködésével érik el hatásukat. Közben a talaj maga is változik és e változások lehetnek időlegesek vagy tartósak, illetve kedvezők vagy kedvezőtlenek. Mind a kedvező, mind a kedvezőtlen hatások befolyással vannak nemcsak a talajra, hanem a természeti, valamint művi környezet egyéb elemeire is, ezért a talajra való ráhatások értékelésénél nem elegendő csupán a termőföld változásait nyomon követni, hanem a teljes természeti környezetben bekövetkező változásokat is értékelni kell. Ennek megfelelően a talajtan a termőfölddel mint önálló természeti jelenséggel foglalkozó tudomány egyrészt az alkalmazott módszerek, másrészt a célkitűzések alapján más tudományterületekkel szoros kapcsolatban áll, ugyanakkor önmaga is tovább osztható. Ennek bemutatását célozza a következő felsorolás: TALAJTAN TÁRSTUDOMÁNYOK Geológia, kőzettan, ásványtan, geomorfológia, éghajlattan, természeti földrajz, hidrológia, növénytan, növényélettan, 1
20 A talaj fogalma, a talajtan tárgya, feladata és felosztása mikrobiológia, állattan, kémia, agrokémia, fizika, talajmechanika környezettudományok, ökológia, térinformatika, A TALAJTAN FELOSZTÁSA Általános talajtan: talajmineralógia, talajfizika, talajkémia, talajkolloidika, talajbiológia, talajgenetika, talajföldrajz, Alkalmazott talajtan: talajművelés, talajvédelem, mechanikai talajjavítás, kémiai talajjavítás, a trágyázástan talajtani alapjai, az öntözés talajtani alapjai, talajtérképezés a környezetvédelem talajtani alapjai. Áttekintve e felsorolást elmondhatjuk, hogy a talajtani szakemberek nagy része csak egy, esetleg néhány tudományterület művelésére képes, a talajtan egészével már nem tud olyan mélységig, alkotóan módon foglalkozni, hogy az akár elméleti, akár gyakorlati tekintetben megfeleljen a nemzetközi vagy az elvárható hazai színvonalnak. Ez persze nem jelenti azt, hogy az egyes fejezetek ne függnének szorosan össze, és hogy bárki kizárólag egyik vagy másik fejezet művelésével és áttekintésével megelégedhetne. Sőt az is megállapítható, hogy a talajtant, illetve annak egyes részeit nem lehet alkotóan művelni vagy eredményeit hasznosan alkalmazni anélkül, hogy a talajtan segédtudományaiban ne tennénk szert kellő jártasságra. Mielőtt a talajtan tárgyának egyes fejezeteit tárgyalnánk szót kell ejteni a talaj megismerésének és vizsgálatának alapjairól. Ha talajról beszélünk, nemcsak területi kiterjedésére vagyunk tekintettel, hanem a mélységi sajátságaira is. Talajnak tekintjük mindazt, ami a felszín és a talajképző kőzet között terül el és a rajta díszlő növénytakaróval kapcsolatban van. Ebből következik hogy a talaj mindig talajszelvényt jelent, melynek rétegződését és az egyes 2
21 A talaj fogalma, a talajtan tárgya, feladata és felosztása rétegek tulajdonságait vizsgáljuk. A talajszelvényt tanulmányozhatjuk természetes feltárásban, vagy ásott, esetleg fúrt szelvényben. A talajképződés hatására elkülönült rétegeket talajszinteknek nevezzük. A talajszintek milyenségével és sorrendjével a talajmorfológia foglalkozik. A talajmorfológiában a talajszintek megjelölésére egyezményes betűjelzést használunk. Ezek közül a fontosabbakat az 1.1. ábrán mutatjuk be. Az ábrán látottakat röviden a következőkkel jellemezzük ábra - A talajszelvény és felosztása talajszintekre. M = csernozjom, E = erdő, Sz = szikes talaj A szinteknek nevezzük általában a talajképződés folyamán kialakult jellegzetes rétegeket. Ha szántóterület talaját vizsgáljuk, akkor azt a szintet, ameddig a talajművelő eszközök forgató, lazító hatása érvényesül A sz-nek jelöljük. (A nemzetközi jelölés A p-nek hívja.) Ha nem művelt terület talajáról van szó, akkor az A szinten a humuszos felső szintet értjük. Az A szint alszintekre osztható, mint A 0-ra, mely a talajt borító kevéssé bomlott szerves anyaggal jellemezhető szintet jelenti; A 1-re, mely a humuszos szint jele; A 2-re, ami erdőtalajok vagy szikesek esetében a kifehéredett vagy kifakult kilúgozási szintet jelöli. (Ezt a nemzetközi szakirodalom E eluviális szintnek mondja.) Csernozjom talajoknál az A szintek az egyenletesen humuszos szinteket jelölik. B szinteknek nevezzük az A szintek alatt fekvő felhalmozódási szinteket, kivéve a csernozjomokat, melyeknél a B szinten a fokozatosan csökkenő humusztartalommal jellemzett szintet értjük. (A nemzetközi jelölés erre még az I illuviális szintmegjelölést is alkalmazza.) Ez tovább tagolható B 1, B 2 alszintekre. A C szint elnevezést a talajképző kőzet jelölésére használjuk. Ezen belül elkülönítjük a C ca szintet, mely a talajképző kőzetben felhalmozódott szénsavas meszet jelzi, stb. A D szint az ágyazati kőzet jele, vagyis annak kifejezésére használjuk, hogy a talajképző kőzet alatt valamilyen más kőzetféleség található, amely azonban nem alapja a talajképződésnek. 3
22 A talaj fogalma, a talajtan tárgya, feladata és felosztása A szintek közötti átmenet jelölésére kettős betűjelzést használunk, mint AB vagy BC szint. További megkülönböztetésre az index ad lehetőséget, mint B t (texturális B) vagy B g (glejes B). 4
23 2. fejezet - A talaj ásványi alkotórészei A talaj ásványi részeinek jelentőségét mi sem bizonyítja jobban, mint az a tény, hogy a talaj alkotórészeinek általában több mint 95%-a ásványi anyag. Ennek összetétele, fizikai és kémiai tulajdonságai igen különbözőek, így a talajok víz- és tápanyag-gazdálkodását, fizikai és kémiai viselkedését nagymértékben befolyásolják, egyben a talaj élővilágára is nagy hatással vannak. A talajban előforduló ásványok csak egy részét képezik a természetben előforduló nagyszámú ásványnak. Csoportosításuk is a talajban betöltött szerepük szerint történik és tárgyalásuk részletessége is ennek van alárendelve. 1. A talajalkotó ásványok csoportosítása Talajtani szempontból a következő ásványcsoportoknak van jelentőségük: kloridok, szulfidok, szulfátok, nitrátok, foszfátok, borátok, karbonátok, oxidok és hidroxidok, valamint szilikátok Kloridok A kősó (NaCl) sós talajokban fordul elő. Nálunk ritka, de a sivatagi, valamint a tengermelléki talajokban gyakori. A szilvin (KCl) a kálisótelepek anyagában fordul elő, a talajba mint káliumtrágya kerül Szulfidok A talajban szinte kizárólagosan a pirit fordul elő (FeS). A lignitporos szikjavítás alkalmával a lignittel jutott a talajba. Tengermelléki talajokban gyakrabban fordul elő, ahol oxidálódva a talaj erős elsavanyodását okozza Szulfátok A gipsz (CaSO 4 2H 2O) a talajok sófelhalmozódási szintjében fordul elő. A szikesek javítása alkalmával tudatosan keverjük a talajba. Nálunk Perkupa környékén bányásszák, elsősorban ipari célokra. A mirabilit vagy Glaubersó (Na 2SO 4 10H 2O) a szikes talajok sófelhalmozódási szintjében fordul elő kis mennyiségben. Az epszomit vagy keserűsó (MgSO 4 7H 2O) és a hexahidrit (MgSO 4 6H 2O) a szikes talajok felszínén keletkező sókivirágzásokban vagy ezeknek a talajoknak a sófelhalmozódási szintjeiben található Nitrátok A nátron-salétrom (NaNO 3) a talajok szerves anyagának bomlása és a sófelhalmozódás folyamatának összekapcsolódása következtében a felszíni sókivirágzásokban jelenik meg. A szabadságharc idején a szikesek salétromszérűin a trágyalével locsolt szikesek sókivirágzását seperték és használták fel puskapor készítésére. Káli-salétrom (KNO 3) a nátron-salétrom kíséretében fordul elő Foszfátok A talajban előforduló foszfátok közös forrása az apatit (Ca 5/PO 4/ 3F), melyben a fluort a Cl vagy a CO helyettesítheti. E három ásványféleség oldhatósága a helyettesítések sorrendjében nő, de még így is nehezen oldhatók. Lápos, erős redukció alatt képződött talajokban található a vivianit (Fe 3/PO 4/ 2 8H 2O). Érdekessége, hogy, ha levegőre kerül piszkos fehér színe, időlegesen égszínkékre változik, mely szín azonban néhány óra után eltűnik és az ásvány visszaszürkül. 5
24 A talaj ásványi alkotórészei A strengit (FePO 4 2H 2O) a talajban oldat alakjában mozgó foszfátionok és a háromértékű vasionok egymásrahatásából keletkezik. A variscit (AlPO 4 2H 2O) savanyú talajokban és a strengit kíséretében fordul elő Borátok A bórax (Na 2B 4O 7 10H 2O) szikes és sós talajokon képződött sókivirágzásokban található Karbonátok A talajokban gyakran előforduló ásványok csoportja, mely mind az elsődleges, mind a talajban keletkezett másodlagos ásványok között megtalálható. A talajokban gyakran előforduló ásvány a kalcit (CaCO 3), mely mind nagyobb, mind mikrokristályok alakjában megtalálható. Híg sósavval lecseppentve pezseg. Ugyancsak szénsavas mész az aragonit anyaga, de rombos rendszerben kristályosodik, míg a kalcit trigonális rendszerbe tartozó kristályokat alkot. A kalcit hideg oldatokból válik ki, az aragonit pedig meleg vízből vagy biogén folyamatok eredményeként jelenik meg. A dolomit (CaMg/CO 3/ 2) a kalcittal és aragonittal ellentétben hideg híg sósavval lecseppentve nem pezseg. Nemcsak mint kőzetalkotó ásvány gyakori, hanem a talajokban is sok esetben több van belőle, mint kalcitból. A szóda (Na 2CO 3 10H 2O) szikes talajok sókivirágzásaiban és sófelhalmozódási szintjeiben fordul elő. Fenolftaleinoldattal lecseppentve meggypiros színeződést ad. Oldata síkos tapintású. A sziderit (FeCO 3) ott található a talajokban, ahol a vasredukció lejátszódott. Többnyire gócok, vaskonkréciók alkotórésze, melyekben a vasoxidokat és oxidhidrátokat kíséri Oxidok és oxidhidrátok Az oxidok, valamint a kémiai összetétel tekintetében rokon oxidhidrátok vagy hidroxidok csoportjában igen sok olyan ásvány található, melyek a talajban gyakran és nagy menynyiségben találhatók. A vas oxidjai és oxidhidrátjai igen széles skálát alkotnak, mert az egyes ásványok nemcsak víztartalom, kristálytani felépítés tekintetében különböznek, hanem a vas vegyértéke szerint is. A goethit (alfa-feooh) a talajban leggyakrabban előforduló vasásvány, mely a legtöbb esetben a talaj barnás, vöröses színét adja. A vasásványok egymásba való átalakulása a mérsékelt égövi talajokban mind a geothit irányába tart. A goethit rácsszerkezetében a vasat alumínium helyettesítheti, de csak meghatározott arányban. A lepidokrokit narancsszínű ásvány (gamma-feo/oh), mely a kétértékű vasat tartalmazó oldatoknak kevés szénsav jelenlétében történő oxidációja útján keletkezik. Hazai viszonyaink között a réti talajokban és a pangó vizes barna erdőtalajokban fordul elő. A hematit (alfa-fe 2O 3) színe vörös. Az amorf, háromértékű vas-hidroxid vízleadása útján képződik. Mivel a vízvesztést a száraz és meleg környezet fokozza, a hematit a melegebb éghajlat vagy mikroklíma hatása alatt képződött talajokban gyakori. De a goethit hematit arányt a közeg kémhatása is befolyásolja; lúgos közegben inkább goethit képződik. A maghemit (gamma-fe 2O 3) vörösbarna színű, mágneses vasásvány. Vagy láptalajok égetésekor képződik, vagy két- és háromértékű vasat tartalmazó oxidok további oxidációjakor. A ferrihidrit (2,5Fe 2O 3 4,5H 2O) átmeneti ásvány, mely goethitté vagy hematittá alakul át, attól függően, hogy környezetében milyen ionok találhatók. A magnetit (FeO Fe 2O 3) olyan vasoxid, melyben a vas egy része kétértékű, más része háromértékű formában van. Csak magmás kőzetekben fordul elő, ezért a talajokban csak mint megmaradt elsődleges ásvány található. Színe barnásfekete, erősen mágneses. Ez utóbbi tulajdonsága alapján a talaj homokfrakciójától könnyen elkülöníthető. A mangán oxidja a piroluzit (MnO 2) feketés színű, a talajban a vasborsókban és a kérges bevonatokban a vasásványok kísérője. Szikesekben képződött vasborsókban mennyisége megközelítheti a vasásványok mennyiségét. Mivel a mangán is vegyértékváltó elem, viselkedése igen hasonló a vaséhoz. 6
25 A talaj ásványi alkotórészei A titán oxidjai, a rutil (TiO 2) és az anatáz (TiO 2), valamint az ilmenit (FeO TiO 2) igen nehezen mállanak, ezért mennyiségüket az egyes talajszintek talajképző kőzetét minősíti. Ha az egyes talajszintek titánoxidjai azonos mennyiségben találhatók, akkor a talajképződés alapjául szolgáló kőzetet egységesnek vehetjük. Az alumínium oxidhidrátjai, közül a hidrargillit vagy gibbsit (gamma-al(oh/ 3) fehéres színű ásvány, mely a trópusi talajokban és a hazai bauxitos vörös agyagon képződött talajokban a leggyakoribb. A bayerit kémiai összetétele hasonló, csak kristálytani felépítése különbözik az előbbitől. Talajban csak átmenetileg fordul elő. Böhmit (gamma-a1o/oh), valamint diaszpor (alfa-a1o/oh), csak bauxitos területeinken képződött talajokban található. Mindezekre az alumínium-oxidhidrát ásványokra jellemző, hogy egymásba átalakulhatnak. Az oldatból kicsapódó alumínium-hidroxid először sok vizet tartalmazó, kocsonyás, amorf gélt alkot, mely az elöregedés folytán böhmiten és bayeriten át hidrargillitté alakul. Ez az átalakulás jelentősen függ a környezet ph-értékétől, víztartalmától és más ionok jelenlététől, valamint a hőmérséklet- és nyomásviszonyoktól. Az alumínium-oxid és oxidhidrát ásványok oldhatósága hasonlóan a vasásványokéhoz, 8 ph fölött a lúgossággal 5 ph alatt pedig a savanyúsággal nő. Ezek a határértékek a talajban kismértékben eltolódhatnak, mert a talaj humuszanyagaival mind a vas, mind az alumíniumionok komplex kötést képeznek, és e vegyületek oldhatósága általában jobb. A szilícium oxidjai és oxidhidrátjai a legtöbb talajban tetemes mennyiségben találhatók, ezért nagy a jelentőségük. A kvarc (SiO 2) elsődleges formában mint a magmás kőzetek alkotórésze vagy a kőzet mállása után felszabaduló ásványi szemcse fordul elő, de képződhet a szilikátok mállása következtében is mint másodlagos ásvány. A kvarc a mállásnak igen ellenálló, kristályos ásvány, ezért legtöbb homoktalajunk fő alkotó ásványa. Az alfa és a beta kvarc, a tridimit és a krisztobalit mind a SiO 2 ásványai, csak a kristálytani felépítésük tér el egymástól. Ezek között a talajokban a legtöbb esetben a kvarc a domináns. A kvarc mind fizikailag, mind kémiailag igen ellenálló. Az opálban (SiO 2 nh 2O) a víz mennyisége 3 és 13% között változik. Nem kristályos, tehát amorf ásvány. A kőzetekben és a talajban képződik a mállás folyamán, de keletkezhet élő szervezetekben, növényekben és állatokban is. Egyes növényekben a szilárdítószövetek alkotórésze mint például a zsurlókban, majd a növények elhalása után a talajba kerül. Ezeket az ásványi részeket nevezzük fitolitáriáknak. A kvarc és az opál képződése a talajban az ortokovasavból vezethető le (H 4SiO 4), amely gyenge sav. Szerkezetében a szilícium körül tetraéderes elrendezésben négy OH-gyök található (Si/OH/ 4). Az ortokovasav vízben igen rosszul oldódik, csak 8 ph-nál lúgosabb közegben növekszik az oldhatósága. Semleges és savanyú közegben vizet veszít, miközben két vagy több molekula kovasav oxigénhíd által egymáshoz kapcsolódik és polikovasav képződik: 2Si (OH) 4 = Si(OH) 3 0 Si (OH) 3 + H 2O. Ez további vízvesztéssel opállá, majd finom, eloszlású (kolloid-) eloszlású kvarccá alakul, miközben kristályos szerkezetet vesz fel az alkotók térbeli rendezettsége következtében. A kovasav talajban való átalakulásai közé tartozik az a jelenség is, amikor a kovasav az oldatból a jelen lévő kvarc felületéhez kötődik, és ott alakul át polikovasavvá. Ez a felületi hártya, mely igen vékony, a kvarc viselkedését megtévesztő módon megváltoztatja. Míg ugyanis a kvarc kémiailag inaktív, a frissen kicsapott polikovasav igen aktív, sok vizet és iont köt meg, miáltal a talaj tulajdonságai megváltoznak. 2. Szilikátok Amint a szerves vegyületek sokasága és maga az élet annak köszönhető, hogy létezik szén szén kötés, úgy a szervetlen világ, az ásványok és kőzetek világának sokféleségét a Si O Si kötés ténye biztosítja. A szilíciumatom körül a négy oxigénatom tetraéderes elrendeződésben helyezkedik el. A tetraéder csúcsán elhelyezkedő oxigénatomok mindegyike képes egy másik tetraéder középpontjában elhelyezkedő szilíciumatomhoz kapcsolódni, vagy az oxigénatom másik negatív vegyértékét lekötő kationt magához láncolni. Ez a különböző szilikátok kialakulásának igen nagy variációs lehetőségét teremti meg. Aszerint, hogy az alapépítőkőnek, a tetraéder csúcsán levő oxigének közül hány kapcsolódik szomszédos tetraéderhez és így milyen mértani szabályosság alakul ki, megkülönböztetünk sziget-, lánc-, szalag-, réteg- és vázszilikátokat. 7
26 A talaj ásványi alkotórészei 2.1. Szigetszilikátok Az SiO 4 tetraédereit az oxigénatomokhoz kötődő kationok választják el egymástól. Közéjük tartozik a bazaltokban előforduló olivin, melyben kétértékű vas- és magnéziumion van. Ugyancsak a szigetszilikátok csoportjába tartoznak a gránátok, melyek a vulkáni kőzetekből kimállva a talajok elsődleges ásványai között találhatók meg. Felépítésükben a kationoké a főszerep. A cirkonkation által alkotott szilikát, a cirkonásvány a homoktalajokban erősen fénylő ásványai által ismerhető fel, és a kvarctól már szabad szemmel is megkülönböztethető Láncszilikátok A láncszilikátok csoportjában a tetraéderek két-két csúcsán elhelyezkedő oxigénatom közös a szomszédos tetraéderrel. Ide tartoznak a piroxének, melyekben vas- és a magnéziumkationok vannak. Andezit kőzetből jutnak a talajokba. Ha kationok közül kizárólag magnézium-kation van a szilikátban, ensztatit ásvány jön létre, mely a bázikus vulkáni kőzetek ásványa. Az augitcsoport ásványaiban a Ca-, Mg-, Fe-, Ti- és Al-kationok lehetnek, ami nagy változatosságot kölcsönöz ennek az ásványcsoportnak Szalagszilikátok Felépítésében több tetraéderlánc kapcsolódik párhuzamosan. Ebben a csoportban a legfontosabb ásvány az amfiból, melyben a kationok ugyancsak változatosak, úgy mint az augitcsoport esetében. Az amfibólok igen gyakoriak az andezitekben, ezért a középhegységi talajok elsődleges ásványai között fontos szerepet töltenek be mert mállásukkal tápelemeket köztük fontos mikroelemeket, szabadítanak fel Rétegszilikátok A rétegszilikátok csoportjában a tetraéderek egy sík mentén, hatszögeket alkotva kapcsolódnak egymáshoz. Ehhez a tetraédersíkhoz kapcsolódik ismét a közös oxigéneken keresztül egy másik sík, melynek mértani formája az oktaéder. Ez utóbbinak központi atomja Al-, Fe-, Mg-atom lehet a talajban előforduló ásványok esetében. Aszerint, hogy két vagy több rétegsík követi egymást, különböző ásványokat különböztetünk meg. A csillámok felépítésében két tetraéder-síkháló között egy oktaéderes elrendezésű sík alakul ki, melynek központi atomja alumíniumatom. A három rétegsíkból álló kötegeket a csillámok esetében káliumionok kötik össze és tartják szilárdan. A kálium-ionnak azért van itt kitüntetett szerepe, mert átmérője folytán éppen beleillik a tetraéderek oxigénatomjai által alkotott hatszögekbe, amelyekbe mint egy fészekbe besüllyed, és szilárd kötést hoz létre a két rácsköteg között. A muszkovit kristályrácsában a rácskötegeket kálium köti össze, melynek mennyisége elérheti a 10 11% K 2Oban kifejezett káliummennyiséget. Ez a fehér csillám sokféle kőzetben és majd minden talajban előfordul, és a káliumtápanyag legfőbb forrását jelenti a növények számára. A biotit vagy fekete csillám a kálium mellett még magnéziumot és kétértékű vasat is tartalmaz. Könnyebben mállik mint a muszkovit, ezért szintén fontos tápanyagforrás. Mélységi és kiömlési vulkáni kőzetekben egyaránt előfordul. Homoktalajokban is megtalálható Agyagásványok A rétegszilikátok közül a talajokban az agyagásványok fordulnak elő nagy számban. Egy részük a kőzetekből öröklött, például agyagos üledékek, márgák, palák anyagából, más részük az elsődleges ásványok mállása folyamán keletkezett. Mivel a mállás és a talajképződés elválaszthatatlan, az agyagásványokat úgy kell tekinteni, mint a talajra jellemző ásványokat. Fel kell hívni a figyelmet azonban arra, hogy a talaj agyagos része nem csak az agyagásványokból áll, hanem más kristályos vagy amorf ásványi részekből is. Másrészt előfordulhat, hogy az agyagásvány-kristályok mérete nagyobb, mint az agyag felső mérethatára, de ezek kivételes esetek. Az agyagásványokat, ugyanúgy mint a többi rétegszilikátot, feloszthatjuk kétrétegű és háromrétegű ásványok csoportjára, sőt vannak négyrétegű agyagásványok is (2.1. ábra) ábra - A fontosabb rétegszilikát-csoportok kristályszerkezetének felépítése (oldalnézetben) BAILEY,
27 A talaj ásványi alkotórészei A kétrétegű agyagásványok, a kaolinit- vagy kanditcsoport ásványainak felépítésében egy tetraéder- és egy oktaédersík kapcsolódik egy rácsköteggé, majd ez ismétlődik több ezerszer. Mivel ebben a szerkezeti felépítésben minden tetraédersíkot egy oktaédersík követ, a kötegek egymáshoz kapcsolódása erős. A tetraéder központi atomja szilíciumatom, míg az oktaéder közepén alumíniumatom van. A helyettesítések gyakorisága csekély. A rácskötegek egymástól 7,15 Å (angström = 10-10m) távolságra ismétlődnek a röntgendiffrakciós vizsgálatok adatai szerint. A termikus görbéken 550 C körül jelentkezik egy hőfelvétellel járó reakció endoterm csúcsa, és 980 C-nál egy hőleadással járó átalakulás, egy exoterm csúcs. A röntgendiffrakciós vizsgálatok azon alapulnak, hogy a röntgensugarak visszaverődnek a különböző rácskötegek és rácssíkok felületéről, ha a sugárforrást változó szögben bocsátjuk a vizsgálandó agyagásványpreparátumra. A termikus vizsgálatok lényege, hogy a vizsgálandó anyag egyenletes, szobahőfokról 1000 C-ig történő melegítése az összehasonlításként szolgáló izzított alumínium-oxidhoz viszonyítva hőkülönbséget mutat, ha a vizsgálandó anyagban hőfelvétellel vagy hőleadással járó reakciók lépnek fel. Az ezzel párhuzamosan mért súlyveszteségi görbékkel az előbb ismertetett DTA-görbék (differenciális-termikus-analízis) jó információt adnak az agyagásvány minőségről (2.2. ábra) ábra - Néhány fontosabb agyagásvány DTA-görbéje. 1-kaolinit, 2-halloyzit, 3-illit, 4-illit, (montmorillonit), 5-montmorillonit, 6-vermikulit, 7-klorit 9
28 A talaj ásványi alkotórészei A kétrétegű ásványokat 1:1 típusú agyagásványoknak is nevezzük, mert bennük a tetraéder- és az oktaédersík aránya 1:1. Ezzel szemben a 2:1 típusú agyagásványok, például az illit-, a vermikulit- és a szmektitcsoport ásványaiban két tetraédersík zár közre egy oktaédersíkot. Az illit rácskötegeit részben K-ionok kötik össze, de itt a kálium mennyisége kisebb, mint a valódi csillámokban, legfeljebb 3 4% K 2O-nak megfelelő mennyiségben helyezkedik el a kötegek közötti térben. Az illitkötegek röntgenreflexiója 10 Å értéknél jelentkezik. A termikus görbéken a kezdeti vízleadás 200 C-ig terjedő részén hőfelvételt mutató endoterm hullám jelentkezik, ami megfelel a kötött víz elpárologtatásához 10
29 A talaj ásványi alkotórészei szükséges hőnek. Az 550 C-nál mutatkozó második hőfelvétellel járó reakció a rácsszerkezetbe épült OHionokból keletkezett víz elpárolgásához szükséges hőmennyiség jele. Az illitben az egyes rácssíkok elemeinek központi atomjai részben helyettesíthetők, így a tetraéder szilíciuma helyére alumínium épülhet be, míg az oktaéder központi alumíniumát magnézium vagy vas helyettesítheti. Ezek a helyettesítések töltésnövekedéssel járnak, mert a Si4+ helyére Al3+ lép, ezért egy oxigénatom egyik vegyértéke szabadon marad, így a negatív töltések száma nagyobb lesz. Ugyanez a következménye annak, ha az oktaéder Al3+-ját Fe2+vagy Mg2+ cseréli ki. A háromrétegű, 2:1 típusú agyagásványok másik csoportja a vermikulitcsoport. Nevét onnan kapta, hogy hevítve féregszerűen felduzzad (latin: vermes). Az oktaédersík központi atomja többségében Mg-atom, de a tetraédersík szilíciumát is részben alumínium helyettesíti. Az így képződő nagy számú negatív töltéstől nagy a kation-kicserélő képessége. A vermikulit trioktaéderes ásvány, ami azt jelenti, hogy az oktaédersík minden központi helye be van töltve, ellentétben a dioktaéderes ásványokkal, melyekben három oktaéder közül csak kettőnek van központi atomja, így minden harmadik oktaéder központi helye betöltetlen. A vermikulit röntgendiffrakciós vizsgálata 14 Å-nél mutat erős reflexiót, amely csúcsérték etilénglikolos duzzasztásra nem változik, de 335 C-on hevítve a rács összeroskad, és 10 Å-ös reflexiót ad. A háromrétegű agyagásványok harmadik csoportja a szmektitek csoportja. Itt is van helyettesítés a központi atomok helyén, de kisebb mértékben, mint a vermikulit esetében. A röntgen diffrakció 14 Å-ös csúcsértéke etilén-glikolos kezelésre 18 Å-re nő, míg 335 C-os hevítésre 10 Å-re csökken. Ez a duzzadóképesség a vízzel szemben is megmutatkozik, ezért a szmektites talajok erősen repedezők és duzzadók. Kation-kicserélő képességük kisebb mint a vermikulité, de még mindig jelentős. Mivel a duzzadás következtében a rácsközi térben hidratált kationok és kis moltömegű szerves anyagok is megkötődhetnek, a szmektites talajok vízgazdálkodásán kívül tápanyag-gazdálkodásuk és humuszosodásuk is jellegzetes. Ha a háromrétegű ásványok rácskötegközi pozícióiba Mg, Fe vagy Al épül be, amint e béepülés mértéke nő, rendezett állapotba megy át az oxidhidrátos anyag, ami oktaéderes konfigurációt jelent. Így két oktaédersík és két tetraédersík kapcsolódik egymáshoz, vagyis 2:1:1 arány lesz rájuk jellemző. Ezeket az ásványokat hívjuk kloritoknak. A kloritcsoporton belül megkülönböztetünk elsődleges és másodlagos, duzzadó vagy talajkloritokat. Az elsődleges kloritok kristályos palák ásványai, melyekben a tetraédersíkban a Si-ot részben Al, az oktaédersíkban az Al-t részben Mg helyettesíti. Ha a második oktaédersík Mg(OH) 2 kémiai összetételű brucitsíkból áll és ebben a Mg-ot Al helyettesíti, a negatív töltések egy része kiegyenlítődik, ezért a kloritok kation-kicserélő képessége kicsi. A röntgendiffrakció 14 és 7 Å-ön mutat reflexiót, ami az elsődleges kloritok esetében nem mutat duzzadást etilénglikol hatására, sem a 335 C-os izzítás nem okoz változást. A duzzadó kloritok 14 Å-ös csúcsértéke etilénglikolos kezelés hatására Å-re változik, ami hevítés következményeként visszaáll 14 Å- re. A fontosabb agyagásványcsoportok néhány talajtanilag jellemző tulajdonságát a 2.1. táblázatban foglaltuk össze táblázat - A fontosabb agyagásványcsoportok néhány talajtanilag jelentős tulajdonsága Agyagásvá ny Kationkicserélés m.e./100 g Duzzadás Tapadás Holtvíz (%) Kaolinit Klorit Illit Szmektit
30 A talaj ásványi alkotórészei Vermikulit Mint a táblázatból látható, az agyagásványok kation-kicserélő képességük és káliumtartalmuk alapján is megkülönböztethetők. Ezért a röntgendiffrakciós vizsgálatok és a termikus görbék mellett ezeket az adatokat is felhasználhatjuk az agyagásvány típusának meghatározásához, amint az a 2.3. ábrán látható ábra - A talajok rétegrácsos agyagásványainak jellemzése az agyagos rész T-értéke és káliumtartalma alapján. AVERY és BULLOCK, Az agyagásványok a talajokban ritkán fordulnak elő tiszta állapotban, legtöbbször vegyes rácsú ásványok kíséretében valamint ásványtársulásokban találhatók. Az egyes társulások országos elterjedését a 2.4. ábrán mutatjuk be ábra - A talajok agyagásvány-társulásainak térképe. STEFANOVITS, DOMBÓVÁRINÉ,
31 A talaj ásványi alkotórészei A talajok agyagos részében kivételesen olyan ásványok fordulnak elő, amelyek láncszerű kristályszerkezetet mutatnak. Ilyenek a szepiolit és a paligorszkit vagy más néven attapulgit. Ezek különböző víztartalmú magnézium-szilikátok. Ez utóbbiak porát növényvédő szerek hordozóanyagaként is használják. Fontosak ezenkívül az agyagos rész nem kristályos, vagyis amorf alkotórészei, az allofánok és az imogolit. Összetételükben ugyancsak a kovasav az alumínium-oxidhidrátok vannak túlsúlyban, de ezek egymáshoz viszonyított aránya nem oly meghatározott, mint a kristályos agyagásványokban. Különösen vulkáni tufák gyors mállásakor képződött talajokban fordulnak elő. Röntgenamorfok, de nagy a kation-kicserélő kapacitásuk Vázrácsos vagy térrácsos szilikátok A vázrácsos vagy térrácsos szilikátok csoportjához a kőzetek és a talajok igen fontos ásványai tartoznak. Szerkezeti felépítésükben a szilíciumoxid-tetraéderek minden oxigénje egy másik tetraéderrel közös, így a tér mindhárom irányában szabályos elrendezést mutatnak. A tetraéderek egy részében a szilíciumot alumínium helyettesíti, így lehetőség nyílik más kationok beépülésére a tetraéderek közötti térbe. Aszerint, hogy a beépülő kation Ca-, Na- vagy K-ion-e, megkülönböztetünk kalcium, nátrium és káliföldpátokat. A plagioklászok kalcium- és nátriumföldpátok különböző arányú elegyéből állnak, melyek között folytonos az átmenet. A tiszta kalciumföldpátot anortitnak, a nátriumföldpátot albitnak nevezik. Ugyancsak folytonos az átmenet a kálium- és nátriumföldpátok között. A tiszta káliföldpátot ortoklásznak, mikroklinnak nevezik, melyek egymástól kristályszerkezetükben különböznek. A vázrácsos szilikátok önálló csoportját alkotják a zeolitok, melyek nagy ioncsere-kapacitásukkal tűnnek ki. Ezt szerkezeti felépítésüknek köszönhetik, melyben olyan csatornák alakulnak ki, amelyek megkönnyítik az ionok ki- és belépését. Riolittufák mállása folyamán keletkeznek, különösen a Zempléni-hegység kőzeteiben és talajaiban gyakoriak. Főbb fajtáik a nátrolit, a chabazit, a klinoptilolit és a mordenit. Annak érdekében, hogy a különböző szilikátásványok kőzetekben betöltött szerepét láttassuk, bemutatjuk a földkéreg kovasavtartalmú ásványainak megoszlását: kvarc 18%, földpátok 64%, 13
32 A talaj ásványi alkotórészei ebből: plagioklá sz 42%, piroxén amfiból és ortoklász 22%, 9%, csillámok 4%, olivin 1,5%, egyéb szilikátok 3,5%. Ez az arány a talajokban jelentősen módosul, mert az elsődleges ásványok mállása folyamán agyagásványok képződnek. 14
33 3. fejezet - Talajképző tényezők Dokucsajev munkássága óta öt talajképző tényezőt különböztetünk meg: aföldtani, az éghajlati, a domborzati, a biológiai tényezőt, valamint atalajok korát. Ezek a tényezők együttesen alakítják a talajt, egymást nem helyettesíthetik, egyesek közülük csak időlegesen és helyileg kerülhetnek uralomra. Az ember lakta területeken ezekhez még hozzájárul az emberi tevékenység mint a talajképződést módosító tényező. A Föld felszínén kialakult földrajzi övezeteken belül az egyes tényezők másmás jelleggel lépnek fel, ezért a kialakult talajok egymástól különböznek, de abban közösek, hogy állandó fejlődésben vannak,alakulnak, változnak. A talajfejlődés iránya nem előre megszabott, a talajképző tényezők alakulásának valamint a talaj önfejlődésének hatására módosul. 1. A földtani tényezők E gyűjtőnéven foglaljuk össze azokat a természeti jelenségeket, amelyek a földkéreg anyagát kialakították és elrendeződését megszabták. A talajképződés szempontjából a földtani tényezők két nagy csoportra bonthatók: aktív és passzív tényezőkre. Az aktív földtani tényezők a talajképződést tevőlegesen befolyásolják, a passzív földtani tényezők csupán a talajképződés feltételei; anyagot szolgáltatnak a talajok kialakulásához. Aktív földtani tényezők: a) A kéregmozgások következtében lejátszódó kiemelkedés, amelynek hatására nő a terület reliefenergiája, ennek következményeképpen az erózió, a lejtő meredeksége, így megváltoznak a sugárzásviszonyok. b) A süllyedés következtében megindul a feltöltődés, növekszik a belvízveszély, és erősödik a talajvíz hatása. c) A talajvízviszonyok hatása többféle. A talajvíz közelsége réti, szikes vagy lápos talajok kialakulását idézi elő, a víz nátriumsó-tartalma pedig a szikesedést váltja ki. d) A felszíni vizek az ártereken gyarapítják, az oldalazó erózió útján csökkentik a talajok felületét. Passzív földtani tényezők: a) A kőzet fizikai tulajdonságai tömör vagy laza volta, szemcsézettsége befolyásolják az élővilág megtelepedésének feltételeit. b) A kőzet ásványi összetétele egyrészt a mállását szabja meg, másrészt azoknak az anyagoknak a skáláját és mennyiségét, melyek a mállás folyamán felszabadulnak, és átcsoportosulva a talaj jellemző és értékes alkotóelemeivé válnak. 2. Az éghajlati tényezők A talajképződés tekintetében jelentősek a hőmérséklet-, a csapadék- és a szélviszonyok. a) A hőmérsékleti viszonyok azt jelzik, hogy a felszínre mennyi energia érkezik, és ez milyen mértékben és milyen hosszú időn át segíti a talajban lejátszódó fizikai és kémiai folyamatok kialakulását, valamint sebességét. Egyben megszabják azt is, hogy a talajon milyen növények élhetnek, ezek tevékenysége milyen hosszú ideig tarthat, valamint a növények által termelt szerves anyag milyen ütemben bomlik el a mikroszervezetek tevékenységének következményeként. b) A csapadékviszonyok a felszínre érkező víz mennyiségét és formáját szabják meg, valamint a párolgással együtt a talaj vízháztartását befolyásolják. A nedvesség mennyisége, az átnedvesedés tartama, valamint a hőmérséklettel való kapcsolat szabja meg a mállási folyamatok irányát és intenzitását, de ugyanezek a tényezők irányítják a talajon élő növénytakaró és a talajban tevékenykedő mikroszervezetek életét is. 15
34 Talajképző tényezők c) A szélviszonyok közvetett hatásuk a párolgás és a párologtatás fokozása révén befolyásolják a talajképződést, de közvetlen hatásuk is érvényesül a defláció, a szél által előidézett talajpusztulás útján. 3. A domborzati tényezők Elemei közvetve érvényesülnek mind az éghajlati tényezők hatásának módosításában, mind a földtani tényezők alakulásának mikéntjében. A tengerszint feletti magassággal nemcsak a hőmérséklet csökken, hanem rendszerint legalábbis hazai viszonyaink között a csapadék mennyisége is nő. Jelentős hatással van a domborzat, illetve a domborzat fejlődése a talajpusztulás, elsősorban a víz által okozott talajpusztulás kialakulására és kártételére, valamint a lejtők kitettségének mértéke szerint a besugárzásra, amely a talajok hő- és vízgazdálkodását alapvetően megszabja. 4. A biológiai tényezők Ezek közé sorolhatók mindazon hatások, amelyek a talajon és a talajban élő lények tevékenysége következtében jutnak érvényre, akár közvetlenül, akár közvetve a termelt anyagok által fejtik ki hatásukat, módosítják és alakítják a talaj anyagát. A talajtani tudományban mindinkább a talajok keletkezésének biológiaiszemlélete nyer teret. Arról a hatásról, amit a növények és az állatok életük folyamán vagy elpusztulásuk után gyakorolnak a talajra megváltoztatva annak addigi képét és a benne lejátszódó folyamatokat egyre több adat áll rendelkezésünkre. A talaj szerves anyaga, a humusz központi helyet foglal el a talajtannal foglalkozók érdeklődési körében. Sokáig a talajok egyetlen termékenységet megszabó alkotórészének tartották a humuszt, és kémiai, valamint fizikai megismerésétől várták a talajtan legégetőbb kérdéseinek megoldását. Ma már tudjuk, hogy a talajok kialakításában az élőlények szerepe nem korlátozódik a szerves anyag felépítésére és bontására, hanem életük folyamán a talajok szervetlen alkotórészeire éppúgy hatnak, mint a szervesekre. Az állatok és a növények fizikai hatása, a gyökerek nyomóereje, a gyökérjáratok sűrűsége befolyásolja a talaj szerkezetét, a talajlakó állatok pedig a talaj szintjeinek állandó keverését végzik, és járataik elősegítik a víz beszivárgását. A fizikai hatáson kívül nagy jelentőségük van a kémiai változásoknak is, melyeket a talajon élő növényzet és a talajlakó állatok idéznek elő. Az elemek kis vagy biológiai körforgása folyamán a növények tápanyagot vesznek fel a talajból, gyökérváladékuk elbontja az ásványi szemcséket, majd a talajra kerülő szerves maradványokkal a felszínen és a felszínhez közel felhalmozzák a növénytáplálkozás szempontjából értékes anyagokat. Így a talaj a növényzet közreműködésével gazdagodhat, de ugyanez a tényező az elszegényedését is okozhatja, ha a keletkező szerves anyagok, a tápelemek kimosódnak. A talajon élő növényzet és a talaj állatvilága, mely a talajjal szoros kapcsolatban áll és kölcsönös egymásra hatások keretében befolyásolja a talaj fizikai és kémiai tulajdonságait, egyik döntő tényezője a talajképződésnek. A talajképződés megindulásakor, amikor a talajképző kőzet kedvező körülmények közé kerülve alkalmassá válik az első élőlények megteledésére és így a mállás, valamint a talajképződés egyidejű kezdetére, megindul a biológiai hatások hosszú láncolata, amely mindaddig fennáll, amíg egyáltalán talajról beszélhetünk. A talaj életét szabályozó biológiai folyamatok során nem választhatjuk külön az egyes részek szerepét az egész hatásától, az egyes élőlények szerepét a társulások befolyásától. Az egyes növény- és állatfajok sem külön-külön fejtik ki hatásukat, hanem egymás létének előfeltételei, egymás tevékenységének folytatói. A magasabb rendű zöld növények a szervesanyag-szintézis segítségével felépítik testüket és a talaj értékes anyagait dúsítják fel abban, a talaj apró szervezetei pedig az így előállott szerves anyag lebontását végzik. Ugyanakkor azonban a zöld növények táplálkozása nem képzelhető el a baktériumok és a talajlakó mikroszkopikus gombák előkészítő tevékenysége nélkül. Az állatvilág szerepe sem korlátozható csak az egyszerű lebontásra, mert eközben is új, a talajképződés szempontjából értékes anyagok keletkeznek. Ezek a részfolyamatok tehát láncszerűen egymásba kapcsolódnak, s a szerves anyag felépülésének és lebontásának egyes szakaszait jelentő láncszemek alkotják a biológiai láncokat, melyeknek ma sajnos csak egyes részeit ismerjük. Ezek dinamikus egyensúlya szabja meg azokat a folyamatokat, amelyek hatásának összességét a talaj biológiai aktivitásának nevezzük. Az eddig ismertetett talajképződési tényezők hatása azonban nem egyirányú és nem változatlan, mert a megváltozott talaj visszahat a képződési tényezőkre, amelyek hatása ezzel megújul, erősödik. Így az erózió megváltoztatja a domborzatot, ami viszont gyorsíthatja vagy lassíthatja a további eróziót. A sötétebb színű talaj 16
35 Talajképző tényezők gyorsabban melegszik fel nappal, míg éjjel erősebben sugároz ki és hűl le. Ezért a sötétebb talaj szélsőségesebb mikroklímát idéz elő, ami viszont a humuszosodás feltételét változtatja meg, mert fokozatosan olyan növénytakaró alakul ki, amelyik jobban tűri a szélsőségeket. Ennek szervesanyag-termelő képessége kisebb, de ugyanakkor a szerves anyag föld feletti része évente kétszer hal el, a nyári szárazság idején és a téli fagy alkalmával. Hasonló visszacsatolás érvényesül a talaj savanyodásában. Az erdei alom savanyú anyagot termel lebomlása folyamán, ami a talajt elsavanyítja. De a savanyú talajon már csak olyan növénytársulás marad fenn, amely tűri a savasságot. Ezzel egyidejűleg a talajra jutó alom is mind savanyúbb lesz. Így a növekvő talajsavanyúság és a savanyúságot egyre jobban tűrő növényállomány fokozza egymás hatását. 5. A talajok kora Mint talajképző tényező Dokucsajev és tanítványai tanítása nyomán vált elfogadottá. Szükségszerűségét két ok indokolja: a) A Föld felszínén különböző időpontokban indult meg a talajképződés. A sarki övezetekben valamint az északi félteke nagy területein a talaj képződése csak a szárazföldi jégtakaró visszahúzódása után indulhatott meg. Ezzel szemben az egyenlítő tája hosszú évmilliókon át jégmentes volt, így a talajképződés kezdetét a tengerek visszahúzódása vagy a vulkáni tevékenység által felszínre hozott anyag jelentette. A két terület talajai közt tehát abszolút korukat illetően több évmilliónyi különbség lehet. Mivel pedig a talajképződés folyamán fizikai és kémiai folyamatok játszódnak le, amelyek kifejlődéséhez idő szükséges, természetes, hogy az idősebb talajokban ezek hatása kifejezettebb, összetettebb, mert új folyamatok fellépésére is lehetőséget adnak. A viszonylag fiatal felszínek talajai ugyanakkor kevesebb folyamat jeleit hordozzák magukon és ezek kifejlődése sem éri el az előbbiek erősségét. Az abszolút korok különbsége azonban nemcsak a Föld övezetei közt mutatható ki, hanem egy szűkebb térség tagjai között is. Egy övezeten, sőt tájon belül is előfordulhatnak idősebb és fiatalabb talajképződmények, mint például az erózió hatására megfiatalodott felszíneken. A közöttük lévő különbséget csak az abszolút koruk figyelembevételével magyarázhatjuk és érthetjük meg. b) A másik ok, amiért szükségessé vált a talajok korának besorolása a talajképző tényezők közé, az ugyanazon idő alatt elért különböző fejlődési állapot, vagyis a talajok relatív kora. A talajképző tényezők összhatásában mutatkozó különbség ugyanis ugyanazon idő alatt egyszerűbb és összetettebb talajok kialakulásához vezethet. Ilyen különbséget okozhat például a talajképző kőzet nagy szénsavasmész-tartalma. A sok szénsavas meszet tartalmazó kőzeten a kilúgozás folyamata csak hosszabb idő után képes az összes karbonátot kioldani és ezáltal lehetőséget adni más folyamatok bekapcsolására, mint az ugyanannyi csapadék hatása alatt álló, de szénsavas meszet nem tartalmazó talajképző kőzeten kialakult talajban. Ennek következménye, hogy ugyanazon abszolút korú talajok közt fejlődési állapotuk tekintetében különbség mutatkozik, amit úgy fejezünk ki, hogy más a talajok relatív kora. 6. Az emberi tevékenység A talajképző tényezők tárgyalásakor nem hagyhatjuk figyelmen kívül az emberi tevékenység talajra gyakorolt hatását sem, amely tudatosan vagy véletlenszerűen módosítja vagy megváltoztatja a talajképződésben részt vevő tényezők hatását. Az emberiség története folyamán minden tevékenység többé-kevésbé megváltoztatta a környezetet. Ez a változtatás általában annál nagyobb, minél fejlettebb a társadalom, amelyben az adott emberek élnek. A primitív népeknél a vadászat és a gyűjtögetés csak kis hatással volt a környezetre, különösen akkor, ha állandó vándorlással szerezték meg az önfenntartáshoz szükséges növényi és állati termékeket. Amint az ember huzamosabb ideig megtelepedett egy helyen, és állattenyésztéssel, majd földműveléssel foglalkozott, környezetét mesterségesen alakította, hogy minél több és jobb élelemhez, tüzelőhöz és ruházkodáshoz szükséges anyaghoz jusson. A fejlett társadalmak a nagyobb népsűrűségű területeken már nemcsak a növény- és állatvilágot változtatták meg, hanem öntözéssel növelték a talajra jutó víz mennyiségét, trágyázással gyarapították a talajba kerülő szerves anyagot és a talajműveléssel megváltoztatták a felső talajrétegek tulajdonságait. 17
36 Talajképző tényezők A modern mezőgazdaság hatása ennél jelentősebb, mert tudatosan alakítja a talajt és a benne lejátszódó folyamatokat műtrágyázással, mechanikai és kémiai talajjavítással, valamint vízszabályozással és öntözéssel. Volt (és a jövőben is lehet) a talajra káros hatása is az emberi tevékenységnek, éspedig olyan mértékű, hogy a helytelenül művelt területek elsivatagosodtak vagy erodálódva, talajtakaró nélkül terméketlenek maradtak. Más esetben a rosszul öntözött talajok elszikesedtek, elsósodtak vagy elmocsarasodtak. Az emberi tevékenység hatása nő az iparosodás, a városiasodás a közlekedés mértékének a növekedésével is. A légköri savas ülepedés kimutathatóan elsavanyította azokat a talajokat, amelyek nem tartalmaznak szénsavas meszet. Az erősen terhelt úthálózat mentén megnőtt a talajok nehézfémterhelése. A nagyvárosok lakóházainak fűtése megnövelte a talajra jutó savas szerves anyagok mennyiségét. A lakosság által termelt szennyvíz öntözésével, valamint a szennyvíztisztítók iszapjának a talajban való elhelyezésével nőtt a talajok terhelése. Mind a településfejlesztéshez, mind az út- és vasúthálózat bővítéséhez újabb talajfelületeket vontak el a természetes vagy a termesztett növénytakaró alól. Az emberi tevékenység tehát módosítja a talajképződésben érvényesülő természeti tényezők hatását. A tudatosan és helyesen alkalmazott beavatkozás a talajképződési tényezők hatását a termékenység növelése és állandósulása irányába változtathatja meg, a hibás gazdálkodás viszont csökkentheti a termékenységet, sőt tönkreteheti a talajt. E megváltozott talajképződési folyamatokat a jelenkori talajképződési folyamatok fogalomkörébe soroljuk. 7. A kőzetek A talajképződés nyersanyagát a kőzet szolgáltatja. Ennek fizikai tulajdonságai és kémiai, ásványtani összetétele nagymértékben befolyásolja a rajta kialakult talaj tulajdonságait. Volt idő a talajtani tudomány fejlődésében, amikor úgy vélték, hogy a kőzet alapvetően eldönti a talaj tulajdonságait, és ezért a talaj kialakulásában előbbrevaló a szerepe, mint a többi talajképző tényezőé, amelyek csak módosítják a kőzet hatását. Ebben az időszakban agrogeológiának nevezték a talajjal foglalkozó tudományt, és ez mind módszereiben, mind célkitűzéseiben nagymértékben támaszkodott a geológiára. Amint bebizonyosodott, hogy ugyanazon kőzeten a talajképző tényezők eltérő társulásának hatására igen sokféle talaj alakulhat ki, ez az irányzat átadta helyét a talajképző tényezők egyenrangúságát hirdető és a talajt önálló természeti jelenségként tárgyaló talajtannak. Ahhoz, hogy a kőzet talajra gyakorolt hatását valóban fel tudjuk mérni, ismernünk kell magát a kőzetet, valamint azokat a változásokat, amelyek a talajjá válás folyamán fellépnek és amelyeket összefoglaló néven talajképződésnek nevezünk. A talajtan szempontjából a kőzeteket tehát nem koruk, hanem elsősorban tulajdonságaik alapján különböztetjük meg. Mivel azonban a kőzetek tulajdonságai függenek azoktól a körülményektől, melyek között kialakultak, a földtörténet a talajtan tekintetében sem elhanyagolható. A hazánk talajviszonyaival való megismerkedést tehát a kőzetek kialakulásának és tulajdonságainak áttekintésével kell kezdenünk. A kőzetek a talajképződés alapjául szolgáló, a Föld szilárd burkát alkotó ásványtársulások. Keletkezésük alapján három nagy csoportjukat különböztetjük meg: a magmás, az üledékes és az átalakult kőzeteket. A magmás kőzetek a Föld mélyében nagy hőmérsékleten izzó és folyékony magma a felszínre törése vagy a felszínhez közeli lehűlése útján megszilárdult anyagából képződnek. Az üledékes kőzetek anyaga vízből, vagy levegőből leülepedett ásványok halmaza. Az átalakult kőzetek a magmás vagy üledékes kőzetek anyagából képződtek a kőzetanyag nagy nyomás vagy nagy hőmérséklet hatására bekövetkezett változása folytán A magmás kőzetek Megkülönböztethetők a megjelenésük, a koruk és az ásványi összetételük szerint. Az áttekinthetőség kedvéért adatainkat a 3.1. táblázatban foglaltuk össze. 18
37 Talajképző tényezők 3.1. táblázat - A fontosabb magmás kőzetek és ásványi összetételük Kőzet Savanyú Semleges Bázikus Ultrabáziku s Mélységbeli Gránit Granodiorit Szienit Diorit Gabbró Peridotit Kiömlési idősebb Kvarcporfir Kvarcporfirit Porfir Porfirit Diabáz fiatalabb Riolit Dácit Trachit Andezit Bazalt Pikrit Kovasav, SiO 2% Kvarc sok közepes kevés kevés 0 0 Alkáli földpát sok közepes sok kevés 0 0 Pagioklász sok sok közepes sok sok 0 Csillám közepes közepes közepes közepes 0 0 Amfiból kevés közepes közepes sok közepes kevés Piroxén kevés kevés közepes közepes sok közepes Olivin közepes sok Érc (magnetit) kevés közepes Megjelenésük szerint megkülönböztetünk kiömlési, telér- és mélységi magmás kőzeteket. Koruk szerint két csoportra bonthatók, a régebbi geológiai korokban, a paleozoikum, illetve a geológiai harmadkorban, valamint ezután keletkezett fiatalabb kiömlési (eruptiv) kőzetekre. Az ásványi összetétel tekintetében a megkülönböztetés alapja a kovasavtartalom, és ennek alapján beszélhetünk savanyú, semleges és bázikus, valamint ultrabázikus kőzetekről. Gránit. Általános összetétele: kvarc 20 40%, káliföldpátok 20 45%, plagioklászok (savanyú) 15 40%, biotit és amfiból 5 15%. A kőzet szövete általában szemcsés. Minél kisebb ásványokból áll, annál jobban ellenáll a mállásnak. A földpátokból agyagásvány, az amfibólból klorit, a biotitból amely először mállik el vermikulit vagy illit képződik a környezet ionjaitól függően. A gránitból Ca-szegény, K-ban viszonylag gazdag durva szemcsés talaj képződik. A Velencei-hegység, valamint a Mecsek (Zengő) környékén fordul elő. Granodiorit. Ha a dioritban 20%-nál több a káliföldpát, granodioritnak nevezzük. Mórágy, illetve Szarvaskő környékén fordul elő. 19
38 Talajképző tényezők Diorit. Általános összetétel: plagioklászok 40 50%, biotit és amfiból 20 50%. Kvarc nincs benne. Szemcsés kőzet, mely Szarvaskőn fordul elő. Gabbró. Általános összetétele: plagioklászok 30 70%, augit 30 70%, olivin 0 30%. Sok benne a színes ásvány. Sok kalciumot, magnéziumot és vasat tartalmaz. Gyorsan mállik, ilyenkor vasban és kalciumban gazdag talaj képződik belőle. Szarvaskő és Recsk környékén fordul elő. Peridotit. Ultrabázikus kőzet, amely hazánkban ritka. Talajtani szempontból nincs jelentősége. Riolit. Mint kiömlési kőzet, a gyors lehűlés miatt az egyes ásványok kristályainak nagysága nem egyenletes. A nagyobb kristályok mellett az úgynevezett alapanyag finom szerkezetű, sokszor üvegszerű. Ezt nevezzük porfiros szövetnek. Jellemző ásványai: porfíros kiválásban: földpátok, kvarc, biotit, az alapanyagban: földpátok, kvarc, kőzetüveg. Ha a láva igen gyorsan hűl le, egészen üveges szerkezetű obszidián, perlit, szurokkő és horzsakő keletkezik. Összetétele a gránithoz hasonló, savanyú kőzet. Hazánkban miocénkorú rétegekben fordul elő, Tokaj-hegyalján, a Bükkalján és Gyöngyös környékén. Dácit. Az andezithez hasonló megjelenésű, a nagy plagioklásztáblák mellett kevés apró kvarcszemcse fordul elő; a színes elegyrésze kevés amfibólból és biotitból áll. Jellemző ásványai: a részben: porfíros plagioklász, kvarc, biotit, amfiból, az alapanyagban: plagioklászok, biotit, kvarc és kőzetüveg. A Börzsönyben, a Cserhátban, a Mátrában (Galyatető) fordul elő. Trachit. A porfiros rész plagioklászokat, biotitot és amfibólt valamint káliföldpátokat tartalmaz. Ez utóbbi miatt K 2O-ban kifejezett káliumtartalma 8 12%. A Zempléni-hegységben fordul elő. Andezit. Jellemző ásványai: a részben: porfiros plagioklászok, amfiból és piroxén, 20
39 Talajképző tényezők az alapanyagban: plagioklászok, kőzetüveg. augit, A felső eocén kori előfordulásai Recskről és a Velencei-hegységből (Nadap) ismertek. Miocénkoriak a komlói, szentendrei, visegrádi, börzsönyi, mátrai és zempléni-hegységbeli andezitek. Bazalt. Jellemző ásványai: a részben: porfiros augit, olivin, ritkán plagioklász, az alapanyagban: plagioklász, augit, olivin, magnetit. Az andezitnél lényegesen finomabb szemcséjű. Alapanyagában sok az apró plagioklász és a piroxén, de megjelenik benne a magnetit is. A porfiros kiválások majdnem teljes egészében színes ásványok, olivin és piroxén. A Balaton-felvidéken (Badacsony, Szent-György-hegy, Tátika, Haláp, Sághegy, Somló stb.) és Nógrád megyében (Somoskő) fordul elő. Diabáz. Idősebb, földtörténeti középkori változata a bazaltnak. Szarvaskő határában fordul elő. Atelérkőzeteka mélységi kőzeteknél gyorsabb lehűlésük miatt már részben porfiros szövetűek, de az alapanyag még teljesen kristályos. Minden mélységi kőzethez kapcsolódóan előfordulhatnak, azért jellemzőik azokhoz hasonlóan széles skálát alkotnak. A telérkőzeteknek két jellemző típusát ismerjük: a pegmatitot és az aplitos változatát. A pegmatit nagy, illetve óriás szemcsés, gázdús magmából kristályosodó kőzet. Gyakori változata a gránitpegmatit, mely gránithoz hasonló összetételű, kevesebb színes ásvánnyal (Székesfehérvár mellett). Az aplit igen apró szemcsés, a színes ásványok mennyisége elenyésző, hasadékokat kitöltő kőzet Üledékes kőzetek Négy csoportba sorolhatók: a vulkáni tufák, a törmelékes üledékes kőzetek, az oldatból kivált és a szerves eredetű üledékes kőzetek csoportjába. A vulkáni tufák a kitörési kőzetekkel egy időben képződnek. A föld mélyéből feltörő magma megszilárdulva létrehozza a kiömlési kőzeteket, a vulkáni működést kisebb-nagyobb mértékben kísérő hamuszórás anyaga viszont lerakódva tufákat alkot. A vulkáni tufa tehát a magma anyagából képződött hamu leülepedése és megszilárdulása révén alakul ki. A hamuanyagon kívül azonban tartalmazhat más alkotórészeket is, éspedig a kitörés alkalmával átszakított idegen fedőkőzetek darabjait vagy a láva vulkáni bombák alakjában felszínre kerülő részeit. A tufák a lávánál, vagyis a megfelelő kiömlési kőzetnél porózusabbak, és sok vulkáni üveget tartalmaznak, ezért könnyebben mállanak. Ha a vulkáni hamu a vízbe hullik és leülepedés közben más anyagokkal (pl. hullóporral) keveredik, tufit képződik. A vulkáni tufák és tufitok, vagy tefrák tehát átmenetet alkotnak a kiömlési és az üledékes kőzetek között. A törmelékes üledékes kőzetek a felszínen levő kőzetanyag aprózódása és másodlagos felhalmozódása útján jönnek létre. Az áthalmozódás folyamán a kőzetdarabok rendszerint nagyság szerint is osztályozódnak. Egyes esetekben a lerakódott törmeléket valamely anyag összeragasztja, cementálja. Aszerint, hogy ez a cementáló anyag miből áll, más a kőzet mállása és más a talajtani jelentősége. A cementáló anyag lehet szénsavas mész, ami talajtani szempontból kedvező, de lehet kovasav vagy vasoxidhidrát is, aminek a ragasztóhatása erősebb és a talajra gyakorolt befolyása nem kedvező. Az aprozódás mértéke, valamint az osztályozottság szerint megkülönböztetünk durva üledékeket (nemzetközi szakkifejezéssel jelölve pszefiteket), amelyekben a részecskék átmérője 2 mm-nél nagyobb. Ezek cementált fajtái a konglomerát, melyben a kődarabok gömbölyűek, valamint a breccsa, melynek alkotóelemei élesek, 21
40 Talajképző tényezők sarkosak. A 0,02 m-nél nagyobb átmérőjű részeket tartalmaző kőzeteket homokos üledékeknek, illetve a cementáltakat homokköveknek nevezzük (pszammitok). Végül a legfinomabb alkotórészekből a 0,002 mm-nél kisebb szemcsékből állnak az agyagos üledékek (pelitek). A törmelékes üledékes kőzetek közt különbséget tehetünk a szállítás és az osztályozás közege alapján is, aszerint, hogy ezt a feladatot a víz, a levegő vagy a jég látta-e el. Mindezeknek elsősorban a homokos és az agyagos üledékeknél van jelentőségük. A homokos üledék lehet víz által lerakott vagy szél által osztályozott. Az utóbbit futóhomoknak mondjuk. A finom szemcsés üledékek közül a vízi eredetűt iszapnak, a szél által lerakott szemcséket lösznek nevezzük. A különböző löszféleségek képződéséről és részben tulajdonságaikról a következő fejezetben lesz szó. Ezúttal a típusos lösz meghatározását és ásványi összetételét ismertetjük. Bulla szerint a típusos löszre jellemző, hogy színe fakósárga, felépítése rétegezetlen, porozitása nagyfokú és vízáteresztő képessége jó. Ezenkívül szénsavas meszet tartalmaz, morzsalékos, és jellemző rá a nagyfokú vertikális állékonyság. Ez utóbbi tulajdonsága miatt jönnek létre a löszvidékeken jól ismert vízmosások, horhosok és mély utak, amelyek fala igen meredek. A lösz mindenkor magán viseli környezetének bélyegeit is. Ásványi anyagának átlagos összetétele: 45 50% kvarc, 15 20% földpát, 10% csillám, 10 15% kalcit, 1 2% amfiból, 10 15% agyagásvány. Az arányok aszerint változnak, hogy a folyók hordalékanyaga, amelyből a finom részeket a szél kifújta, milyen területről származik. Vulkáni területek közelében, ott ahol több az andezit, megnő az amfibol és a piroxén mennyisége, több a vastartalmú ásvány, ezért a lösz színe sötétebb sárga. Ha vulkáni tufa anyaga keveredik a hullópor közé, jelentős mennyiségű könnyen málló vulkáni üveg kíséri az előbb említett általános löszásványokat. Mivel pedig ezek könnyen mállanak és képeznek agyagásványokat, a lösz agyagtartalma nagyobb lesz. A lösz külső megjelenése, ásványi összetétele, szemcsenagysága tehát vidékenként kisebb változásokat mutat. Az oldatból kivált üledékes kőzetek a tengerek és a tavak vizének bepárlódása, a bennük oldott sók oldhatóságukkal fordított sorrendben történő kiválása révén keletkeznek. Ide sorolható átmeneti tagként a márga (mely a törmelékes üledékes kőzetek felé alkot átmenetet), valamint a mészkő (mely a szerves eredetű üledékes kőzetekkel tart kapcsolatot). Hazánkban e csoportból a mészkőnek és a dolomitnak van nagy jelentősége a talajok kialakulásában. Ezek a kőzetek alkotják a rendzinák talajképző kőzetét, tulajdonságaik, így tömör vagy lazább felépítésük, szennyezettségük (elsősorban szilikáttartalmuk) a rendzinák változatainak keletkezését irányítják. A szerves eredetű üledékes kőzetek képződhetnek mind növényi szervezetek, mind állati szervezetek közreműködésével. A növényi eredetűek közül a tőzeget kell kiemelnünk mint talajképző kőzetet, amely azonban legalább annyira talajképződmény, mint kőzet. Az állati eredetű üledékes kőzet a már említett mészkövön kívül amelynek létrejöttéhez a tengervízben élő apró szervezetek mészpáncélja szolgáltatja az alapanyagot lehet diatomapala, valamint az állati csontok foszforanyagát tartalmazó nyersfoszfát Átalakulási kőzetek A magmás és az üledékes kőzetek nagy hőhatás, nyomás vagy vegyi behatás következtében mélyre ható átalakuláson mennek át. A kéregmozgás következményeként mélybe süllyedt kőzeteket érő hatások alapvetően megváltoztatják a fizikai, ásványtani és kémiai felépítést. A kiindulási kőzet valamint az átalakító hatás alapján megkülönböztetünk több átalakulási kőzetet, melyek közül a talajképződés tekintetében fontosakat soroljuk fel. Gneisz. Tömött, sárgás, szürkés kőzet, melyben szabad szemmel felismerhetők a csillámok, a kvarc, és a földpát. A palás szövet lehet feltűnő, de lehet elmosódott is. A mállott gneisz felülete fakó és sárgásbarna vasoxidkiválásoktól erezett. Elválása leveles-lemezes. Agyagpala. A mélyben átalakult agyagból képződött, amelyben a palás szerkezet, a leveles elválás és a viaszfény a jellemző. Fillit. Vékony lemezekben elváló fekete, szürkésfekete, ezüstös selymes fényű kőzet, melyben szabad szemmel apró csillámokat és kvarcot figyelhetünk meg. Málláskor apró lapokra hullik szét, felülete elhomályosodik és vasassá válik. 22
41 Talajképző tényezők Csillámpala. Olyan palás kőzet, melyben szabad szemmel sok ezüstös fényű csillám (muszkovit, biotit) figyelhető meg. Málláskor hasonlóan viselkedik, mint a fillit, de a csillámpalában több a csillám. Kloritpala. Zöld palás kőzet, amelyben klorit és fehér kvarc figyelhető meg. A kvarc rendszerint erekben található. Márvány. Teljesen kristályos szövetű mészkő, amelyben a kalcitkristályok nagyobbak 0,1 mm-nél, ezért szabad szemmel is láthatók. Színe igen változatos, fehér, sárga, rózsaszín vagy szürke egyaránt lehet. Talk vagy zsírkő. Tömött, viaszfényű, sima csúszós tapintású, lágy kőzet, amely szabálytalan lapokban válik szét. Mállott darabjai barnás színűek, lisztfinomságú porrá dörzsölhetők. 8. A kőzetek kialakulása 8.1. A harmadkori és idősebb földtani történések Magyarország a Kárpát-medencében van, amely a fiatalon gyűrődött Eurázsiai-hegységrendszer alpi-kárpáti része és a Dinári-lánchegység által körülzárt terület. E nagy kiterjedésű medence viszonylag fiatal, mert a harmadidőszak közepén, a környező hegységek gyűrődése és kiemelkedése utáni besüllyedésével keletkezett. E hatalmas méretű hegyképződési folyamat előtt a medence területén nagy ellenálló képességű, kemény kéregdarab, a Tiszia masszívum állott, mint az ókori variszcidák maradványa. Körülötte változó mélységű tenger húzódott, az ún. Tethys, amelyben felhalmozódott a masszívumról lehordott iszap és homok, valamint a tengervízből kivált mészkő és dolomit. A hegyképző erők hatására a masszívum először feldarabolódott, majd különböző darabjai lesüllyedve helyet adtak a mediterrán tengernek. Ez az újharmadkorban lejátszódó esemény egyben hatalmas szerkezeti változásokkal is járt, mert a kialakuló törésrendszer mentén feltört a folyékony magma, és hatalmas vulkáni tevékenység vette kezdetét. A medenceperemi törésvonalak mentén kialakuló fiatal vulkáni övezetben hatalmas mennyiségű láva és tufaanyag került a felszínre; összetétele és felszínre kerülésének időpontja azonban kisebbnagyobb eltéréseket mutat. Általában az állapítható meg, hogy a vulkáni tevékenység keletről nyugat felé haladt, és ezzel párhuzamosan a felszínre kerülő kőzetanyag is változott. A korábbi, vagyis a keleti tagok savanyúbb kőzeteket alakítottak ki, a riolitot és az andezitet Zempléni-hegység, a Bükk előhegységei, majd a Mátra, a Cserhát, a Börzsöny és a Visegrádi-hegység hatalmas tömegű andezitje tört a felszínre. Ez utóbbira jellemző, hogy a felszínre került kőzetek többnyire tufa alakjában szilárdultak meg vagyis a vulkáni tevékenység hatalmas hamuszórással járt együtt, és viszonylag kevés a láva alakjában megszilárdult andezit. A legnyugatibb és egyben a legfiatalabb vulkánosság a bazalt-vulkánosság, mely a Badacsonyt és a többi dunántúli bazaltkúpot hozta létre. Ez a folyamat elhúzódott egészen a negyedkor elejéig. A vulkáni tevékenységgel párhuzamosan folytatódott a terület differenciálódása. A vulkános terület, amely a régebbi tengerfenék anyagát is jelentette, fokozatosan emelkedett, míg a régebbi szárazulat, a Tiszia maradványa egyre jobban süllyedt. Ezért a kiemelkedő hegységek anyaga a süllyedést töltötte fel, melyben a harmadidőszak végén a Pannon-tenger helyezkedett el. Ez a sekély tenger fokozatosan édesvizűvé vált, és a medencét tavi, majd folyóvízi üledék töltötte fel. Ha tehát az ország valamint a Kárpát-medence kőzeteinek kialakulását meg akarjuk érteni, nem szabad elfelejtenünk, hogy a mai hegység anyaga a geológiai múltban a tengerben, vagyis a mélyben képződött, a mai Alföld helyén pedig valamikor magas hegyek állottak, melyek a mélybe süllyedtek, ezért anyaguk csak mély fúrásokkal ismerhető meg a vastag üledéktakaró alatt. A Pannon-tenger medencéje tehát fokozatosan feltöltődött, azonban a méter vastag tengeri és tavi üledék lerakódása után a medence süllyedése még mindig nem fejeződött be. A tenger visszavonulása után a süllyedő területet a folyók töltötték fel az emelkedő területekről lehordott anyaggal, ez azonban már új geológiai korszak, a negyedkor, ezen belül a pleisztocén beköszöntésével esik egybe A harmadkori kéregmozgások A harmadkorban lejátszódó kéregmozgások, amelyek hazánk földtörténetének forradalmi szakaszát idézték elő és amelyek a vulkánosság helyét és idejét megszabták, a vertikális valamint a horizontális mozgásokkal kialakították a mai felszín előfeltételeit. Az Alföld és a Kisalföld süllyedései, a törésvonalak, amelyek a Duna és 23
42 Talajképző tényezők a Tisza medrét irányították, mind előfeltételei voltak annak, hogy a pleisztocén, majd a jelenkori felszín kialakulhasson. Hangsúlyoznunk kell, hogy ezek a mozgások ma is elevenek, ma is hatnak, és helyenként ötven év alatt cm-es süllyedést, illetve emelkedést okoznak. A fokozódó szintkülönbségek hatására megerősödő erózió egyre jobban pusztította a mészkő- és a dolomithegységek anyagát, és azt szilikátos anyaggal keverve elterítette a hegyek lábánál keletkező medencékben vagy az enyhén lejtős hegylábi területeken. Természetes, hogy a vulkáni képződmények sem maradtak érintetlenek, és értékes elemeikkel gazdagították a növényi tápelemekkel egyoldalúan ellátott karbonátos kőzetek málladékát. Ez az erózió azonban nem semmisítette meg teljesen az idősebb felszíneket borító rétegeket, és így megvan annak az esélye, hogy a régebbi geológiai korok szárazföldjeinek talajtakarója eredeti helyén vagy attól távolabb néhol fellelhető legyen. Ez a tény igen fontos a jelenkori talajtakaró helyes megítélésében, hiszen nemcsak a jelenkori éghajlati és természeti viszonyok hatásával kell számolni a talajok képződésében, hanem az idősebb geológiai korok lényegesen eltérő viszonyainak hatásával is. Az ősi talajtakaró kialakulási feltételeihez a lemeztektonika következményeként előálló éghajlati és növényzeti különbségek is hozzájárulnak, amelyek sok esetben jelentősen eltérnek a maiaktól. A lemeztektonika, a kontinensek vándorlása, a hegyképződés szakaszaiban bekövetkezett kiemelkedések és süllyedések mind oda hatottak, hogy a maitól lényegesen eltérő talajképződmények keletkezzenek. A kontinensek óramutató irányába történt elmozdulása nemcsak az egyes területek egyenlítőtől való távolságát változtatták meg, hanem az óceáni áramlatok elterelésével vagy kialakításával olyan területeket tettek melegebbé és csapadékosabbá, amelyek ma a mérsékelt égövhöz tartoznak. A hegyképződéssel együtt járó kiemelkedések pedig a tengerben képződött mészkövön és dolomiton megindította a trópusi vagy száraz körülmények között a sivatagi talajképződést. És mindez a globális nagy felmelegedések és lehűlések folyamatával forrott egybe A negyedkor történései A negyedkor előtt a Kárpát-medence helyén az éghajlat a mainál jelentősen melegebb és nedvesebb volt, vagyis szubtrópusi, sőt trópusi jellegű amit a kövületekben fennmaradt trópusi növények igazolnak, a negyedkor beköszöntésekor azonban hűvösebbre fordult. Ismeretes, hogy a pleisztocén folyamán az északi féltekén a szárazföldi sarki jégtakaró jelentősen kiterjedt. Ez a szárazföldi jég hazánkat ugyan nem érte el, de a Kárpátok északi lábát megközelítette, sőt a Kárpátokban és az Alpokban helyi eljegesedést váltott ki. A jégtakaró közelsége hatással volt a Kárpát-medence éghajlatára, vagyis hazánk a periglaciális területekhez tartozott. A pleisztocén időszak éghajlata nem volt egységes. A szárazföldi jégtakaró kiterjedése időközönként jelentősen változott. Voltak időszakok, amikor a jég visszavonult, és voltak periódusok, amikor a jég újra kiterjedt és vastagodott. Ezeket az időszakokat, amelyek tartama néhány évtől évig terjedt, az Alpok területén kialakult jégtakaró alapján különböztetjük meg. Az egyes jeges időszakokat azokról a kis folyókról nevezték el, amelyek a jégtakaró kiterjedésének határát jelezték. Így beszélünk Günz, Mindel, Riss, Würm glaciálisról. A glaciálisok közt fellépő enyhébb éghajlatú időszakokat, amikor a jég részben elolvadt és visszahúzódott, interglaciálisnak nevezzük, ennek értelmében beszélünk Günz-Mindel, Mindel-Riss, Riss-Würm interglaciálisról. A legtöbb glaciális sem volt egyöntetű, hanem kisebb felmelegedés ezeken belül is előfordulhatott. Ezeket interstadiálisoknak nevezzük. Így például a Würm glaciálison belül beszélünk Würm I., II. és III. időszakról (stadiálisról), míg az ezek közötti enyhébb periódusokat Würm I-II., illetve Würm II-III. interstadiálisnak mondjuk. A változó hidegebb és szárazabb, majd az enyhébb és nedvesebb éghajlat nem volt hatás nélkül a növénytakaróra és a talajra sem. Nagyon leegyszerűsítve a jelenségeket kialakító törvényszerűségeket azt mondhatjuk, hogy a glaciálisok hideg és száraz éghajlata alatt a szél kifújta a folyóvizek által szállított és elterített üledékekből a port és messzebb szállítva ismét lerakta. Ebből keletkezett a lösz, míg a közelebb visszamaradó durvább szemcsék anyagából a futóhomok képződött. A melegebb és nedvesebb interstadiális valamint interglaciális időszakokban a növényzet dúsabb volt, és a ritka füves löszpusztákat felváltotta az erdő vagy az erdős sztyepp. Ennek megfelelően a löszképződés lassult vagy szünetelt, és a korábban lerakódott löszön megindult a talajképződés. Ezért az Alföld peremén vastag rétegekben követik egymást a lösz és a különböző korú talajképződmények. 24
43 Talajképző tényezők A magyar negyedkorkutatók munkássága alapján, valamint a környező és a távolabbi területek hasonló üledékeivel való összehasonlítás segítségével a hazai löszökről és a közbeékelődött talajképződményekről ma már átfogó képet rajzolhatunk. A rendszerezés alapján a kiválasztott és sokoldalúan vizsgált szelvények képezik, például a nemzetközi szakirodalomban több évtizede ismert paksi téglagyári feltárás, a dunaföldvári Duna-part, a Duna-kanyarban a Basaharc elnevezésű feltárás, valamint a mendei téglagyár bányagödre. A löszrétegek és az eltemetett (fosszilis) talajok sorrendjét Pécsi Márton szintetizáló munkája szerint a 3.1. és 3.2. ábrán mutatjuk be ábra - A magyarországi löszök rétegtani és kor szerinti tagolása. PÉCSI M
44 Talajképző tényezők 3.2. ábra - A magyarországi löszök rétegtani és kor szerinti tagolása. PÉCSI M
45 Talajképző tényezők Az izotóptechnika elsősorban a 14C szénizotóp arányának meghatározása ma már elég pontos kormeghatározást tesz lehetővé. Az elszenesedett famaradványokból végzett kormeghatározás elősegíti mind a talajok, mind a löszrétegek megkülönböztetését. Ezeket az eredményeket egybevetve a pollenvizsgálatokkal, az apró löszcsigák fajainak arányával, az állaticsont-leletekkel, sőt több esetben a löszben előforduló vadásztelepek kő- és csonteszközeivel mind többet tudunk meg a löszök és a talajok képződésének körülményeiről. 27
46 Talajképző tényezők A löszökben végzett kormeghatározás alapján tudjuk a hulló por lerakódásának ütemét, amely ezerévenként cm vastag réteget képez. Az eltemetett talajok képződése idején a porhullás lényegesen kisebb volt, így vált lehetővé a felszínhez közeli rétegekben a talajképződés, amely egyik helyen csernozjomot, a másikon barna erdőtalajt vagy szubtrópusi erdőtalajt eredményezett. A Kárpát-medencén belül így hazánk területén is a múltban ugyanúgy voltak éghajlati különbségek, mint ahogy ma is vannak. Nem mindenütt volt a hulló por lerakódása idején ritkafüves löszpuszta, vagyis nem mindenütt képződött típusos lösz a hullóporból. Ott, ahol ma sok a csapadék, a múltban is több volt, mint ma a száraz területeken. Így a hulló por ha eljutott odáig, az erdőbe hullott, ahol a talajképződés folyamatosan hatott a leülepedő anyagra. Az ilyen körülmények között képződött üledék, a lösz-vályog, több agyagot és kevesebb szénsavas meszet tartalmaz, mint a típusos lösz, ugyanakkor ennél a vas egy része is felszabadult, és az üledék színe barnás vagy vöröses. A másik esetben a hulló por nem száraz térszínen rakódik le, hanem nedves, ezért dúsabb fűvel borított réteken vagy mocsarakban. Ilyen körülmények között a hulló por anyaga könnyen mállik, ezért a keletkezett üledék, az alföldi lösz, több agyagot tartalmaz, és az elöntések hatására többnyire gyengén rétegezett. Jelentős hatással volt a már leülepedett hulló porra a fagyváltozékonyság is. A periglaciális terület egyes időszakaira az jellemző ugyanis, hogy a talaj mélyebb rétegeiben egész évben fagypont alatt marad a hőmérséklet. Ennek az örök fagy -nak (permafrost) a határa általában 1,5 2,5 méter mélységben volt. Az e fölött fekvő rétegek az évszakoknak megfelelően hol fagyos, hol fölengedett állapotban voltak. Mivel a mélyben fekvő állandóan fagyott réteg nem ereszti át a vizet, a csapadék nem tudott a talaj mélyebb rétegeibe szivárogni, hanem évről évre gazdagította a felső talajszinteket, végül pépszerű állapotot idézett elő. Ha ez a túl nedves, vagyis víztartó képességénél több nedvességet tartalmazó talaj megfagyott, a jég képződésével egy időben térfogatnövekedés állt be, az olvadás viszont térfogatcsökkenéssel járt. Sík területen a fagyváltozékonyság által érintett rétegek gyúró hatásnak voltak kitéve, az eredetileg vízszintes rétegek összekeveredtek és üstökhöz, zsákokhoz, ékekhez hasonló formák jöttek létre a talajban lejátszódó mozgás hatására. Lejtős területeken a pépes anyag lassan lefolyt a lejtőn, amit szoliflukciónak nevezünk. Így a lejtők talaja vékonyodott, a völgyek és a hegylábi területek talaja pedig vastagabb és enyhén rétegzett lett. Az ismertetettek alapján a hulló porból keletkezett üledékeket az 3.2. táblázat szerint csoportosíthatjuk táblázat - A hulló porból keletkezett üledékek csoportosítása Az üledékek learkódásának térszíne szerint Térszín Sztyepp Erdős sztyepp száraz nedves száraz nedves Mocsár Időszakos vízállás Kőzet lösz löszvályog mocsári lösz infúziós lösz Változat típusos alföldi Morfológia rétegzetlen rétegzett rétegzetlen rétegzett rétegzett rétegzett Átalakulás talajképződés hatására: erdőtalaj jelleg (agyagbemosódásos, barnaföld, mediterrán, szubtrópusi), csernozjom jelleg (csernozjom, humuszkarbonát), szemipedolit (a talajanyag bekeveredése a löszbe). Átalakulás szoliflukció hatására: lejtőlösz, szoliflukciós lösszerű vályog. 28
47 Talajképző tényezők Mint már az előzőekben említettük, a lösszel egy időben képződött az alföldeket borító futóhomok is, éspedig ugyanabból az anyagból. Ezért a lösz és a homok éles elválasztása igen nehéz. Sok esetben a lösz, amelyet a porfrakció, vagyis a 0,01 mm-es nagyságrendű szemcsék jellemeznek, tartalmaz több-kevesebb finom homokot, viszont a homokban is található leiszapolható rész. Ezért beszélünk homokos löszről és löszös homokról is. A felszíni rétegek felépítése sem egyöntetű. A lösz valamint különböző mennyiségű homokot tartalmazó változatai rétegesen követik egymást. Mivel ezek jelentősége a talajképződés szempontjából nem elhanyagolható, fontos, hogy a helyszíni talajvizsgálat alkalmával minden esetben feljegyezzük a rétegek vastagságát és minőségét. A pleisztocén képződmények közt meg kell még említeni a folyók teraszainak kavicsanyagát. A hegyekből lezúduló nagy energiájú vízfolyások sok kavicsot görgetnek magukkal, amelyeket a síkságra kiérve leraknak. Ezek a kavicshátak és törmelékkúpok a talajképződésnek különleges feltételeket teremtenek. A bemutatott földtörténeti korok áttekintését a 3.3. táblázatban adjuk meg, míg a kőzetek elterjedését a 3.3. ábra szemlélteti táblázat - Földtörténeti korok Földtörténeti korok Idő (millió év) A kőzetek keletkezési ideje és helye Magyarországon Éghajlat Növény- és állatvilág Holocén (alluviális kor) tőzeg: Nagyberek, Kis- Balaton, Ecsedi-láp; iszap: a mai vízhálózat kialakulása mai növényés állatvilág, emberi kultúrák: paleolit, mezolit, neolit, rézbronz-vas Negyed kor, kvarter Pleisztocé n (diluvium) (antropozo ikum) Würm I. 12 II. ezer év III. 600 ezer év Riss I. 1 II. Mindel I. II. Günz I. lösz: Alföld, Mezőföld stb. glaciálisokban hideg, csapadékos tél, hűvös nyár; évi középhőmérséklet 0 C alatt; interglaciálisokba n a maihoz hasonló vagy annál melegebb éghajlat; minden az É-i féltekén Európában: elefánt, oroszlán, kardfogú tigris, barlangi medve stb. II. Duna Harmad kor, tercier Pliocén levantei pannon 10 tengeri elöntés, majd beltó; homok, agyag, édesvízi mészkő; bazaltvulkánosság: Balaton fokozatos lehűlés az É-i féltekén; a maihoz hasonló éghajlati övek az ember megjelenése Miocén szarmata 25 fokozatos tengeri elöntés; a mainál örökzöld 29
48 Talajképző tényezők tarton helvét burdigál ai akvitánia i mészkő; lajta- mészkő: Fertőrákos; riolit és andezit; vulkánosság Visegrádi-hg., Börzsöny, Cserhát, Mátra, Zempléni-hg.; lignit: Várpalota, Hidas; barnaszén: Nógrád; apoka (slir): Borsodi-medence; szárazulat az ország nagy részén, kivéve az Északihegyvidéket melegebb hőmérséklet; Európa területén szubtrópusi, trópusi éghajlat szubtrópusi növények, pálmák; az emlősök kifejlődése Oligocén 45 tengeri üledékek: barnaagyag, budai márga, hárshegyi homokkő, kiscelli agyag gyenge lehűlés trópusi növényvilág, az emlősök megjelenése Kainozo ikum Eocén 60 szárazföldi szakasz: barnaszén: Tata, Esztergom; nummulinás mészkő; trópusi éghajlat első vulkánosság: Mátra, Börzsöny Kréta 140 alpi hegységképződés: a tenger fokozatosan visszavonul; bauxit: Villányi-hg, Bakony; barnaszén: Ajka gyenge lehűlés a sarkokon mediterrán éghajlat megjelennek a lombhullató fák Mezozoi kum Jura 175 kőszén: Mecsek; mangánérc: enyhe éghajlat Bakony; mészkő: vörös színű az őshüllők korszaka Triász 200 a Thetys-tenger kialakulása; gránit: Mórágy; mészkő: É- Borsodi karszt; gipsz: Perkupa; dachsteini mészkő, dolomit Európában trópusi éghajlat a tenger térhódítása: halgyíkok; páfrányok, pálmák Perm (diasz) 240 vörös homokkő: Balatonfelvidék, Velencei-hg, Mecsek; agyagos konglomerát a föld É-i részein eljegesedés tűlevelű fák, erős csontvázú reptíliák Paleozoi kum Karbon 310 variszkuszi-hegységrendszer, gránit: Mecsek, Jakab-hegy; agyagos konglomerát enyhe idő, D-i sarkvidéki eljegesedés pecsétfák, pikkelyfák, gazdag rovarvilág Devon 350 gneisz, gránit, kristályos pala-agyagpala: Kőszeg Sopron D-i félgömbön eljegesedés első gerincesek, őshalak Szilur 450 kaledóniai hegységképződés az Egyenlítő száraz, meleg éghajlat megjelennek a páfrányok, trilobiták 30
49 Talajképző tényezők Kambrium 540 magasabb hőmérséklet elsőtelepes növények, gerinctelen állatok 3.3. ábra - A kőzetek elterjedése 9. A hidrológiai viszonyok hatása A kőzetek kialakulásának áttekintése után a geológiai folyamatok másik eredményével, a hidrológiai viszonyok alakulásával kell röviden foglalkoznunk, mert ezek talajra gyakorolt hatása egyes esetekben jelentős. A földkéreg vertikális elmozdulásának nagy szerepe volt a hidrológiai viszonyok kialakulásában is. A kéregmozgással együttjáró törések előre jelezték a felületi vizek medrének irányát, a lesüllyedt területek maguk felé vonták a kiemelkedett térszínekről lefolyó vizeket, a kiemelkedésen belül fennálló helyi különbségek pedig új vízválasztókat hoztak létre. A víz talajra gyakorolt hatását, a víz által szállított hordalékoknak mint talajképző kőzetek elhelyezkedését csak akkor érthetjük meg, ha ismerjük vízrendszerünk kialakulásának történetét. Ismeretes, hogy a folyók medre és azok völgyei nem voltak azonosak a maiakkal még a geológiai közelmúltban sem. Ezért beszélünk ősfolyókról és ezek elhagyott völgyeiről vagy az általuk lerakott hordalékkúpokról, melyek keletkezését és felépítését ismerve feleletet kapunk sok talajtani kérdésre. Az ország legnagyobb folyója, a Duna, őse a geológiai harmadkor végén és a pleisztocén elején a Kisalföld peremét érintve dél felé folyt, és a Dráva menti süllyedő területet töltötte fel. Hasonlóképpen déli irányban folytak a Rába, valamint az akkor még alacsony Bakonyt átszelő ősfolyók, amelyeknek ma már csak a hordalékai találhatók meg a Balaton-ároktól délre. Ezen időszak maradványai a Somogyi homokhát, valamint a billegei erdőben található kavicshát. Ugyanígy délnek irányuló ősfolyók voltak az Ipoly, a Nyitra, a Garam és a Vág elődei, melyeknek kavicsanyaga ma már csak a Móri hasadékban, valamint néhány kisebb völgyben mutatható ki. Csak a Kisalföld gyors ütemű süllyedése, majd a Keszthely-Gleichenbergi vízválasztó kiemelkedése után vált a Dunántúl északi részén található vízfolyások iránya északivá, illetve keletivé. A Duna az Alföldön tehát csak a pleisztocénban jelent meg, de akkor sem mai medrében folyt, hanem a Visegrádi áttörés után délkeleti irányban (vagyis Cegléd irányában) teregette hordalékát. Ettől az iránytól fokozatosan térült el, saját hordalékkúpján 31
50 Talajképző tényezők vándorolva nyugat felé, amíg elfoglalta mai, közel észak-dél irányú, tektonikailag előre jelzett völgyét. Fokozatosan fejlődő, hatalmas hordalékkúpja alkotja a Duna Tisza közi síkvidék északi felét, és az ekkor lerakott karbonátos valamint löszös homok alkotja a táj talajképző kőzetét. A Duna jobb oldali mellékfolyói melyeknek hosszát most már a kiemelkedett Dunántúli-középhegység korlátozza úgy alakították ki völgyeiket, ahogy azt a sakktáblaszerűen feltöredezett Pannon-tábla törésrendszere előrajzolta. Ezért láthatunk közel derékszögű irányváltozásokat mind a Kapos, mind a Koppány, mind a kisebb vízfolyások völgyeiben. A pleisztocén végén a Dunántúl vízrendszerének kialakulását még egy tényező irányította: a Balaton árkának besüllyedése, amely a Budapest Keszthely irányú törésvonal mentén alakult ki, ugyanúgy, mint a Velencei-tó. A Balaton-árok elvágta a Bakonyból dél felé irányuló folyók útját, és így azok hordaléka ma már csak az eredeti vízgyűjtőtől elszigetelve található meg a Balatontól délre elterülő völgyekben, és csak a dolomittörmelék utal származási helyükre, a Bakonyra. A Duna bal parti mellékfolyóinak egy része, a Tisza, a Sajó, Hernád, valamint a Kárpátokból lefutó ősfolyók a pleisztocén elején szintén a maitól lényegesen eltérő irányt követtek. Általában észak dél irányában szelték át az Alföldet, miközben felépítették a Nyírség hatalmas hordalékkúpját, melynek homokanyaga annyiban különbözik a Duna hordalékanyagától, hogy nem tartalmaz szénsavas meszet, és így az erdőtalajok gyors kialakulásának nem volt fékezője. A Tisza csak a holocén elején vette föl mai irányát, északról kerülve meg a Nyírséget és a Tokaji-kapun át lépve be az Alföldre. Ennek előtte a Nyírségtől keletre az Érvölgyön át érte el az Alföld legjobban süllyedő területét, a mai Kőrösök mentét. Mint jellegzetes síksági folyónak tulajdonképpen medre nem is alakult ki, és a folyószabályozásig szabadon változtatta útját a mocsaras síkságon. Ezért a táj talajviszonyaira kifejtett hatása igen nagy területen érvényesült. Ennek az időszaknak a jellemzője volt az Alföldön a mocsaras holt medrekkel szabdalt síkság, melyen a talajvíz is a felszín közelében volt. A jelenlegi talajviszonyokból csak következtetni tudunk a valamikori helyzetre, melyek közt a terület talajképződése megindult, de általánosságban megállapítható, hogy a talajvíz szintje ma sincs mélyen a felszín alatt, és a múltban még közelebb volt. A talajvíz az Alföldön ma is nagyobb sótartalmú, mint az ország más részein, és ezen belül több nátriumot is tartalmaz. Mindez együttvéve a szikesedést váltotta ki, ami a talajok termékenységét sok helyen jelentősen csökkenti. Az alföldek, a medencék és a széles völgyek legmélyebb helyein a viszonylagos helyi vízbőség hatására mind a Dunántúlon, mind az Alföldön és a Kisalföldön láposodás indult meg. Ennek maradványai részben ma is fellelhetők tőzeglápok alakjában. Mindezeket összefoglalva megállapítható, hogy a hidrográfiai, ezen belül a talajvízviszonyok igen jelentős tényezői a talajok kialakulásának. 32
51 4. fejezet - A kőzet aprózódása és a mállás A Föld felszínére került kőzetek különböző átalakulásokon mennek át, melyeket együttesen mállásnak nevezünk. Az átalakulást előidéző energiák valamint az átalakulás jellege szerint megkülönböztetünk fizikai mállást aprózódást, valamint kémiai mállást. Az aprózódás a kőzet anyagában kémiai és ásványtani változásokat nem vált ki, csak a kőzet tömörségét valamint a szemcsék nagyságát változtatja meg, a kémiai mállás már kémiai és ásványtani átalakulásokkal jár, az elemek átcsoportosulását idézi elő. A mállás harmadik csoportja a biológiai mállás, amelynek folyamán szintén kémiai és fizikai változások mennek végbe, de ezt a zöld növények vagy a mikroszervezetek élettevékenysége szabja meg. 1. Fizikai mállás Az aprózódás vagy a fizikai mállás energiája származhat: a) a rétegnyomás csökkenéséből, b) a hőmérséklet változásából, c) a fagyjelenségek hatásából, d) a sókristályok növekedéséből, e) a növényzet gyökereinek nyomásából, f) a víz, a jégár és a szél koptató hatásából. A rétegnyomás csökkenése. Akkor jut szerephez, ha a kőzeteket fedő rétegeket lehordja az erózió. Az eredetileg nagy nyomás alatt álló rétegek felszabadulva a terhelés alól kiterjednek és eközben repedeznek. A hőmérséklet változása. A kőzetalkotó ásványok tágulási együtthatója nem egyforma, vagyis a hőmérsékletváltozásra a különböző ásványok másként terjednek ki, illetve húzódnak össze. Ezáltal a kőzet különböző ásványszemcséi közt feszültség lép fel, mely repedezést idéz elő. De nemcsak a különböző ásványokból álló kőzetekre hat a hőmérséklet-változás, hanem az egynemű kristályokból álló kőzetekben is felléphet feszültség, ha az ásványnak a különböző kristálytani tengelyek irányában mért tágulási együtthatója nem egyforma. Így például a kvarcprizmák hosszában, valamint az arra merőlegesen mért tágulási együtthatók sem egyformák. Ezeknek a jelenségeknek magyarázatul szolgáljanak a 4.1. táblázatban feltüntetett adatok. Felléphet hőhatás következtében feszültség a kőzet külső felülete és belső rétegei között is. Ennek oka, hogy a kőzet rossz hővezető tulajdonsága miatt felülete erősen felmelegszik és kitágul, a mélyebb (néhány cm-rel mélyebben fekvő) rétegei viszont nem. Az így keletkező feszültség hatására a kőzet felületi rétegei levelesen, pikkelyesen elválnak a kőzet tömegétől táblázat - Az egyes ásványok hossztengellyel párhuzamos és arra merőleges tágulási együtthatói Ásvány Hossztengelyre Tágulási együttható 10 4 cm Kvarc párhuzamos 75 Kvarc merőleges 140 Ortoklász párhuzamos 200 Ortoklász merőleges 15 33
52 A kőzet aprózódása és a mállás Kalcit párhuzamos 260 Kalcit merőleges 54 A fagyhatás. A rétegnyomás alól való felszabadulás vagy hőhatás következtében a kőzet felszínén képződő apró hajszálvékony repedésekbe behatoló víz fagypont alatti hőmérsékleten megfagy. Ismeretes, hogy a víz halmazállapot-változása, vagyis megfagyása kiterjedéssel, 9%-os térfogat-növekedéssel jár. A térfogat-növekedés hatalmas erőket válthat ki a repedésekben, melyek hatására azok kitágulnak. Ezek az erők elérhetik a N/cm2 értéket is, és hatásuk az ismétlődő olvadás és újrafagyás következtében fokozódik. A fagyhatás szemléltetésére a 4.2. táblázatban összefoglaljuk azokat az eredményeket, amelyeket a kőzetdarabok mesterséges fagyasztásával és fölengedésével kaptak táblázat - A fagyasztás és fölengedés hatása a kőzetre Kőzet Vízzel telt pórustér tf-%-ban Az első látható repedés hányadszori fagyasztásra lép fel Egyszeri fagyasztásra képződő törmelék g/m2 Homokk ő Homokk ő , ,3 Mészkő ,9 Márvány 0, ,05 A sókristályok növekedése. Az ebből származó erők kőzetaprózó hatása elsősorban száraz, sivatagi éghajlat alatt fekvő talajokban és kőzetekben jut érvényre. Ha kevés a csapadék, a sók a talajban felhalmozódnak és az ott levő vízzel telített oldatokat képeznek. Beszáradás hatására a telített sóoldatot tartalmazó repedések sódugóval elzáródnak, majd a kőzetfalakon keresztül a mélyebb részek is egyre több vizet veszítenek. Mivel a kikristályosodó sók térfogata nagyobb, mint a telített sóoldat térfogata, nyomás lép fel. Hasonló eredményre vezet, ha a már kivált sók hidrátvizet vesznek fel a talajnedvességből vagy a kőzetbe szivárgó csapadékvízből. Ez a jelenség ugyancsak térfogat-növekedéssel és ennek következményeként repesztő hatással jár együtt. Ennek nagyságrendje 1000 N/cm2. A jelenség ismétlődése, vagyis a váltakozó kiszáradás és a gyenge benedvesedés szintén a hatás fokozódásához vezet. A növényzet gyökereinek nyomóhatása. A már kialakult hajszálrepedésekbe behatolnak a növények gyökerei, majd növekedésük folyamán vastagodnak. Ez a vastagodás nyomást gyakorol a repedés oldalfalaira, e nyomás nagyságrendje azonban nem haladja meg a N/cm2 értéket. A víz és a jégár, valamint a szél koptató hatása. Az aprózódás ez esetben a kőzet törmelékeinek mozgási energiájából, valamint az ütközéskor keletkező hatásokból vezethető le. A vízben szállított kőzetdarabok részben a mederhez, részben egymáshoz ütköződve aprózódnak. Hogy milyen gyors ez az aprózódás, az függ a kőzet minőségétől, vagyis szilárdságtól és hasadásától. Például megfigyelték, hogy egy 0,2%-os esésű hegyi patakban különböző, egyenként 20 cm átmérőjű kőzetdaraboknak 2 cm átmérőjű részekre való aprózódásához az alábbi hordalékszállítási távolságra volt szükség: 34
53 A kőzet aprózódása és a mállás gránit gneisz csillámpala és 11 km, 1,5 km. Hasonló különbségek észlelhetők a kőzetből kimállott ásványok között is, mert míg a kvarc igen ellenálló és csak igen hosszú távolság után kopik le, a földpátok, a piroxén és az amfibol már viszonylag rövid szállítás után felaprózódik. Ezzel részben magyarázható, hogy a hordalék keletkezésének forrásától való távolodás arányában növekszik a hordalék kvarctartalma. Összefoglalva a fizikai mállás, vagyis az aprózódás hatását hangsúlyozni kell, hogy ez az aprózódás csak egy bizonyos határig mehet végbe. Ha ugyanis az aprózódáskor képződött szemcse olyan kicsi lesz, hogy tömege és ennek következtében mozgási energiája nem elegendő ahhoz, hogy az ütközéskor annyi energiát közöljön, amennyi a hasadáshoz szükséges, akkor nincs további aprózódás. Ez a határérték a 0,01 mm-es szemcseátmérő körül van. Ennél kisebb részek tehát már csak kémiai mállás útján keletkezhetnek. A fizikai mállás folyamán megváltozik a kőzet számos tulajdonsága. Talajtani szempontból elsősorban a felület megnövekedése, a víz- és a légjárhatóság jelentősége nagy, mert ezek teszik lehetővé a további folyamat, a kémiai mállás gyors lefolyását. 2. Kémiai mállás A kémiai mállás hatására már nemcsak az anyag szemcsézettsége változik meg, mint az aprózódás folyamán, hanem kémiai és ásványtani felépítése is. A kémiai mállás indítóoka az, hogy a mélységben keletkezett kőzetek a felszínre kerülve más körülmények közé jutnak, mint amilyenek közt létrejöttek. A nyomás, a hőmérséklet és a kémiai környezet változásának hatására a mélyben fennálló egyensúlyok amelyek az ásványok minőségét megszabták itt már másként alakulnak, eltolódnak, és ezt igyekeznek az ásványok is követni, miközben nagyobb energiájú, más összetételű ásványokká alakulnak. A kémiai mállást jellemzi, hogy termékeiben több az energia, összetételükben pedig több a víz, valamint az OH-gyök. Ha a kémiai mállás folyamatait rendszerbe akarjuk foglalni, akkor a következő folyamatokat különböztethetjük meg: a) oldási folyamatok, b) szilikátok hidrolízise, c) savas oldatok hatása, d) oxidáció Oldási folyamatok Hatásukra a vízben könnyen oldódó anyagok kimosódnak a kőzetekből. Elsősorban az alkáli fémek, valamint az alkáli földfémek sói oldódnak ki a kőzetből, éspedig az oldhatóságuknak megfelelő sorrendben és arányban. A különböző sókból 1 liter 20 C-os vízben oldható mennyiségek: MgCl 2 6H 2O 560 g, NaCl 360 g, CaSO 4 2H 2O 2,6 g, CaMg(CO 3) 2 0,3 g, CaCO 3 0,1 g. 35
54 A kőzet aprózódása és a mállás Jelentősen megváltozik a karbonátok vízben való oldhatósága, ha a víz CO 2-ot tartalmaz, mert hidrogénkarbonát-képződés következtében nő az oldhatóság. Erre vonatkozóan a 4.3. táblázatban ismertetünk adatokat táblázat - A víz szénsavasmész-oldó képessége a vele egyensúlyban levő levegő CO 2 - tartalmától függően CO 2 tf-%-ban 0,03 0,33 1,6 4, mg CaCO 3/liter víz az oldat ph-ja 8,3 7,6 7,1 6,9 6,7 6,0 Az oldási folyamatok hatására alakulnak ki mészkőterületeken a karsztjelenségek, képződnek barlangok, majd ezek beszakadásával töbrök és dolinák. De igen fontos az oldódás a lösz vagy a laza üledékes kőzetek esetében, mert a talajképződés más módon alakul, ha a szénsavas meszet a víz már előzőleg kioldotta A szilikátok hidrolízise A víz nemcsak mint oldószer, mint közeg hat, hanem hatást fejtenek ki a víz ionjai, a H+ és az OH -ionok is. Különösen fontos a kémiai mállásnak az a folyamata, amely a szilikátokat érinti. A vízben jól oldódó sók hidrolízise gyorsan végbemegy, a vízben csak kevéssé oldható szilikátok mállása viszont a felületen indul meg, és csak lassan halad az ásvány közepe felé. A szilikátok mállásának szemléltetésére az ortoklász elbomlását írjuk le, aminek egyik lehetősége az alábbi kémiai egyenlettel vázolható: Vagyis a víz H+-ionja belép a szilikátba, kiszorítva a K+-iont, ami kálilúgot képez, és így a ph lúgos lesz (9 10). A szilikátrács, melyben a kálium helyén H+ van, már nem elég szilárd, és a további hidrolitikus folyamatok hatására elbomlik. Ez a bomlás a körülményektől függően két irányban játszódhat le. Az egyik reakció folyamán kovasav és alumínium-hidroxid keletkezik, a másikban az agyagásványok képződésére lehetőséget adó átmeneti bomlástermék (allofán) jön létre, kovasav kíséretében: HAlSi 3O 8 + 4HOH Al(OH) 3 + 3H 2SiO 3, 2HAlSi 3O 8 + 5HOH Al 2Si 2O 5(OH) 4 + 4H 2SiO 3. A reakciótermékek közt szereplő káliumionok kapcsolódhatnak az agyagásvány-előtermékkel is, és ilyenkor illit típusú rács alakul ki. De ha a kálium kioldódik a reakciótermékek közül, akkor a kaolinit képződése lép előtérbe. Az ortoklász felületén tehát egy néhány molekula vastagságú agyagásványhártya képződik, amelynek rácsszerkezete és ennek következtében típusa attól függ, hogy milyen erős a kimosódás és milyen ionok találhatók az oldatban. Ez a hártya jelentősen fékezi a további mállást, mert meggátolja a bomlástermékek gyors kimosódását, és a földpátásvány közepe hosszú ideig változatlan marad. Ezzel szemben gyorsíthatják a mállást olyan szerves anyagok, melyek a nehezen oldható mállástermékkel, mint a vassal és az alumíniummal komplex vegyületeket képeznek, és így a kioldásukhoz hozzájárulhatnak. Az elmondottak nemcsak az ortoklászra érvényesek, hanem a többi nem rétegrácsos szilikátra is. Jelentős hatással van a mállás irányára és a keletkezett mállástermékre a közegben található ionok töménysége, aránya, valamint a savanyúság. Az erős kilúgozás és a savanyú közeg a kaolincsoport (nemzetközi megjelölés szerint kanditok) képződésének kedvez, gyengén lúgos, sok magnéziumot tartalmazó közegben pedig a montmorillonit-csoport (nemzetközi megjelölés szerint szmektitek) ásványai keletkeznek. Mérsékelt savanyúság és kilúgozás, valamint kálium jelenléte az illitek kialakulását segíti elő. 36
55 A kőzet aprózódása és a mállás Trópusi területen, ahol sok a csapadék és savas a közeg, a sok gyorsan bomló szerves anyag hatására több a kaolinit és a vas-, alumínium-oxidhidrát, a kevésbé csapadékos mérsékelt égövben az alkalikus közegben végbement mállás termékei közt viszont több az illit és a montmorillonit. Némileg eltér a fenti sémától a csillámok mállása. Ezek rácsszerkezete ugyanolyan rétegrácskötegekből áll, mint az illité, a montmorillonité vagy a vermikulité és a klorité. Ha tehát a hidrolízis folyamán a rácsokat összetartó kálium kioldódik, víz és hidratált kationok léphetnek a rácskötegek közé. Ezért a csillámok átalakulása folyamán az elsődleges ásványok rácsának elemei átöröklődhetnek az agyagásványok képződésekor, sőt legtöbb esetben a közbenső átmeneti termékek is megtalálhatók a kőzet málladékában vagy a talajban. Ez a folyamat, amely lényegében a káliumtartalom csökkenésével kísérhető nyomon, a 4.4. táblázatban feltüntetett módon játszódik le táblázat - A mállás folyamán bekövetkező ásványátalakulások Savas oldatok. A szilikátok mállását ugyanúgy gyorsítják, mint a karbonátok oldódását. A kőzetekben vagy a talajban levő nedvesség jelentős mennyiségű szénsavat képes oldott állapotban tartani. Ez, valamint a belőle képződött CO 2 semlegesíti a hidrolíziskor keletkezett lúgos vegyületeket, és hidrogén-karbonátok képződésével segíti elő a mállás termékeinek elszállítását. Az oldatok savassága azonban nemcsak a CO 2 mennyiségétől függ. Növelhetik a savasságot a savanyú szerves anyagok oldódása csakúgy, mint a protolitikus folyamatokban szabaddá vált hidróniumionok (H 3O+). A savas oldatok tehát jelentős mértékben gyorsítják a kőzet, valamint a talaj kémiai mállását. A savanyúság. Az élőlények tevékenysége következtében is létrejöhet. Mind az alacsonyabb rendű, mind a magasabb rendű növények hogy tápláló elemeket vehessenek fel a talajból savas anyagokat választanak ki. Ugyancsak savas anyagokat termelnek a növények a gyökérlégzés folyamatában. A növények életműködésének folyamán keletkeznek komplexképző anyagok, melyek közül a citromsavat, a tejsavat, a borkősavat, az egyes aminosavakat és a kis molekulájú humuszsavakat kell kiemelnünk, amelyek feloldják a málláskor képződött alumínium- és vasoxidokat, és lehetővé teszik elvándorlásukat a mállás helyéről, ezáltal gyorsítják a mállás ütemét Az oxidáció Igen gyakran kísérője vagy lényeges eleme a kémiai mállásnak. Alapjául az alacsony vegyértékű elemek szolgálnak, amelyek vegyületeikben az oxigénnel érintkezve magasabb vegyértékű formába mennek át. A leggyakoribb, hogy a kétértékű vas oxidálódik háromértékűvé: a szilikátokban foglalt ferro-vas oxidálódik és oldhatatlan oxid vagy hidroxid alakjában kiválik. A kicsapódás által a folyamat egyensúlya a szilikát bomlása irányába tolódik el, vagyis az oxidáció minden olyan szilikát mállását gyorsítja, mely kétértékű vasat vagy mangánt tartalmaz. 37
56 A kőzet aprózódása és a mállás A másik mállást gyorsító jelenség arra vezethető vissza, hogy az oxidáció jelentős térfogatnövekedéssel jár, amitől az ásványok vagy a kőzetek felülete fellazul. A fellazult felületen azután újabb ásványi anyag válik hozzáférhetővé a levegő, valamint a nedvességben oldott oxigén számára. Azokban a kőzetekben, amelyekben vas-szulfid található (FeS 2, pirit), nemcsak a vas oxidálódik, hanem az ehhez csatlakozó anion is, miközben kénsav képződik. Ez részben fokozza a savasságot, részben szulfátok képződését idézi elő. Mindkét hatása a kémiai mállás gyorsulását váltja ki. Ha a kémiai mállás ismeretében azt vizsgáljuk, hogy ezek a folyamatok hogyan hatnak az ásványokra, milyen ütemben idézik elő azok mállását, azt állapíthatjuk meg, hogy az ásványok között jelentős különbség van a mállással szemben mutatott ellenállás tekintetében. Az ásványok mállással szemben mutatott ellenállását, vagyis stabilitását a 4.5. táblázatban foglaltuk össze táblázat - Az ásványok mállásal szemben mutatott ellenállása Ásvány Állandóság Gipsz, mészkő, dolomit Olivin, anortit, apatit Augit, amfibol, plagioklászok, biotit Muszkovit, ortoklász Kvarc, magnetit, titanit, cirkon, illit, montmorillonit, kaolinit, klorit igen gyenge gyenge közepes erős igen erős A mállottság mértékének meghatározására a talaj vagy a kőzet egyes rétegeinek összehasonlításával nyerünk támpontot. A könnyen málló ásványok mennyiségét ugyanazon réteg valamely nehezebben málló ásványának mennyiségéhez viszonyítjuk, például a cirkonéhoz vagy a titánásványokéhoz. Minél kevesebb a könnyen málló ásvány az egységnyi nehezen málló ásványra vetítve, annál erősebb volt a mállás A kémiai és a fizikai mállás hatása a talajképződésre A mállás jellege. Harrasovitz szerint a mállás jellegét a talajok teljes feltárásával nyert kovasav-, vas- és alumíniumtartalomból számíthatjuk ki a molekuláris viszonyszámok segítségével, vagyis a kovasav százalékos értékét 60-nal, az alumíniumét 100-zal és a vasét 160-nal osztva a kapott hányadosokat viszonyítjuk egymáshoz. Ezek alapján a mállás jellege: siallitos, ha SiO 2 : Al 2O 3 > 2:1, allitos, ha SiO 2 : Al 2O 3 2:1 1:1 és Al 2O 3 > Fe 2O 3, ferralitos, alferrites, ha SiO 2 : Al 2O 3 ha SiO 2 : Al 2O 3 2:1 1:1 és Al 2O 3 = Fe 2O 3, 2:1 1:1 és Al 2O 3 < Fe 2O 3. A fizikai mállás folyamán megváltoznak a kőzet eredeti fizikai tulajdonságai, aprózódik, szemcsékre esik szét. A kémiai mállás folyamán új ásványok képződnek; egy részük mérete 0,002 mm-nél kisebb. Az elsődleges 38
57 A kőzet aprózódása és a mállás ásványok egy része elbomlik, miközben másodlagos ásványok képződnek és a talajképződés tekintetében fontos elemek szabadulnak fel. A mállás folyamán csökken a kőzet alkálifém- és földalkálifém-tartalma. A kőzetalkotó anyag felülete megnő, több vizet és oxigént tartalmaz, és nagyobb energiát zár magába. Mindez pedig az agyagásványok képződésének következménye. A nagyobb felület, a megváltozott ásványi összetétel alkalmassá teszi a kőzetből keletkezett mállásterméket, hogy a növényeknek több vizet és tápanyagot szolgáltasson. Meg kell azonban jegyezni, hogy a mállás nem azonos a talajképződéssel. Általában megelőzi a talajok kialakulását, de a talajképződés kezdetével nem szűnik meg, hanem a talajban folytatódik, sőt intenzitása sok esetben még fokozódik is a talajban lejátszódó folyamatok hatására. A talajban lejátszódó mállás nemcsak az elsődleges ásványokat érintheti, hanem kiterjedhet a másodlagos ásványokra is, ezen belül az agyagásványokra. A talajtípusok tárgyalásánál kitérünk az anyagásványok változására, úgymint az illitesedésre, az amorfizációra, a kloritosodásra. A zeolitok szelvényen belüli eloszlásából következtehetünk a klinoptilolit elmállására, mivel a mordenit aránya válik a talajszelvény felső rétegeiben uralkodóvá. Ezek a folyamatok a mállás és a talajképződés együttes hatását jelentik, amiből következik, hogy a biológiai mállás mindenképpen szerephez jut bennük A biológiai mállás A talajok ásványi összetétele nem marad változatlan sem a talajban élő mikroszervezetek, sem a talajon élő növényzet, valamint a talajlakó állatok tevékenységének hatására. A talajban élő baktériumok és gombák az életfolyamataikhoz szükséges energiát és a testük felépítéséhez szükséges elemeket sok esetben a talaj ásványi részéből nyerik. Élettevékenységükkel megváltoztatják életterük, a talaj kémhatását, valamint redoxi viszonyait, ezek pedig a mállásnak fontos tényezői és irányítói. Elég, ha a vasbaktériumok, vagy a kénbaktériumok tevékenységére utalunk, amelyek lényegesen megváltoztathatják a mállás jellegét és intenzitását. Mindenki számára ismert, hogy a szabad mészkőfelületeken megtelepedett moszatok oldják a mészkövet, így a száraz időben fehérnek látszó mészkőfelület benedvesedve zöldesfehér színt ölt, és a simára csiszolt mészkőfelület érdessé válik. Ugyanígy ismert a felszínen lévő tömör kőzeten megtelepedett szürke- vagy sárgazuzmó-telepek hatása, vagy az ezeket kísérő mohák mállasztó tevékenysége. A magasabb rendű zöld növények gyökerei által kiválasztott szén-dioxid, valamint a szerves savak oldó és mállasztó hatására mind több vizsgálati adat áll rendelkezésünkre. De a növényzet nemcsak ezáltal befolyásolja a mállást, hanem válogatóképessége által is. A növények számára szükséges elemek felvételével eltolódik a mállás kémiai folyamatainak egyensúlya, és fokozódik a mállás. Tenyészedény-kísérletekben a homokban nevelt árpa a kizárólagos káliumforrásként bekevert csillámból felvette a káliumot és azt illitté, majd szmektitté alakította át. Képzelhető, hogy az egy tenyészidő alatt bekövetkezett változás hatása hogyan halmozódik évszázadok, sőt évezredek alatt. De a növényzet nemcsak felvesz a talajból elemeket, hanem vissza is juttat. Az élő növény is kiválaszt elemeket, amelyek a csapadékkal a talajba jutnak. Így állhat elő az a helyzet, hogy a növények által felvett kalcium és magnézium a talaj felszíni rétegeit gazdagítja, míg a növény gyökérzete a mélyebb rétegekből azonos elemeket vesz fel, elszegényítve azokat. Ezáltal a felszínen agyagásványok szintézise, szmektitképződés, míg a mélyebb szintekben agyagásvány-destrukció játszódik le. A talaj ásványi tartalmát módosíthatja a növényi szövetekben a szilárdítást vagy más célokat szolgáló ásványképződmények talajba jutása is. Ezek a fitolitáriáknak nevezett képződmények, például a zsurlók szilárdítószöveteiben lerakódott kvarckristályok vagy a sóskában, a csalánban keletkezett kalcium-oxalátkristályok a növény elhalása, majd a szerves anyag ásványosodása után a talajba kerülnek. Nem kevésbé fontos a talajlakó állatok mállást befolyásoló tevékenysége sem. A földigiliszta a mészmirigyei által az ürülékével megváltoztatja a talaj mészállapotát és így az ásványok mállásának irányát. Önmagában az a tény, hogy a talajlakó állatok keverik a talaj különböző szintjeinek anyagát, azt váltja ki, hogy különböző tulajdonságú talajanyagok kerülnek egymással érintkezésbe. Így olyan folyamatok indulhatnak meg, amelyek gyűjtőneve a kontakt hatás. Ezáltal kerülhet egymás mellé savanyú, illetve karbonátos talajanyag, vagy oxidatív, illetve reduktív talajgóc, továbbá vasas, valamint kevés vasat tartalmazó talajrög. Az állatvilág keverő 39
58 A kőzet aprózódása és a mállás tevékenysége, ugyanúgy, mint a mélyre hatoló növényi gyökerek, szerves anyagot visznek a mélyebb talajrétegekbe, ezáltal fokozzák a mállást. A biológiai mállás tehát abban különbözik a fizikai és a kémiai mállástól, hogy az egyes elemek felszabadulását, kioldódását, vagy visszamaradását, illetve kicsapódását a növények és általában a talajon és a talajban élő lények igényei szabják meg. Vagyis még az elemek ún. nagy vagy geológiai körforgásában elsősorban az oldhatósági viszonyok szabják meg azt, hogy valamely anyag visszamarad-e a mállás helyén vagy kimosódik, addig a kis vagy biológiai körforgásban az játssza a főszerepet, hogy egy elem a növényi élet számára szükséges-e vagy sem. A biológiai mállás tehát igen lényeges eleme nem csak a kőzetek átalakulásának, hanem a talaj fejlődésének is. Az aprózódás és a mállás hatására átalakult kőzet (most már a talajképző kőzet) valamint az abból kialakult talaj tehát az elsődleges ásványok maradékaiból valamint a másodlagos ásványokból álló keverék. Ebben a keverékben az egyes ásványszemcsék mérete igen sokféle lehet, aszerint, hogy az ásvány minősége, valamint kialakulása és aprózódása hogyan alakult. A különböző méretű szemcsék arányának kifejezésére szolgál a szemcseösszetétel meghatározása és ennek alapján a fizikai talajféleség megnevezése. 40
59 5. fejezet - Élőlények a talajban 1. A talajképződés kezdetének biológiai folyamatai A kőzetek mállási folyamatában fontos szerepet játszanak a zuzmók, amelyek cianobaktériumból vagy algából és gombából álló szimbiózisok. Az alga illetve a cianobaktérium a napenergiát köti meg és ezzel szerves anyagot állít elő, melyből a gomba is táplálkozik. A gombafonalak, a cianobaktériumok és az algák egyaránt behatolnak a kőzet kristályai között keletkezett hajszálrepedésekbe, az általuk termelt széndioxid, a kibocsátott szerves savak és komplexképző vegyületek segítségével feloldják a kőzet anyagát, és ezáltal a repedések tovább tágulnak. A kőzet felülete porózusabb lesz, nő a vízmegkötő képessége. A zuzmók a magasabb rendű növényekkel szemben közvetlenül a kőzetekből is fel tudják venni a tápanyagokat. Amikor elpusztulnak, testük anyaga lebomlik, és a felvett ásványi tápanyag más élőlények számára már könnyebben hozzáférhető formában jut vissza a kőzet felszínére. Így alakulnak ki a kisebb sziklamélyedésekben a legegyszerűbb talajok : ezek már nemcsak a zuzmók számára szolgálnak megfelelő lakóhelyként, hanem baktériumok, más algák és gombák, valamint a mikrofauna egyes tagjai számára is. Ezek a szervezetek részt vesznek a szerves maradványok lebontásában, és tovább alakítják a málló anyag kémiai összetételét. Amikor a kőzetmálladékzuzmómaradvány réteg néhány milliméter vastag lesz, a zuzmókat felváltják a mohák, majd a talajréteg további vastagodásával lehetőség nyílik egyes füvek megtelepedésére is. 2. Edafon A talaj élőlényeinek rendkívül bonyolult faji összetételű életközösségét edafonnak nevezzük. Nem tartoznak az edafonhoz a magasabb rendű zöld növények föld feletti részei. Az edafon felosztása az 5.1. táblázatban látható táblázat - A talaj élő anyagának (= edafon) összetevői Vírusok Növények Állatok Prokarioták Gombák (0,1 μm) mikro magasabb rendű mikro (100 μm) mezo (2 mm) makro (20 mm) baktériumok (5 μm) sugárgombák (10 μm) cianobaktérium ok (archeonok) mikrogombá k (50 μm) nagygombák (20 mm) algák (10 μm) magvak rizómák gumók hagymák gyökerek (100 μm) egysejtűek fonálférgek ugróvilláso k termeszek atkák rovarok puhatestűek földigilisztá k A talaj élőlényeinek fajszáma kevésbé ismert, mint a föld felett élőké. Általánosan elfogadott azonban, hogy az edafon fajgazdagsága igen nagy, és fajszáma a legtöbb élőhelyen nagyobb, mint a föld feletti élőlényeké. Hozzávetőlegesen mintegy 4000 fajjal számolhatunk az edafon esetében. 3. Növények 3.1. A növényi gyökerek A legtöbb talajt növények borítják, így alapvetően e növények milyensége határozza meg a talajba kerülő szerves maradványok minőségét. A talajban végbemenő folyamatokat pedig nagymértékben befolyásolja a maradványok minősége, hogy fás vagy lágy szárú növények élnek-e rajta, és hogy a fás növények tű- vagy lomblevelűek-e? 41
60 Élőlények a talajban A növények gyökérrendszere az egész növényi anyagnak kb %-át teszi ki. Ez azt jelenti, hogy hektáronként több ezer kg élő szerves anyag jut ezáltal a talajba. A gyökerek számos szerves anyagot választanak ki: aminosavakat, cukrokat, szerves savakat, növekedést elősegítő és gátló anyagokat, és a mikroorganizmusokat vonzó, valamint taszító anyagokat. Az ún. talajuntság jelenségét is bizonyos toxikus gyökérváladékok jelenlétének lehet tulajdonítani. A gyökerek felszínén és annak közelében speciális élőlényközösség található, ami a gyökerekkel együtt sajátos működési egységet (rizoszféra) alkot. A rizoszféra fajszáma gyakran kisebb, mint a környező talajé. A biomassza viszont a környező talajrészekhez képest nagyobb. A talajban lévő gyökerek és az élőlények biomasszája jelentősen különbözik az élőhelyek szerint. Rétekre és legelőkre, valamint egy árpaföldre vonatkozó adatok találhatók az 5.2. táblázatban. Látható, hogy a gyökerek biomasszája a legnagyobb, majd a mikroorganizmusoké következik és az állatok zárják a sort táblázat - Különböző talajélőlények biomasszatömege (t/ha) rét-legelőn, illetve árpaföldön Talajélőlények Rét, legelő Árpaföld Gyökerek ,46 Baktériumok 1 2 0,73 Sugárgombák 0 2 Gombák 2 5 1,63 Egysejtűek 0 0,5 0,07 Fonálférgek 0 0,2 0,002 Gyűrűsférgek 0 2,5 0,056 Egyéb állatok 0 0,5 0, A mikroflóra Az edafon biomasszáján belül legnagyobb jelentőséggel a mikroflóra szervezetei bírnak, tevékenységük a talaj biológiai folyamataiban meghatározó. A mérsékelt égövön lévő 1 hektárnyi terület talajának legfelső 0 15 cmes rétegében tevékenykedő élőlények tömege optimális körülmények között kg-ra tehető. A biomassza folyamatosan változik, növekszik és pusztul összhangban a környezeti tényezők változásával. Kedvezőtlen körülmények, például tartós szárazság hatására a biomassza tömege gyakran felére, harmadára csökken, a mikroflóra aránya azonban ezen belül nő. A talaj 0 2 cm-es felszínén a szélsőséges hőmérsékleti és nedvességtartalom-ingadozások, valamint az ultraibolya sugárzás miatt a mikroorganizmusok száma csekély. A felszín alatti cm-es rétegben található a legtöbb mikroszervezet, ennél lejjebb haladva mennyiségük fokozatosan csökken (5.3. táblázat). Ezen belül a talajlevegő oxigéntartalmának csökkenésével egyre kisebb az aerob baktériumok aránya, míg az anaeroboké nő. Hazai talajainkban 90 cm-es mélységben már számos aerob baktérium nem mutatható ki, többek között az aerob cellulóz- és pektinbontók, valamint a nitrifikáló baktériumok. A talaj mikroorganizmusai általában cm mélységig mutathatók ki táblázat - A baktériumszám változása a talajmélységgel Rétegmélység (cm) Baktériumszám/g talaj 42
61 Élőlények a talajban aerob anaerob összes 2 5 cm cm cm cm cm cm A baktériumok A mikroszervezetek közül is, mind számukat, mind sokféle tevékenységüket tekintve kiemelkednek a baktériumok. Kedvező körülmények között testtömegük szeresének megfelelő anyagmennyiséget tudnak egy nap alatt lebontani. Ez azt jelenti, hogy a talajba kerülő szerves anyagot néhány nap alatt képesek feldolgozni. A szerves anyag ellenállásán múlik, hogy ez általában nem valósul meg. A baktériumok a talajban csaknem minden felépítő és lebontó folyamatban részt vesznek, és a nitrogén-körfogalomban majdnem kizárólagos szerepük van. A baktériumok a talajban nem egyenletesen oszlanak el, hanem kis telepekben fordulnak elő. 1 g talajban db baktérium lehet. Baktériumok tevékenységén alapul például anaerob körülmények között a Fe(III) redukciója Fe(II)-vé, vízzel borított talajrétegekben. A talajok legfontosabb baktériumai a Bacillusok, Clostridiumok, Micrococcusok, Pseudomonasok, Rhizobiumok, Azotobacterek, Cytophagak, Flavobacteriumok, Arthrobacterek és Spirochaeták családjaiba tartoznak A sugárgombák Sejtfelépítésük alapján a baktériumokhoz tartoznak a sugárgombák (Streptomycesek és Actinomycesek), amelyek telepmorfológiája a mikroszkopikus gombák felé mutat átmenetet. Elágazó micélium jellemző rájuk, ami a gombákéhoz hasonló, de ha ez a micélium rövid darabokra töredezik, a baktériumokra hasonlítanak. Számuk a talajban grammonként 45 millió, de elérheti a 100 milliót is. A sugárgombák elsődleges funkciója a szerves anyag és ezen belül főleg a cellulóz és más, a lebontásnak ellenálló molekulák bontása. A frissen szántott talaj illata is a sugárgombáktól származik. A sugárgombák mennyisége leginkább a levegőzöttség és a ph-viszonyok függvénye. Jó levegőellátottságú, semleges ph-jú homoktalajokban számuk elérheti a baktériumok 30 50%-át is, míg kedvezőtlen körülmények között 5 10% körüli. A szélsőségesen lúgos (szikes) talajokban pedig a sugárgombák száma többszöröse lehet a baktériumokénak A mikroszkopikus gombák Elhalt vagy élő, növényi vagy állati szöveteken élnek. A gombák fonalzatszerű micéliumot képeznek, mely hifafonalakból áll. Ezek átmérője 0,5 10 μm. Biokémiai szempontból kevésbé változatosak, mint a baktériumok, vagyis valamennyi gomba aerob heterotróf. A mikroszkopikus gombák száma a talajban grammonként ezer, de elérheti az 1 milliót is. Savanyú talajokban a mikroflórán belül a mikroszkopikus gombák dominálnak. A ph csökkenésével a baktériumok és sugárgombák szerepe a talaj biológiai folyamataiban egyre kisebb. 43
62 Élőlények a talajban A gombák a szerves anyag erélyes lebontói a talajban: a cellulózt, a lignint és más bonyolultabb vegyületeket képesek lebontani. A talajban a mikroszkopikus gombák közül a legjelentősebbek a Trichoderma,Aspergillus, Mucor, Penicillium és Rhizopus fajok. Egyes gombafélék szimbiózist alakítanak ki a növényi gyökerekkel, amit mikorrhizának nevezünk. A növényi gyökerek szénhidrátokat juttatnak a gombának, a gomba pedig a hifák segítségével távolabbi talajrészekről is képes vizet és tápanyagot biztosítani a gazdanövény számára A cianobaktériumok Fotoszintézisre képes szervezetek, melyeket a talajban mindenütt meg lehet találni. Főleg a talajfelszín közelében fordulnak elő nagy számban, de a felszín alatt cm-rel is lehet cianobaktériumokat találni, bár ott a fotoszintézis számára már nem elegendő a fény. A cianobaktériumok akkor is megkötnek N 2-t az atmoszférából, ha nem állnak kapcsolatban növényekkel. Elárasztott rizsföldeken és sivatagi talajokban segítik a növények nitrogén-táplálkozását Az algák A talaj életterét benépesítő mikroszervezetek egyik, számban elég jelentős csoportját alkotják az algák. Elsősorban a talaj legfelső szintjében találhatók, ahol a behatoló fénysugarak energiáját még ki tudják használni. Mint autotrof növények szén-dioxidot asszimilálnak, eközben oxigént termelnek, így a talaj jó szellőzöttségét segítik elő. A cm-es talajrétegben még grammonként tízezres nagyságrendben találhatók, 100 cm mélységben számuk ritkán éri el az 1000/g értéket. 4. Állatok 4.1. Az egysejtűek Az egysejtűekre(protozoa) vonatkozóan kevés szabadföldi információval rendelkezünk, részben azért, mert nehéz őket tanulmányozni, ui. nincs valódi sejtfaluk, és esetleges károsodásuk a sejtek szétpukkadását okozhatja, továbbá kicsik és alakjuk változó. Számuk legalább egy nagyságrenddel kevesebb, mint a baktériumoké. Művelt talajokban biomasszájuk közel azonos lehet a földigilisztákéval. Az egysejtűek nagy mennyiségben fogyasztják a baktériumokat és egyéb mikroorganizmusokat. A talaj élővilágában fontos szerepük, hogy segítenek a mikroszervezetek visszaszorításában. Ugyanakkor eléggé ellenállóak, képesek a talajokban előforduló különféle körülményeket túlélni Az amőbák A csupasz amőbák igen jól tudnak alkalmazkodni a talajkörülményekhez, mivel a felszínen történő csúszó mozgásuk képessé teszi őket arra, hogy a talajrészecskékből és a gyökerekből táplálkozzanak, állábaik révén pedig a talajrészecskék körül elhelyezkedő vékony nedvességfilmben tudnak mozogni A fonálférgek A fonálférgek (Nematoda) a talajban széleskörűen elterjedtek. Mikroszkopikus méreteik, csoportos eloszlásuk és a táplálkozási szokásaikban fennálló változatosság miatt nehéz a talajban játszott szerepüket vizsgálni. Fő szerepük a többi mikroorganizmussal történő táplálkozásuk, így a mikroorganizmusok számának korlátozása. A fonálférgeket táplálkozási szokásaik szerint osztályozzák. A mindenevő fonálférgek a legáltalánosabbak, ezek főleg lebomló szerves anyagokon élnek. A ragadozó fonálférgek baktériumokat, gombákat, algákat és más fonálférgeket falnak fel. A parazita fonálférgek a növényi gyökereket fertőzik meg. Jelenlétük látható bizonyítéka, hogy szembetűnő cisztákat képeznek a gyökereken. Ezek a fonálférgek olyan nagy számban vannak jelen, hogy szinte valamennyi szántóföldi növény és zöldségféle, valamint a fák meg vannak velük fertőzve. Ha sikerül a növényekbe bejutniuk, más kórokozók is könnyen bejutnak a nyomukban. A cukorrépa és a kukorica különösen fogékony a fonálféreg-fertőzésre A televényférgek 44
63 Élőlények a talajban A mm hosszú, fehér, sárgás, illetve vöröses színű televényférgek (Enchytreidae) a földigilisztákéhoz hasonló tevékenységet végeznek. Rendkívül nagy a számuk, mintegy egy milliárd hektáronként. Járataikkal a talajt keresztül-kasul fúrják, lazítják, emellett a növényi maradványok bontásában is részt vesznek A földigiliszták A földigiliszták (Lumbricidae) a Föld legtöbb talajában megtalálhatók, a talajban lakó állatok egyik nagy csoportjának tagjai. Már Darwin felismerte a földigiliszták fontosságát a talajok termékenységének alakulásában. A talajban játszott főszerepük a növényi anyag felaprítása még azelőtt, hogy a mikroorganizmusok a lebontást elkezdenék. A giliszták mindenféle szerves anyagot elfogyasztanak, legjobban a lehullott faleveleket kedvelik. Ezeket a talajjal együtt fogyasztják el. A talajt részben azért is nyelik el, hogy utat vágjanak maguknak, másrészt, hogy eközben hozzájussanak a növényi táplálékhoz. A megemésztett táplálék a giliszta testéből kis golyócskák vagy kolbászkák alakjában távozik, ez az ürülék már egynemű anyag. Ezek a kis rögöcskék később sem esnek szét, hanem felhalmozódva a talajszerkezetet morzsalékossá teszik. Ugyanakkor az ürülék nitrogénben és részben lebontott szerves anyagokban is gazdag, ez a mikrobák fejlődését is elősegíti. A giliszták igen fontos tevékenysége, hogy a talajt összekeverik. Európában évente hektáronként mintegy 50 tonna talajt kevernek össze és szállítanak a felszínre. A gilisztajáratok javítják a talaj szellőzését, növelik vízelvezető képességét, és könnyítik a gyökerek mélyebb rétegekbe történő behatolását Az ízeltlábúak Az ízeltlábúak (Arthropoda) a talaj kialakulásához egyrészt azzal járulhatnak hozzá, hogy felaprítják a szerves anyagot, ill. táplálékként elpusztítják a mikroorganizmusokat, másrészt művelik a talajt. A mérsékelt égövi talaj legfontosabb ízeltlábú tagjai az atkák (Acari) és az ugróvillások (Collembola). A forró égöv alatt a termeszek (Isoptera) vannak talán a legnagyobb hatással a talajra. Több méter magas építményeket készítenek, melyek belseje likacsos, benne a levegő nagy felületen érintkezik a talajjal, oxidálva annak alkotórészeit. Az építmények talaja ezért általában megvörösödik. A termeszek a trópusi őserdőben a szerves anyagokat is lebontják: 1 2 év alatt még a legnagyobb kidőlt fa is teljesen eltűnik tevékenységük nyomán. Egyes talajokon nagyon fontos a hangyák (Formicidae) tevékenysége. Ezek a kis állatok nitrogéntartalmú anyagokat kevernek a talajba oly módon, hogy fészkeikben raktározzák azokat az állati eredetű anyagokat, amelyeket rablóhadjárataik során zsákmányoltak. Ezenkívül a hangyák járataikkal javítják a talaj szerkezetét, levegő- és vízáteresztő képességét, emellett nagy mennyiségű talajt szállítanak egyik helyről a másikra. Szárazabb vidékeken a föld alatt készítik el fészkeiket, alaposan összekeverik eközben a fel- és altalajt. Hegyi legelőkön a földigiliszták szerepét veszik át, mivel azok a köves talajt nem kedvelik. A hangyák tevékenysége nélkül a talajok sok helyütt jóval tömődöttebbek lennének A puhatestűek A puhatestűek (Mollusca) közül némely meztelen csiga pl. a Milax budapestiensis talajjal táplálkozik, s ez a tevékenysége, valamint az, hogy valamennyi csiga nyálkát termel a tovamászáshoz, hozzájárul a talajszerkezet alakulásához Rágcsálók és más nagy testű állatok a talajban Az ún. nagy testű állatok (nyulak, rókák, egerek, ürgék, pockok, borzok, vakondokok stb.) életük során nagy talajmennyiséget mozgatnak meg és kevernek össze, tevékenységük ezért a talaj műveléséhez hasonlítható. Amellett, hogy sok növényi anyagot dolgoznak be a talajba, járataikkal lazítják azt, javítják a szellőzését és vízgazdálkodását. E tekintetben a fejlettebb állatok közül a rágcsálók (Rodentia), (egerek, ürgék, hörcsögök) és főleg a vakondok tevékenysége fontos, mégpedig különösen a mezőség alatt képződő talajok, elsősorban a csernozjom talajok létrejöttében. Ezek az állatok igen gyorsan dolgoznak, naponta mintegy m-nyi járatot képesek készíteni és belőle a talajt a felszínre szállítani. Alagútrendszerük kiterjedése m2 is lehet, s legtöbbször a talaj felszíne alatt 5 20 cm mélységben helyezkedik el. Ily módon keresztül-kasul fúrják a talajt. Ha egy ilyen talajban szelvényt ásunk, több esetben is metszeni fogjuk az ásóval ezeket a folyosókat és alvókamrákat, melyek belseje az alsóbb rétegekben a felülről származó sötétebb színű talajjal, a felső rétegekben pedig az altalaj sárga anyagával töltődött meg. 45
64 Élőlények a talajban 5. A talajba kerülő szerves anyag lebontása, átalakítása A talajban lakó élőlények tevékenységének eredménye a szerves anyag lebomlása, átalakulása (5.1. ábra). A talajba kerülő növényi és állati maradványok első átalakításait a talajlakó állatok (ízeltlábúak, földigiliszták) végzik. A maradványok felaprózódnak, a felszínről a mélyebb rétegekbe jutnak, és összekeverednek az ásványi talajalkotórészekkel. Az állatok csak részben bontják le a szerves anyagokat, ürülékükben még bonyolult szerves vegyületek találhatók. A bontást a baktériumok, gombák és sugárgombák folytatják, hatásukra a nagy és bonyolult molekulák egyszerűbbekre és kisebbekre esnek szét. E bontási folyamatokban jutnak hozzá a mikroszervezetek az élettevékenységükhöz szükséges tápanyagokhoz, és ekkor tesznek szert a bomlási folyamatokban felszabaduló energiára is ábra - A talajélőlények a szervesanyag-lebontás folyamatában A mikroszervezetek enzimek segítségével végzik a kémiai átalakításokat. Ezek az enzimek csak egyes vegyületcsoportok bontására alkalmasak, így vagy csak cellulózt, vagy csak keményítőt, vagy csak fehérjét képesek bontani. A talajba kerülő elhalt szerves anyag fő összetevői a lebontással szemben tanúsított növekvő ellenállás sorrendjében a következők: cukrok < keményítő < fehérje < nyersfehérje < hemicellulóz < cellulóz < zsírok < lignin. Az egyes növények maradványai különböző mennyiségeket tartalmaznak ezekből a szerves anyagokból, tehát különböző sebességgel bomlanak le: a fenyő tűlevelei lassabban (9 10 hónap alatt), a lágy szárú növények és a lombos fák levelei gyorsabban (8 9 hónap alatt). A szerves anyagok lebomlásában a lényeges mikrobiológiai folyamatok közül a szén- és nitrogénvegyületek átalakítása a legfontosabb. Ezeknek a szerves vegyületeknek a mineralizálása általában két módon mehet végbe, aerob és anaerob módon. Ha elegendő oxigén áll a lebontást végző mikroorganizmusok rendelkezésére; aerob folyamatok korhadás mennek végbe. Ilyenkor a legtöbb szerves vegyület előbb-utóbb szén-dioxidra és vízre, valamint tápelemekre bomlik. Ha azonban nincs elegendő oxigén a mikroorganizmusok számára, akkor anaerob folyamatok sorozata rothadás játszódik le, melynek során oxigénben szegény termékek pl. metán, kénhidrogén, ammónia képződnek. Az aerob és anaerob folyamatok egymásba is folyhatnak, sőt esetenként párhuzamosan is végbemehetnek. Az aerob mikroszervezetek a szabadföldi vízkapacitáshoz közelálló nedvességtartalom és jó levegőzöttség esetén a legaktívabbak, míg az anaerob mikroszervezeteknek a vízzel telített állapot kedvez leginkább. A legtöbb talaj-mikroorganizmus a szerves anyagok lebontásában szerepet játszó szaprofita szervezet, azonban az életműködésükhöz csak szervetlen anyagokat igénylő autotróf mikroorganizmusok is kiemelt jelentőséggel bírnak. Hőmérsékleti igényük alapján a talaj-mikroorganizmusok többsége közepes hőigényű, mezofil (hőmérsékleti minimum 10 C, optimum C, maximum 45 C) szervezet. Ezeknél kisebb a hidegkedvelő pszihrofil 46
65 Élőlények a talajban mikroorganizmusok (minimum 1 C, optimum 6 15 C, maximum 25 C) aránya. Termofil magas hőmérsékletet kedvelő mikroorganizmusok (minimum 30 C, optimum C, maximum 72 C) a talajban ritkán fordulnak elő, jelenlétük elsősorban trágyákra jellemző. A talajban élő állatok egyedszáma és tömege fajlagosan ugyan jóval alacsonyabb, mint a mikroorganizmusoké, a szerves anyagok lebontásában, a humuszképzésben és a kedvező morzsás talajszerkezet kialakításában azonban fontos szerepe van a talaj faunájának. Bizonyosnak látszik, hogy a fauna elsősorban a nehezen, lassan bomló szerves anyagok feltárásában játszik fontos szerepet, míg a friss, alacsony C/N arányú szerves anyag lebontását a mikroorganizmusok az állatok segítsége nélkül is gyorsan el tudják végezni. A táplálékláncokban nem csupán az elsődleges fogyasztók, hanem a rájuk épülő egyéb populációk is jelentős hatást gyakorolhatnak az anyagforgalomra. A növényi maradványokat bontó baktériumokat az egysejtűek és a fonálférgek fogyasztják, ez utóbbiaknak pedig a ragadozó atkák az ellenségeik. Ha a ragadozókat kiiktatják a láncból, a bontás sebessége lassul, mert a fonálférgek elszaporodnak, és fogyasztásukkal jelentősen csökkenthetik a baktériumpopulációk nagyságát. Kísérletek eredményei azt mutatják, hogy a ragadozó talajatkák jelenléte hatékonyan korlátozza a fonálféreg-populációk növekedését. Ennek következtében csökken a fonálférgek baktériumfogyasztása és egy kezdeti immobilizációs szakasz után nő a nitrogénmineralizáció A szerves szénvegyületek lebontása A növényi maradványok főleg cellulózt, hemicellulózt, keményítőt, lignint és pektint tartalmaznak, míg az állati maradványok nitrogénmentes szerves szénvegyületei közül a legjelentősebbek közé a zsírvegyületek tartoznak. A különböző anyagfajtákat több lépésben az aerob, illetve anaerob körülményektől függően, meghatározott mikroszervezetek bontják le. A cellulóz lebontása. A cellulóz lebontásában baktériumok, sugárgombák és mikroszkopikus gombák vesznek részt. A bontást lényegében két enzim, a celluláz és a cellobiáz végzi. A leggyakoribb aerob cellulózbontó baktériumok a Pseudomonas, a Cellvibrio, a Cellfalcicula, a Cellulomonas és a Sporocytophaga fajok, míg az anaerob cellulózbontók legtöbbje a Clostridiumokhoz tartozik. A cellulóz biodegradációját a talaj kémhatása nagymértékben befolyásolja. Savanyú talajokban a cellulóz lebontásában elsősorban Aspergillus és Penicillium gombafajok játsszák a főszerepet, s csak utána következnek a sugárgombák és a baktériumok. Semleges kémhatású talajokban viszont a baktériumok, különösen a Cellvibrio fajok dominálnak. A hemicellulózok lebontása. A szénkörforgalom szempontjából a xilánnak van nagyobb jelentősége, mivel a gabonafélék szalmája 25 30%-ban is tartalmazza. Lebontásában elsősorban az alacsonyabb rendű penészgombák (Aspergillus, Penicillium,Rhizopus fajok), baktériumok és aktinomiceták vesznek részt. A pektin lebontása. Az anaerob pektinbontó baktériumok Clostridium felsineum és Clostridium butyricum főleg vajsavas erjedéssel bontják le a pektinanyagokat. Az anaerob pektinbontókon kívül sok aerob mikroorganizmus képes a pektin lebontására. A baktériumok közül a legjelentősebbek közé tartoznak a Bacillus subtilis, Bacillus mesentericus, Bacillusasteroporus fajok. A gombák közül az Aspergillus, a Penicillium, a Mucor és a Cladosporium genuszokba tartozó fajok képesek a pektinanyagok felhasználására. A lignin lebontása. A lignin biológiai lebontása általában lassabban történik, mint a cellulózé. A lignin biodegradációjában a mikroorganizmusok Bacillusok, Actinomycesek és Streptomycesek kisebb szerepet játszanak, mint a bazidiumos gombák. A zsírok lebontása. Degradációjukra főleg a Pseudomonas, az Achromobacter és a Flavobacterium valamint az Aspergillus, a Penicillium és az Oidium mikroszkopikus gombák képesek. A zsírok mikrobiológiai lebontását a lipáz enzim katalizálja A talaj-mikroszervezetek szerepe a nitrogén-körforgalomban 47
66 Élőlények a talajban A földi élet szerves anyagainak felépítésénél a szén mellett a nitrogénnek van kiemelt jelentősége. A növények közvetlenül sem a légköri nitrogént, sem a talajba jutó növényi és állati maradványokban, valamint hulladékokban és trágyákban levő nitrogént nem képesek asszimilálni. A talajba került szerves nitrogénvegyületeket a mikroorganizmusok mineralizálják, s a folyamat végén keletkező szervetlen nitrogénvegyületek már a növények számára felvehetők. A lebontás első fázisa a szervesen kötött nitrogén ammóniává való átalakítása (ammonifikáció), a második lépés az ammónia nitráttá történő oxidációja (nitrifikáció). A légköri nitrogén megkötésére csak néhány szervezet képes. Közülük a legjelentősebbek a cianobaktériumok, a szimbionta nitrogénkötő baktériumok (Rhizobium és Azospirillum fajok) és szabadon élő nitrogénkötő baktériumok (Azotobacter és Clostridium fajok) Ammonifikáció A fehérjék ammonifikációja. A folyamatban részt vevő sokféle mikroorganizmus első lépcsőben extracelluláris enzimek segítségével peptonokká és peptidekké bontja a fehérjéket, amelyekből a felvételt követő intracelluláris reakciók révén aminosavak keletkeznek. A fehérjék aminosavakig történő lebontása aerob és anaerob körülmények között azonos úton történik. A talajmikroflóra jellegzetes fehérjebontó szervezetei közé tartoznak a bacillusok (B. subtilis, B. megaterium, B. cereus var. mycoides), a pseudomonasok (P. fluorescens, P. putida), a Proteus vulgaris, és a Clostridium fajok. A fehérjék lebontásában a baktériumok mellett fontos szerepet játszanak a Streptomycesek és a mikroszkopikus gombák. Az utóbbiak közül különösen a Trichoderma, az Aspergillus, a Penicillium, a Mucor és a Rhizopus fajok vesznek részt intenzíven a talajmikroflóra ammonifikációs folyamataiban. A kitin ammonifikációja. A kitin nagyon ellenálló vegyület, ennek ellenére számos mikroorganizmus képes a lebontására. A kitin mikrobiológiai lebontásában részt vevő leggyakoribb baktériumok a Bacillus chitinovorum, valamint az Achromobacter, a Flavobacterium és a Pseudomonas fajok. A kitint intenzíven bontják egyes Streptomyces fajok és néhány mikroszkopikus gomba (Aspergillus, Mucor, Trichoderma és Fusarium fajok) is. A karbamid ammonifikációja. A karbamid felhasználására a magasabb rendű növények nem képesek, ezért azt az urobaktériumoknak kell ammonifikálniuk. A legismertebb urobaktériumok közé tartoznak a Bacillus pasteurii, a Micrococcus ureae és a Sarcina ureae Nitrifikáció A nitritképző baktériumok az ammóniát több lépésben, bonyolult anyagcsereutakon keresztül oxidálják nitritté. Az ammónia nitritté oxidálásában a Nitrosomonas, Nitrosospira,Nitrosococcus és Nitrosolobus fajok vesznek részt. A nitrátképző baktériumok (Nitrobacter winogradskii és Nitrobacter agilis) a nitritet egy lépésben oxidálják nitráttá Denitrifikáció A denitrifikáción belül asszimilatív és disszimilatív nitrátredukció különíthető el. Az asszimilatív nitrátredukció során a mikroorganizmusok a felvett nitrátból testfehérjéiket és egyéb nitrogéntartalmú szerves anyagaikat építik fel. A disszimilatív nitrátredukciót végző mikroorganizmusok anaerob körülmények között a nitrátot hasznosítják terminális elektronakceptorként, s a reakciók során keletkező gáz alakú nitrogénszármazékok (N 2O, NO, N 2) a légkörbe távoznak. A legjelentősebb denitrifikáló baktériumok közé a Pseudomonas (P.fluorescens, P. aeruginosa, P. stutzeri) a Xanthomonas, az Achromobacter és a Thiobacillus (T. denitrificans) genusok fajai tartoznak. Emellett még számos fakultatív anaerob Streptomyces, valamint az Aspergillus és a Penicillium képes kisebb-nagyobb mértékű denitrifikációra. 48
67 Élőlények a talajban 6. A talajélőlények kártételei A talajlakó állatok tevékenységének nemcsak kedvező, de néha az ember számára kellemetlen hatásai is vannak. Közismert egyes rágcsálók (hörcsög, egerek), valamint a vakondok növénytermesztés eredményességét zavaró jelenléte. A meztelencsigák néhány területén a Földnek rettegett kártevői a zöldségnövényeknek. A hangyák levéltetveket visznek át egyik növényről a másikra. A legtöbb növény gyökérzetét pedig a fonálférgek támadják meg. A leggyakoribb károkozók azonban a talaj mikroszkopikus élőlényei. A hervadásos megbetegedést, a gyökérrothadást és a káposzta gyökérgolyva-megbetegedését egyaránt gombafertőzés okozza. Ugyancsak gyakori legyengült növényeknél a talajeredetű Fusarim okozta fertőzés. Anyagcserezavart okozó toxint termelnek, amelyek a takarmányba és élelmiszerbe is belekerülhetnek. Hagyományos védekezés a talajfertőzések ellen a vetésváltás és a helyes talajművelés. A talaj-ph szabályozásával egyes betegségek terjedését megakadályozhatjuk, például 5,2 ph alatt nem lép fel burgonyavarasodás, amit a Streptomyces scabies okoz, illetve 7,0 ph fölött nem támadja meg a káposztát a gyökérgolyva gombabetegség. Nedves és hideg talajokban könnyen bekövetkezik a csírarothadás és a palántadőlés. A megfelelő vízelvezetés és a bakhátas művelés segít a betegség terjedésének megakadályozásában. A növényekre, állatokra és emberekre káros vírusok széles skáláját lehet a talajokban megtalálni. Ezek közül némelyek gyakran több éven át életképesek. A vírusokat a talajokban vissza lehet szorítani, ha a gazdaszervezeteket (fonálférgeket, gombákat, fertőzött gyökereket) eltávolítjuk. Az emberre nézve veszélyes vírusok gyakran a szennyvíztisztító telepekről kikerülő iszappal vagy vízzel kerülnek a talajba. Ezek a szokásos szennyvíziszap-kezelő módszerekkel sohasem távolíthatók el vagy inaktiválhatók tökéletesen. Higiénés szempontból rendkívül fontos, hogy a kórokozó mikroorganizmusok hoszszabb, rövidebb idő alatt elpusztulnak a talajban. Ennek oka, hogy a talaj nem nyújt a kórokozó mikroorganizmusok számára optimális életfeltételeket. A hőmérséklet alacsony, a nedvességtartalom kicsi, nincs megfelelő tápanyagmennyiség, ugyanakkor érvényesül a talajbaktériumok antagonista hatása, valamint a fághatás. A bélférgek és az egysejtűek, valamint azok cisztái hasonló folyamatokban semmisülnek meg. A mikroorganizmusokat gátló antibiotikumokat főleg sugárgombák és mikroszkopikus gombák termelik. A humán gyógyászatban felhasznált antibiotikumokat termelő mikroorganizmus-törzseket főleg talajból izolálták. A növények fejlődését gátló fitotoxikus anyagok többségét is mikroszkopikus gombák, kisebb hányadát baktériumok szintetizálják. 49
68 6. fejezet - A talaj szerves anyagai A talajban található szerves anyagokat tágabb értelemben a következő nagy csoportokba sorolhatjuk: a talaj élőlényei és a talajon élő növények gyökérzete, az elhalt növényi és állati maradványok, a maradványok bomlása során felszabadult, illetve újraképződött szerves vegyületek. A szerves anyag utánpótlásának fő forrását a növényi maradványok jelentik, az elpusztult állati szervezetek jóval kisebb össztömegük miatt csak másodlagos szerepet játszanak. A friss növényi maradványokban a szerves anyag mennyisége (a nedvességtartalomtól és a hamualkotó részek arányától függően) általában kevesebb 50 tömegszázaléknál. A leggyakoribb szerves vegyületek: 1. a szénhidrátok (cellulóz, hemicellulóz, keményítő egyszerű szénhidrátok); 2. a fehérjék, peptidek; 3. a lignin (elsősorban a fás növényi részekben, a kukoricaszárban és a gabonaszárban van nagyobb mennyiségben); 4. a zsírok, viaszok, gyanták. 1. A növényi maradványok átalakulása A szerves maradványok átalakulása bonyolult lebontó és építő (szintetizáló) mikrobiális folyamatok s a kapcsolódó biokémiai reakciók következménye. Lebontás. Lebontásnál a nagy molekulájú vegyületeket a mikroorganizmusok kisebb egységekre szabdalják, illetve CO 2-dá és vízzé alakítják át. Ennek során három, egymással összefüggő s gyakran egyidejűleg zajló folyamatsorozatot (fázist) lehet megkülönböztetni. 1. Az első (biokémiai) fázis közvetlenül a szövetek elhalása után kezdődik. Ebben a legfontosabb kémiai folyamatok: a hidrolízis és az oxidáció. Következményei: a polimermolekulák részbeni széttöredezése (a keményítőből egyszerűbb cukrok, a fehérjékből peptidek és aminosavak, a ligninből gyűrűs szerkezeti egységek kinonok, fenolok szabadulnak fel), s a gyűrűs vegyületek (pl. a fenolok) egy része oxidálódik. 2. Mechanikai aprítás: a makro- és mezofauna tevékenysége. 3. A szerves anyagok enzimes lebontása egyszerű vegyületekre. A heterotróf mikroflóra és mikrofauna a szerves vegyületeket energiaforrásként használja, s a vegyületek egy részét teljesen lebontja, más részét pedig kisebbnagyobb mértékben módosítja. A legegyszerűbb végtermékek: jól szellőzött talajokban a CO 2, H 2O, NO 3, NH+ 4, H 2PO 4, SO42, Ca2+, Mg2+ s a szabaddá vált mikrotápanyagok; anaerob körülmények között pedig CH 4 (metán), NH+ 4, különböző aminok, egyszerű szerves savak (pl. ecetsav, vajsav), toxikus gázok, pl. H 2S, etilén (H 2C = CH 2) képződnek. A szerves kötésben levő elemek felszabadulását, ásványi formákká alakulását, (ásványosodásnak) nevezzük. mineralizációnak Humifikáció. A legfontosabb szintetizáló reakciók összessége. A könnyen bontható szerves anyagok, optimális feltételek között, gyorsan mineralizálódnak. A nehezen bontható vegyületek jelentős része pedig polimerizálódva és N-tartalmú anyagokkal összekapcsolódva, nagy molekulájú, sötét színű, viszonylag stabil új vegyületekké, humuszanyagokká alakul. A lebomlás és a humifikáció kapcsolatát a 6.1. ábra mutatja be. Az ábrából látható, hogy a humuszanyagok képződésében a növényi maradványok valamennyi fontos vegyületcsoportjának (szénhidrátok, fehérjék, ligninek, viaszok-gyanták) szerepe van, másrészt kitűnik, hogy a mineralizáció a humusz egy részét is érinti. Ha a körülmények (a talaj levegőzöttsége, a vegetáció stb.) nem változnak, az évente elbomló humusz mennyisége közel ugyanannyi, mint a képződő új humusz, vagyis egy-egy talajban a humusztartalom közel állandó. Mérsékelt égövben évente átlagosan 3%-a újul meg a humuszkészletnek, a változás azonban csak a könnyebben bomló hányadot érinti, a stabil humuszanyagok évszázadokig is megmaradnak ábra - A mineralizáció és a humifikáció közötti összefüggések vázlata 50
69 A talaj szerves anyagai A bomlás és átalakulás sebessége. A szerves anyagok bomlásának mértéke és a bomlás sebessége függ: a szerves maradványok kémiai összetételétől (bomlással szembeni ellenálló képességétől) a talaj hőmérsékletétől, vízellátottságától, levegőellátottságától a közeg ph-jától. Ezek szerepét az alábbiakban foglajuk össze. A szerves maradványok összetétele. Mivel a bontáshoz a mikrobáknak megfelelő mennyiségű, hasznosítható N- re is szükségük van, szoros összefüggés található a szerves anyagok bonthatósága és C/N aránya között. A nagy N-tartalmú, de alacsony C-tartalmú maradványok gyorsan bomlanak. A kis N-tartalom, ill. a N-hiány viszont erősen korlátozza a lebontást. A gyorsan bontható növényi maradványokban a C/N arány kisebb, mint 30:1 (pl. lucerna, lóhere), a lassan bomló maradványokban (pl. búzaszalma, rozsszalma) pedig nagyobb, mint 80:1. A növények C:N aránya azonban nemcsak a fajtól, hanem a fejlettségi állapottól függően is széles határok között változik (6.2. ábra) ábra - Különböző C/N arányú növényi maradványok bomlásának üteme (a) és a C/N arány változása az érés/fejlődés folyamán (b) 51
70 A talaj szerves anyagai A körülmények hatása a szerves anyagok bontására. A mikrobiális aktivitás hőmérsékletfüggő. A bontásban résztvevő mikroszervezetek néhány kivételtől eltekintve 25 és 40 C közötti hőmérsékleten a leghatékonyabbak. A bontás sebessége 25 C alatt a hőmérséklet csökkenésével fokozatosan kisebb lesz. Bár a mikrobák vízszükséglete kicsi, működésük csak a megfelelően nedves talajban lehet zavartalan. A túlzott nedvesség visszaszorítja az aerob folyamatokat, de az extrém száraz környezetben is csökken a mikrobiális bontás. A legtöbb mikroba 6 8 ph-tartományban szaporodik a legjobban, mind az erősen savanyú, mind az erősen lúgos közeg csökkenti a biológiai funkciókat. A mineralizáció és a humifikáció következtében tehát a talaj szerves anyagai állandó dinamikus változásban vannak. Az aerob körülmények a mineralizációnak, az anaerob viszonyok pedig a szerves anyag felhalmozódásának biztosítanak kedvező feltételeket. A talajba kerülő növényi maradványok szerves C-tartalmának (a lebontó, átalakító és a szintetizáló folyamatok által megszabott) %-os megoszlását átlagos körülmények között a 6.3. ábra érzékelteti. Eszerint a szerves C- tartalom túlnyomó része (mintegy 2/3-a) CO 2-dá oxidálódik és visszakerül a levegőbe, s csak közel 1/3-a marad a talajban, elsősorban humuszanyagok formájában, kisebb részben pedig a mikroorganizmusok szervezetébe beépülve ábra - A talajba került szerves maradványok C-tartalmának sorsa az átalakulás során 52
71 A talaj szerves anyagai 2. A humuszanyagok csoportosítása Első megközelítésben humusznak tekintjük a szerves maradványok többé-kevésbé átalakult részét. Ezen belül két nagy csoportot: a maradványokból felszabadult, de nem humifikálódott szerves vegyületeket (nem valódi humuszanyagok) és a valódi humuszt lehet megkülönböztetni Nem valódi humuszanyagok a) Fehérjék, peptidek, aminosavak. b) Szénhidrátok (keményítő, cellulóz, hemicellulóz, pektin; kitin; oldható cukrok, aminocukrok). c) Szerves savak (hangyasav, ecetsav, csersavak stb.). d) Lignin. e) Zsírok, viaszok, gyanták. 53
72 A talaj szerves anyagai A lignin a legnehezebben bontható komponens. Fenilpropánvázas vegyület, melynek szerkezete, felépítése részleteiben még nem tisztázott. Különböző fenilpropán-származékok polimerje. A fenilpropán és két fenilpropán-származék képlete a 6.4. ábrán látható ábra - Dehidro-dikoniferol-alkohol A ligninben a fenilpropán-származékok egymáshoz kapcsolódása hasonló, mint a koniferil-alkohol dimerizációjával keletkező dehidro-dikoniferil-alkohol esetén (6.5. ábra), s igen bonyolult szerkezetű molekulák alakulnak ki ábra - A talajba került szerves maradványok C-tartalmának sorsa az átalakulás során 2.2. Valódi humuszanyagok A valódi humuszanyagok bonyolult szerkezetű, savkarakterű polimerek. Egymástól eltérő viselkedésű frakciókból (fulvosav, huminsav és humin frakciókból) állnak. A humuszfrakciók elválasztása. A humuszfrakciók elválasztásának klasszikus módszere a következő. A talaj híg (0,5%-os) NaOH-os kezelésével hosszabb ideig tartó állás és rázatás vagy keverés után sötét színű szűrletet kapunk. Ha ezt a lúgos szűrletet sósavval (vagy kénsavval) megsavanyítjuk (ph: 2), sötét színű csapadék válik ki, amely újabb szűréssel vagy centrifugálással elválasztható a világosabb színű oldattól. A savas közegben is oldatban maradó humuszfrakciót fulvosavaknak, a savval kicsapható hányadot pedig huminsavaknak hívjuk. A csapadék (a huminsavak) egy része azonban meleg alkoholban feloldódik. Az alkohollal kioldható frakció a himatomelánsavakat tartalmazza, de az alkoholban oldhatatlan csapadék sem egységes, hanem Springer szerint ez is két szervesanyag-csoportot tartalmaz. Ezek: a barna huminsavak és a 54
73 A talaj szerves anyagai szürke huminsavak. (Ha a himatomelánsavak kioldása után visszamaradt csapadékot 5%-os NaOH-dal feloldjuk, elektrolitoldat hatására a szürke huminsavak kicsapódnak, a barna huminsavak nem.) A híg lúg azonban nem az összes humuszt, hanem annak csak egy részét oldja ki a talajból. Forró lúggal és/vagy HF-os kezeléssel, még ezután is lehet oldatba vinni szerves anyagokat. Ezt a nehezen oldható humuszcsoportot huminnak nevezzük (6.6. ábra). Amint az elnevezésekből is kitűnik, a kapott frakciók sem homogén összetételűek, hanem mindegyikben több hasonló szerkezetű és tulajdonságú vegyület van ábra - A híg lúggal kevert talajból kioldódó humuszfrakciók 55
74 A talaj szerves anyagai Tyurin és Kononova szerint a huminsavak és a fulvosavak felépítése hasonló, az alapvető különbséget közöttük elsősorban a molekulák nagysága (polimerizáltsági, kondenzáltsági foka) és a szerkezet bonyolultsága jelenti, azaz a fulvosavak jóval egyszerűbb felépítésűek a huminsavaknál. Mivel a humuszanyagok különböző komponensei nem egyforma erővel kötődnek a talaj ásványi részéhez, ezért híg lúgos kezelésekor azoknak csupán egy része oldódik fel. Az ún. szakaszos extrakcióval, a különböző mértékben kötött humuszanyagokat több lépésben, fokozatosan lehet kivonni a talajból. Az oldószer minden esetben 0,5%-os NaOH, a talaj előkezelése azonban lépésenként változó. A módszerrel a következő négy humuszcsoportot lehet elkülöníteni: 1. Szabad humuszanyagok. Híg lúggal közvetlenül előkezelés nélkül extrahálhatók. Ide tartozik a CaCO 3- hoz, agyagásványokhoz, a Fe- és Al-vegyületekhez nem kapcsolódó humuszfrakció. 2. Gyengén kötött humuszanyagok. (A Ca2+ által koagulált, valamint az agyagásványokhoz és a Fe 2O 3-hoz, Al 2O 3-hoz lazán kötött humusz.) Az előzőleg híg lúggal kezelt talajt, 2%-os HCl-dal mésztelenítjük, a CaCO 3-ot elbontjuk, majd a szerves anyagot 0,5%-os NaOH újabb részletével kioldjuk. 3. Nehezen kioldható humuszfrakció. A Fe- és Al-hidroxidokhoz (oxidokhoz) erősen kötött szerves anyagok, melyeket csak erős ásványi savval végzett hidrolízis után lehet a talajból kinyerni. Váltakozó kénsavas és lúgos kezelést alkalmazunk mindaddig, míg a humusz kioldása meg nem szűnik, a kivonat színtelen nem lesz. 4. Az előbbi kezeléssel nem mobilizálható rész. A fentiek szerint kapott humuszcsoportokat tovább lehet frakcionálni fulvosavakra és huminsavakra, a 6.6. ábrában közöltek szerint. 3. A huminsavak szerkezete és tulajdonságai 3.1. A huminsavak szerkezete A humuszanyagok pontos kémiai szerkezetét a mai napig sem sikerült felderíteni. Ennek egyik alapvető oka az, hogy a humusz igen változatos méretű és különböző szerkezetű molekulákból, összetett anyagcsoportokból áll. További nehézséget jelent az, hogy a humuszanyagok a külső behatásokra igen érzékenyek, s így a lúgos kioldás, illetve az egyes frakciók különválasztására alkalmazott eljárások legtöbbször kisebb-nagyobb szerkezetváltozást okoznak a vegyületek molekulájában. Az említett problémák ellenére azonban több olyan jelentős eredmény született, amelyek alapján a humuszanyagok kémiai felépítésével kapcsolatban lehetőség nyílt bizonyos elvek, elképzelések kialakítására. Ezeket a következőképpen lehet összefoglalni. 1. A humuszsavak gyűrűs szerkezetű építőköveket tartalmazó, nagy molekulájú vegyületek. 2. A huminsav-molekula vázát egymáshoz kapcsolódott aromás gyűrűk alkotják, melyek izociklikusak vagy heterociklikusak. Pl.: Kiemelkedően fontosak a polifenol és a kinon típusú (kinoid struktúrájú) alkotórészek. 3. A molekulaváz aromás gyűrűi részint közvetlenül kapcsolódhatnak egymáshoz, részint pedig hídkötésekkel. A hídként szereplő fontosabb csoportok: O ; NH ; =N ; C C ; S. 4. A vázhoz jellemző vegyületek (oldalláncok) kötődnek, melyek főként szénhidrátszerűek, peptid vagy aminosav jellegűek. 56
75 A talaj szerves anyagai 5. A huminsavak tulajdonságait jelentősen befolyásoló csoportok (reaktív csoportok) mind a vázon, mind az oldalláncokon előfordulnak. Ezek közül: a COOH (karboxil), a fenolos-oh, az alkoholos-oh és a =C=O (karbonil) csoportok savas jellegűek; az =NH (imino) és az NH 2(amino) csoportok pedig a bázikusak. (A bázikus csoportok teszik lehetővé, hogy a humuszsavakban bizonyos körülmények között, savas közegben pozitív töltésű helyek is kialakuljanak, s az anionok elektrosztatikus megkötése is lehetővé váljék.) 6. A huminsavfrakcióban kimutatott fontosabb elemi alkotórészek a: C, H, O, N. (A szén mennyisége átlagosan 56 58%, a N pedig mintegy 4 6%-ot tesz ki.) Kisebb mennyiségben P-t és S-t tartalmaznak. 7. Nitrogén a humuszban három fő kötési formában fordul elő: a) mag-n (a heterociklikus gyűrűk heteroatomjaként), b) híd-n, c) a reaktív csoportokban lévő nitrogén, mely elsősorban NH 2 (aminogyök) formájában van jelen. A mikroszervezetek ezt a N-formát képesek legkönnyebben lehasítani. A legerősebben kötött a mag-n. A huminsav-molekula egy részletét szemléletesen mutatja a Stevenson által közölt szerkezeti modell (6.7. ábra) A funkciós csoportok reakciói A reaktív csoportok meghatározó szerepet játszanak, egyrészt a humuszsav-monomerek polimerizációs és kondenzációs reakcióiban, másrészt előidézik az oldat kationjai és a humuszsavak közötti kölcsönhatásokat. A humuszsavak általi kationmegkötés alapvetően kétféle mechanizmus szerint történhet. 1. Elektrosztatikai vonzás. A savas karakterű reaktív csoportok kisebb-nagyobb hányada (a közeg ph-jától függően) deprotonált állapotban van, s a megjelent negatív töltések vonzó hatása biztosítja a pozitív töltésű hidratált kationok adszorpcióját: Az így kötött kationokat az oldatban levő más kationok ki tudják szorítani a töltéshelyekről (kicserélhető kationok). A humusz kationmegkötő képessége nagy, ezért nagymértékben növeli a talajok kationcserekapacitását. 2. Fémkelátok képződése. Mivel a humuszsavak nagy számban tartalmaznak komplex kötést létrehozó (karboxil, fenolos-oh, NH 2 stb.) csoportokat, a fontosabb 2 és 3 vegyértékű fémionokkal különböző stabilitású kelátkomplexeket (kelátokat) képeznek. A Ca- és a Fe(III)-ionok ( COOH és fenolos-oh csoportok általi) megkötésének reakciósémáját a 6.8. ábrán közöljük. Ebből is kitűnik, hogy a kelátokban (a fémion és a komplexképző szerves ligandum között kialakult donor-akceptor kötés miatt) a megkötött ion a hidrátburkát részben vagy teljesen elveszti, s a komplexált kationok nem kicserélhetők ábra - Egyszerűbb Ca 2+ - és Fe 3+ -komplexek 57
76 A talaj szerves anyagai A különböző fémionok fulvosav- és huminsavkomplexének stabilitási sorrendje legtöbbször a következő: Hg2+ > Fe3+ > Al3+ > Cu2+ > Pb2+ > Fe2+ > Ni2+ > Cd2+ > Zn2+ > Mn2+ > Ca2+ > Mg2+. A stabilitási sorrend a közeg ph-jának lényeges változása esetén módosulhat. A fulvosavakkal s a kis molekulatömegű szerves savakkal létrejött fémkomplexek vízben oldódnak, a huminsavak és a huminanyagok komplexei azonban nem. A vízoldható komplexek képződése növeli a fémionok oldatba jutását és oldatban maradását (mobilitását), a szilárd fázis általi komplexálás viszont a helyben maradásukat segíti elő. A vízben oldódó Al-komplexek a podzolosodás folyamatában, az oldható Cu-, Zn-, Fe-kelátok a növénytáplálásban, a toxikus nehézfémek (Pb, Cd, Hg stb.) oldható komplexei pedig a szennyező anyagok szétterjedésében játszanak kiemelkedő szerepet. 3. A protonált (nem disszociált) reaktív csoportok képesek H-hídkötések kialakításá-ra is A valódi humuszanyagok tulajdonságai a) A fulvosavak viszonylag kis molekulájú, sav jellegű, világos sárga vagy vörösessárga színű vegyületek. Mind a szabad savak, mind a sóik (a fulvátok) és fémkomplexeik vízben, savakban és lúgokban jól oldódnak. Ebből adódóan a vas- és alumíniumionok talajban történő mozgásában jelentős szerepük van. A humuszanyagok közül a fulvosavak savi karaktere a legerősebb. Redukáló hatású, könnyen oxidálódó anyagok. Legnagyobb mennyiségben savanyú, gyenge biológiai aktivitású talajokban képződnek. b) A huminsavak sötétebb színű, nagyobb molekulatömegű vegyületek, mint a fulvosavak. Komplexképzésre hajlamosak. Savas jellegük nem annyira kifejezett, mint a fulvosavaké. Sóik a humátok. A különböző fémekkel (Na-, K-, Ca-, Mg-, Fe-, Al-mal) alkotott sók vízben való oldhatósága különböző. Csak Na- és K-sóik oldódnak jól vízben, a Ca-, Mg-, Fe- és Al-humátok nem. Ez különösen fontos a vízálló talajszerkezet kialakulásánál. A huminsavak csoportjába tartozó frakciók közül a himatomelánsavak a legkisebb molekulatömegű és polimerizációs fokú anyagok. Sárgásbarna vagy barna színűek. A nagyobb molekulájú huminsavak átmeneti képződményeinek tekinthetők. A barna huminsavak sötétbarna színű, a himatomelánsavaknál nagyobb molekulatömegű vegyületek. Minden talajban előfordulnak, de nagyobb mennyiségben csak az időszakosan túlnedvesedő és kationszegény talajokban (pl. barna erdőtalajokban, savanyú réti talajokban) keletkeznek. A szürke huminsavak lúgos oldata szürkésfekete. A huminsavak legnagyobb kondenzációs és polimerizációs fokú képviselői. Kevésbé oxidálhatók, mint a barna huminsavfrakció, így azoknál kémiailag stabilabb vegyületek. A nagy molekulatömeg miatt könnyen kisózható (sókkal könnyen kicsapható) elektrolitérzékeny anyagok. Az ásványi alkotórészekkel szorosabb kapcsolatra lépnek, mint a többi humuszsav. A kationokban, s különösen a Ca-ban gazdag talajok (pl. a csernozjom talajok) humuszának tipikus huminsav-komponensei. 58
77 A talaj szerves anyagai A humuszsavak néhány jellemzőjét a 6.1. táblázatban összesítettük táblázat - A fulvosavak, a huminsavak és a huminanyagok néhány jellemzője Jellemző Fulvosavak Huminsavak Huminanyago k Molekulatömeg ~ ~ C % N % < 4 ~ 4 > 4 O % *Összaciditás, mgeé/100 g * COOH mgeé/100 g Savas karakter Szín Kapcsolódás az ásványi részhez csökkenő sárgásbarna sötétbarna, ill. szürkésfekete erősödik * mgeé/100 g = cmol (+)/kg 1 (lásd: 7. fejezet) Az ismertetett humuszcsoportok mindegyike megtalálható a különböző talajokban, azonban mennyiségük és egymáshoz viszonyított arányuk a talajban lejátszódó folyamatoktól és a kiindulási szerves anyagok minőségétől függően más és más. Az elmondottakat összegezve megállapítható, hogy: 1. A fulvosavaktól a szürke huminsavakig fokozatosan és jelentősen növekszik: a humuszanyagok kondenzációsés polimerizációs foka, ill. molekulatömege, N-tartalma. Ezzel együtt a szín fokozatosan mélyül. 2. Ugyanebben a sorrendben csökken: a vegyületcsoportok savas jellege, oldhatósága, oxidálhatósága. A humin a legkevésbé ismert humuszfajta, melyre nagyfokú oldhatatlanság (stabilitás) jellemző. Igen erősen kötődik a talaj ásványi részeihez. 4. A humusz szerepe a talajban A talajok természetes termékenysége (víz- és tápanyag-szolgáltató képessége) nagymértékben függ a talajképződés körülményeitől. A legtermékenyebb talajok közös sajátsága a Ca-mal telített, jó minőségű humusz (Ca-humátok), valamint az ezzel együttjáró morzsás, porózus szerkezet és a megfelelő tápanyag-ellátottság. 59
78 A talaj szerves anyagai A humuszanyagok viszonylag kis mennyiségük ellenére döntő szerepet játszanak: a talajok szerkezetének kialakításában, a talaj tápanyaggazdálkodásának, a hő- és vízgazdálkodásának szabályozásában A humusz hatása a talaj szerkezetére Mivel a huminsavak kétvegyértékű fémionokkal alkotott sói vízben nem oldódnak, a Ca-humátok által összeragasztott aggregátumok vízállóak és porózusak. (A ragasztóanyag víz hatására csak duzzad, de nem oldódik). Emellett a szerves maradványokat bontó mikroorganizmusok nyálkaanyagainak és egyes bomlástermékeknek is jelentős szerkezetstabilizáló hatásuk van. A huminsavak Fe- és Al-oxidokkal/hidroxidokkal társulva agyagásványok jelenlétében szintén tartós szerkezeti elemek kialakulásához vezetnek. Ezek a szerkezeti egységek azonban nem hoznak létre jó talajszerkezetet, mert nem eléggé porózusak, belső pórusrendszerük nincs. Igen jelentős szerkezetkialakító tényező a szerves és az ásványi kolloidok összekapcsolódásával létrejött agyaghumusz komplexum mennyisége és minősége. Az agyag-huminsav komplexum felépítési elvét 6.9. ábra szemlélteti. A humusz tehát a stabil, porózus szerkezet biztosításával kedvezőbbé teszi a talaj vízgazdálkodását, csökkenti tömörödési hajlamát, és fékezi a felület elporosodását ábra - A szerves-ásványi komplexum felépítésének sémája: a kapcsolódási pontok, a szerves S és P, valamint a komplexált fémionok feltüntetésével 60
79 A talaj szerves anyagai 4.2. A humuszanyagok szerepe a talaj tápanyaggazdálkodásában Ilyen szempontból a humusz tápanyag-szolgáltató és tápanyagmegőrző szerepét kell kiemelni. a) A humusz mint tápanyagforrás. A humusz elsősorban N-forrásként jelentős. A talajok N-készletének mintegy 96 97%-a a szerves anyagokban található. A növények számára felvehető ásványi-n-formák (az NH+ 4- és a NO 3-ionok) a szerves anyagok NH 2-csoportjának mikrobiális lehasításával, majd a szerves aminok NH+ 4 ionná és NO 3-tá alakításával jönnek létre. Az erősebben kötött szerves N-formák (a mag-n és a híd-n) mint a talaj N-tartalékai játszanak szerepet, mert csak a humuszanyagok nagymértékű mineralizációja esetén válnak szabaddá. A talaj szerves anyagaiban kötött foszfor és kén is lassú feltáródási folyamat révén mineralizálódik s válik a növények számára felvehetővé. b) A humusz tápanyagmegőrző szerepe. Kiemelkedő jelentősége van a humusznak a tápanyagok megőrzésében és felvehetőségének szabályozásában is. Adszorbeálóképességük folytán a huminsavak képesek megkötni a különböző tápanyagokat, döntő szerepük van a Ca, a P, a Mg, a S, a Cu, a Zn stb. megőrzésében. A legfontosabb mikroelemek (Cu, Mo, Mn, Zn) nagyrészt a szerves anyagokhoz kötve, kicserélhető ionokként és kelátok formájában találhatók a talajban. Schnitzer több kationra vizsgálta a fém fulvosav komplexek stabilitási állandóit (K st). Szerinte: ph = 5,0-nél a különböző fémkomplexek stabilitási sorrendje az alábbi: Cu2+ > Fe3+ > Mn2+ > Ca2+ > Zn2+ > Mg2+. Az adatokból látható, hogy nemcsak a mikroelemek, hanem a Ca2+ is viszonylag stabil komplex kötésbe kerülhet, ami nagymértékben elősegíti a talajok Ca-készletének megőrzését és a talajszerkezet létrejöttét. A komplexek stabilitása a ph emelkedésekor nő. Ez azonban a különböző fémeknél nem egyforma mértékben történik, ezért a közölt relatív sorrend is változhat a közeg kémhatásának függvényében. A toxikus nehézfémek (Pb, Cd, Hg) megkötésével a talaj ásványi részéhez kapcsolódó humusz a környezeti ártalmakat is jelentősen mérsékli. A talajok toxikus elemekkel szembeni viselkedése tehát szorosan összefügg a humuszanyagok mennyiségével és minőségével. A makrotápanyagok közül a humusz elsősorban a foszfor növény általi felvehetőségére van kedvező hatással. Blokkolja a talaj ásványi részeinek azokat a helyeit, ahol a foszfátionok erősen lekötődnének, így csökkenti a foszfor inaktiválódását (humáthatás) A humusz hatása a talaj hő- és vízgazdálkodására A humuszanyagok vízfelvétele többszörösen meghaladja az agyagásványok vízmegkötését. Ezért a humusztartalom a talaj víztartó képességét nemcsak közvetve (a szerkezetkialakító szerepe révén), hanem közvetlenül is nagymértékben befolyásolja. A szerves anyagok módosítják a talajok hőgazdálkodását is. A humuszban gazdagabb felső rétegek (humuszos szintek) sötétebb színűek, a Nap sugarait jobban elnyelik, s elősegítik a talaj felmelegedését. Ugyanakkor a nagy szervesanyag-tartalmú talajok hőkisugárzása, hővesztése gyors, ezért a láptalajok tavaszi átfagyásának veszélye nagyobb, mint az ásványi talajoké. Az említett víz- és hőgazdálkodási tulajdonságok ellentétesen hatnak. Bár a nagyobb szervesanyag-tartalom sötétebb színnel és nagyobb hőelnyelő képességgel jár együtt, növeli azonban a talaj víztartó képességét is, ami a víz tudvalévően nagy hőkapacitása miatt nagymértékben csökkenti a hőmérséklet ingadozását. A két tényező közül a humusznak a talaj vízgazdálkodására gyakorolt hatása a jelentősebb A humuszanyagok sav/bázis pufferoló hatása A humuszsavak nagyhatású pufferanyagok. Bizonyos határig képesek a talajba került és a talajban képződő savak/bázisok hatását közömbösíteni, s a gyors ph-változásokat megakadályozni. 61
80 A talaj szerves anyagai A H+-többletet a humuszsavak deprotonált reaktív csoportjai kötik meg: COO + H+ COOH, a lúgokból (bázisokból) felszabadult OH-ionokat pedig a felületről ledisszociált H-ionok közömbösítik, víz képződése közben: COOH + OH COO + H 2O. A fentiekből következik, hogy lúgos közegben a gyenge sav típusú reaktív csoportok nagy része deprotonált állapotban van (nagy a humusz H+-lekötő képessége), savanyú talajokban pedig ezek túlnyomó többsége protonált (ezért a humuszsavak bázissemlegesítő kapacitása nő meg). Egységnyi tömegű anyagra vonatkoztatva a humuszsavak ph-pufferoló képessége sokkal nagyobb, mint a talajásványoké. 5. A talaj összhumusztartalmának mérése és a humusz minősége 5.1. Az összhumusztartalom mérésének elve A szokásos laboratóriumi vizsgálatokkal nem kizárólag a valódi humuszanyagokat, hanem a talaj összes elbomlott szervesanyag-tartalmát határozzuk meg. (Kivéve a szemmel is jól felismerhető, el nem bomlott szerves maradványokat, amelyeket a vizsgálat megkezdése előtt eltávolítunk a mintából.) A szerves anyagok mennyiségének meghatározása a szerves vegyületek könnyű oxidálhatóságán alapul. Az oxidációhoz elfogyott oxidálószer mennyiségéből kiszámítjuk a szerves kötésű C-tartalmat, s ebből következtetünk a humusztartalomra. Mivel a talaj szerves anyagainak C-tartalmát átlagosan 58%-nak vesszük, a mért szerves C-t 100/58 = 1,72-vel szorozva, megkapjuk az összszervesanyag-tartalmat tömeg %-ban. Hu% = szerves C% 1,72. A talajokat a humusztartalom alapján a következőképpen minősítjük: < 2%, kis humusztartalmú, 2 4%, közepes humusztartalmú talajok, > 4%, humuszban gazdag talajok. Magyarországon 6%-nál több szerves anyagot tartalmazó ásványi talajok ritkán fordulnak elő. Vízbő (anaerob) körülmények között viszont a szervesanyag-tartalom elérheti vagy meghaladhatja a 20%-ot is. A 20%-nál nagyobb összhumusztartalmú talajokat szerves talajoknak nevezzük. (Ilyen a láptalajok túlnyomó része.) 5.2. A humusz minőségének jellemzése A különböző talajok humusza közötti minőségbeli eltérések egyszerűen kimutathatók a belőlük készített humuszkivonatok fényelnyelésének mérésével. A fényelnyelés jellemzésére szokásosan az extinkciót (E) használják: E = log(i/i o); ahol I o = az oldatba lépő, I = a kilépő fény intenzitása. A humuszoldatok fényelnyelési görbéje általában monoton lefutású; nm között nem tapasztalható jellemző elnyelési maximum, s a belépő fény hullámhosszúságának csökkenésekor növekszik a kivonat fényelnyelése. A konkrét méréseket, az UV-tartományban többnyire 250 nm körül, a látható tartományban pedig 460 és 660 nm hullámhosszúság mellett végezzük. A humusz minőségét a 460 és 660 nm hullámhosszúságú fény alkalmazásakor mért extinkciók hányadosának (E 4/E 6) értéke jellemzi. Ha az E 4/E 6 nagy (7 8 vagy nagyobb), a relatíve kis molekulájú fulvo- és huminsavak dominálnak, ha viszont 3 és 5 közötti a hányados, akkor a nagyobb molekulájú, jobb minőségű huminsavak vannak túlsúlyban. Hargitai egy másik megoldást javasolt. Feltételezte, hogy híg NaOH-os kezeléssel a könyebben oldható, gyengébb minőségű humuszkomponenseket lehet kivonni a talajból, a jó minőségű szerves anyagokat viszont 1%-os NaF-dal lehet oldatba vinni. Így a fenti két kivonószerrel kapott humuszoldat fényelnyelése is 62
81 A talaj szerves anyagai felhasználható a humusz minőségének jellemzésére. A humuszanyagok stabilitását kifejező stabilitási koefficienst (K) úgy kapjuk, hogy a NaF-os oldat extinkcióját (E NaF) osztjuk a NaOH-os szűrlet extinkciójának (E NaOH) és a talaj humusztartalmának (Hu%) szorzatával: A gyakorlatban célszerű a két oldószerrel kapott kivonat extinkcióját több hullámhosszúságon megmérni, és a stabilitási koefficienst külön-külön kiszámítani. Mivel a kapott adatok kismértékben szórnak, a talajra jellemző értéket a koefficiensek átlaga adja. Minél nagyobb a K, annál jobb minőségű a humusz. Csernozjom talajoknál ; erdőtalajoknál 0,1 1,0; szikes talajoknál pedig 0,001 0,1 a K-értéke A talaj szervesanyag-gazdálkodása A talajban a szerves anyagok állandó átalakulásban vannak. Az összhumusztartalmat s a különféle humuszanyagok egymáshoz viszonyított arányát végső soron az szabja meg, hogy a humifikáció és a minerizáció milyen mértékben érvényesülhet, ill. a két folyamatsorozat között milyen egyensúlyi állapot jön létre. A körülmények változásával (pl. az ősállapotú talaj művelésbe vételével), megváltozik a szerves anyagok felhalmozódásának és lebontásának erőssége, s így mindaddig változik a talaj humusztartalma is, míg az adott körülményeknek megfelelő, újabb egyensúlyi állapot ki nem alakul. A talajhasznosítás módja és a növénytermesztési technológia is hatással van a talaj szervesanyaggazdálkodására. Az USA-ban végzett 30 éves kísérletek szerint, a gyepterülethez viszonyítva: a monokultúrás kukoricatermesztés esetén a monokultúrában termesztett búzánál a kukorica-búza-vöröshere váltógazdálkodás esetén viszont csak 64%-kal, 37%-kal, 17%-kal csökkent a feltalaj humusztartalma. A változások azonban ekkor is csak a szervesanyag-készlet egy részét érintették. 63
82 7. fejezet - A talaj kémiai tulajdonságai A talaj kémiai tulajdonságait elsősorban a vízben oldható sók mennyisége és minősége, a kolloidkémiai reakciók, a kémhatás és a redoxi feltételek határozzák meg. Mindezek jelentősen befolyásolják a talaj vízzel szembeni viselkedését, szerkezetét és a talajba került anyagok (tápanyagok, szennyező anyagok stb.) sorsát is. 1. Oldható sók a talajban A talajok mindig tartalmaznak vízben kisebb-nagyobb mértékben oldódó vegyületeket. Ezek mozgékonysága, víz általi szállíthatósága és talajra gyakorolt hatása oldhatóságuktól és kémiai összetételüktől függően nagymértékben különbözik Oldódási-kicsapódási reakciók Az oldódási reakciókat három típusba lehet sorolni. 1. Fizikai oldás. A vegyület az oldási folyamatban nem változik meg, bepárlás után a feloldott anyag teljes mennyisége visszanyerhető. Ebbe a típusba tartozik pl. a konyhasó oldása: NaCl Na+ + Cl. (Nem elektrolitok pl. a cukor oldódásakor a kristályrácsból nem ionok, hanem molekulák szabadulnak ki). 2. Kémiai oldás. Kovalens vagy komplex kötésű vegyületek oldásakor új anyag is keletkezik, s az oldódást gyakran gázfejlődés kíséri. Pl. Al(OH) 3 + 3H+ Al3+ + 3H 2O, illetve FeS + 2H+ Fe2+ + H 2S. 3. Elektrokémiai oldás. Az oldódás elektronátmenettel (oxidációval-redukcióval) jár. Pl. a cink-szulfid oldódása oxigénben gazdag vízben: ZnS + 2O 2 ZnSO Oldhatóság, oldhatósági szorzat Egy B ba a összetételű szilárd só (elektrolit) vizes oldatban teljesen disszociál: B ba a bb+ + aa -. Ha elegendő mennyiségű oldódó anyag van jelen, az oldódás egy idő múlva megáll, mivel az oldat egyensúlyba kerül a szilárd anyaggal, azaz az oldat telítetté válik. Egyensúlyi állapotban a szilárd fázisból időegység alatt ugyanannyi ion kerül oldatba, mint amennyi a telített oldatból kiválik. Ebből következően az oldott anyag mennyisége adott hőmérsékleten konstans (K ). A K és a vegyület K d disszociáció-állandójának szorzata is konstans (K sp), vagyis (7.1. egyenlet) ahol: K sp az ún. oldhatósági szorzat (solubility product). Valamely anyag oldhatóságát (szolubilitását, jele: So) telített oldatának gmól/literben vagy g/literben kifejezett koncentrációjával lehet jellemezni. A talajban előforduló vegyületeket oldhatóságuk szerint három nagy csoportra oszthatjuk. Vízben igen jól oldódnak a Na- és K-sók, a Ca- és Mg-kloridok, a MgSO 4 7H 2O, az AlCl 3, FeCl 3 stb. Ebbe a csoportba tartoznak a gipsznél (CaSO 4 2H 2O-nál) nagyobb mértékben oldódó sók. Rosszul oldódó sók: a CaSO 4 2H 2O és a CaCO 3. 64
83 A talaj kémiai tulajdonságai Oldhatatlan (gyakorlatilag nem oldódik vízben) a Fe(OH) 3, FeCO 3, AlPO 4 2H 2O, FeS stb. Ki lehet azonban mutatni, hogy a víz igen gyengén ezeket is oldja. Az oldhatóság kifejezésére a jól oldódó vegyületeknél a telített oldat g/literben vagy mól/literben kifejezett koncentrációját, a rosszul és a gyakorlatilag nem oldódó anyagoknál pedig az oldhatósági szorzatot használjuk. Néhány fontosabb só oldhatósága a 7.1 táblázatban, a rosszul oldódó vegyületek oldhatósági szorzata pedig a 7.2. táblázatban található táblázat - Néhány jól oldódó só oldhatósága 20 C-on Vegyület Oldhatóság (g/l) CaCl 2 6H 2O 745,0 MgCl 2 6H 2O 545,0 MgSO 4 7H 2O 355,0 NaCl 360,0 Na 2CO 3 10H 2O 215,0 NaHCO 3 96,0 KCl 340,0 K 2CO 3 2H 2O 1105,0 AlCl 3 6H 2O 456,0 Al 2(SO 4) 3 18H 2O 364, táblázat - A rosszul és igen rosszul oldódó fontosabb vegyületek oldhatósági szorzata 25 C-on neve Vegyület képlete Oldhatósági szorzat (K sp) Gipsz CaSO 4 2H 2O 1, Kalcit CaCO 3 5, Magnezit MgCO 3 1, Mg-hidroxid Mg(OH) 2 1, Amorf-Fe(OH) 3 Fe(OH) 3 nh 2O 3, Amorf-Al(OH) 3 Al(OH) 3 nh 2O 4, Dikalcium-foszfát CaHPO 4 2,
84 A talaj kémiai tulajdonságai Trikalciumfoszfát Ca 3(PO 4) 2 1, Variscit AIPO 4 2H 2O 3, Az oldhatósági szorzat ismeretében bármely vegyület oldhatósága (S o) kiszámítható. Egy B ba a összetételű só esetén a számítási képlet a következő: (7.2. egyenlet) Példa. A CaHPO 4 oldhatósági szorzata: 2, ; móltömege (M t): 136,06. Hány g (vagy mg) kalciumhidrogénfoszfát oldódik 1 liter vízben? A disszociáció: CaHPO 4 Ca2+ + HPO2 4. S o M t = 4, ,06 = 0,0608 g/l = 60,82 mg/l. Ugyanígy számolva, a gipsz oldhatósága 0,01265 mol/l = 2,18 g/l. A táblázatokban közölt oldhatósági értékek és oldhatósági szorzatok arra az esetre vonatkoznak, amikor az adott só a saját telített vizes oldatával tart egyensúlyt és a rendszerben más sók nincsenek. A vegyülettel közös iont tartalmazó elektrolitok csökkentik, a közös iont nem tartalmazó elektrolitok viszont (nagy koncentrációban) növelik annak oldhatóságát. A sók kicsapódása akkor következik be, ha a körülmények változása (lehűlés, párolgás stb.) miatt megnő az oldatban az adott só koncentrációja, s túllépi oldhatóságnak megfelelő értéket Hidrolízis A hidrolízis egyes vegyületeknek, a vízzel való kémiai reakció miatt bekövetkező bomlása, átalakulása. Hidrolizálnak: a gyenge savaknak erős bázissal alkotott sói (az oldat kémhatása lúgos, pl.: Na 2CO 3, Na-acetát), a gyenge bázisból és erős savból képződő sók (az oldat savanyú kémhatású, pl.: NH 4Cl), a gyenge savnak gyenge bázissal alkotott sói (pl. az ammónium-acetát). A vizes oldat kémhatása attól függ, hogy a sav vagy a lúg erősebb-e. Erős savak erős bázisokkal alkotott sói nem hidrolizálnak, oldataik semleges kémhatásúak, ph ~ 7. (Pl. NaCl). Talajtani szempontból a lúgosan hidrolizáló Na-sók (Na 2CO 3 és NaHCO 3) és a CaCO 3 a legjelentősebbek. A Na 2CO 3 oldódásakor a következő folyamatok játszódnak le: l. Disszociáció: Na 2CO 3 2Na+ + CO2 3, majd a gyenge sav savmaradéka hidrolizál, 2. Hidrolízis: CO H 2O HCO 3 + OH és HCO 3 + H 2O H 2CO 3 + OH. A hidrolízis általában csak kismértékű, sok esetben mégis jelentősen befolyásolja a vizes oldatok sajátságait és a talajban lejátszódó reakciókat A karbonátok oldhatósága 66
85 A talaj kémiai tulajdonságai Széndioxid-mentes tiszta vízben a szilárd CaCO 3-ból 25 C-on, csak 7, mol/l = 0,0072 g/l 0,01 g/l, a szilárd MgCO 3-ból pedig 0,004 mol/l = 0,34 g/l oldódik. Az oldódási folyamat (disszociáció és hidrolízis) összevont reakcióegyenlete: CaCO 3 + H 2O Ca2+ + HCO 3 + OH. Bár a hidrolízis lassú és kismértékű, a kalcitszuszpenzió ph-ja 9,6. Ha a rendszer CO 2-tartalmú levegővel érintkezik, a CaCO 3 oldódását több reakció szabályozza. A CO 2, szénsav képződése közben, reagál a vízzel, s a reakció protonokat szolgáltat: CO 2 (gáz) CO 2 (o) + H 2O H 2CO 3 H+ + HCO 3 HCO 3 H+ + CO2 3. Figyelembe véve a CaCO 3 disszociációját is (CaCO 3 Ca2++ CO2 3 ), az oldat egyensúlyi összetételét kifejező egyenlet a következő lesz: (7.3. egyenlet) A folyamat egyensúlyi állandója (K so) pedig (7.4a. egyenlet) A (7.4.a)-t logaritmizálva és rendezve, felírható az oldat Ca-koncentrációjának számítására alkalmas összefüggés: (7.4b. egyenlet) melyben 9,6 a K so számértéke, a P CO2 a széndioxid parciális nyomása atmoszférában kifejezve. A légköri levegő CO 2-tartalma átlagosan 0,03%, azaz parciális nyomása 0,03 kpa = 0,0003 atm, a talajlevegőben pedig mintegy 0,3% CO 2 van, ami 0,3 kpa = 0,003 atm parciális nyomást jelent. A (7.4.b) egyenletből kitűnik, hogy a ph növekedése és a P CO2 csökkenése a CaCO 3 oldódását visszaszorítja, a ph csökkenése és a P CO2 növekedése pedig a szilárd só oldódásának kedvez. Kiszámítható, hogy adott ph és P CO2 esetén, mennyi a Ca2+ koncentráció a CaCO 3 egyensúlyi oldatában. Ha pl. a talajlevegő 0,3% (= 0,003 atm parciális nyomású) CO 2-t tartalmaz, s a talaj ph-ja 7,4; akkor az oldatban a Ca2+ koncentráció 2 mmol/l = 80,2 mg/l, ami 0,2 g/l CaCO 3-nak felel meg. Lúgosabb talajban (ph = 8,3) viszont ugyanilyen P CO2 mellett csak 0,0333 mmol/l = 1,34 mg/l Ca2+ kerül oldatba. A talajokban, a fentieken túl, a nedvesség mozgása, a talaj periódikus átnedvesedése/száradása, a Ca2+ növény általi felvétele és egyéb sók jelenléte is fontos szerepet játszik az oldódási/kicsapódási folyamatokban A talajok oldható sótartalma A talaj vízben oldható sókészletét tömeg%-ban (só%) lehet megadni, vagy vizes talajkivonatok elektromos vezetőképességével (electrical conductivity, jelölése: EC) lehet jellemezni. A só% a telítési talajpaszta vagy a telítési kivonat elektromos vezetőképességéből számítható ki. A paszta elkészítése úgy történik, hogy a talajhoz keverés közben, olyan állapot eléréséig adunk vizet, amikor a homogén pép már fénylik, s a spatuláról lefolyik. A telítési kivonat pedig a paszta folyadékfázisának elválasztásával nyerhető. Nálunk a gyakorlatban a talajpaszta elektromos vezetőképességéből becsült só% használata terjedt el, külföldön pedig a vizes kivonat EC-je alapján történik az értékelés. A telítési paszta elektromos vezetőképességét (EC p) azonban a sókoncentráción kívül a nedvességtartalom, a töltés nélküli ionasszociátumok mennyisége és a kicserélhető kationok minősége is befolyásolja, s a száraz talaj 67
86 A talaj kémiai tulajdonságai tömegére vonatkoztatott sómennyiség (só%) sem fejezi ki a különböző vízgazdálkodású talajok folyadékfázisának sókoncentrációját. Ugyanolyan sótartalom (só%) esetén pl. egy vízkapacitásig telített, ill. holtvíztartalomig kiszáradt homoktalajban nagyobb lesz az oldat koncentrációja, mint a hasonló nedvességállapotú agyag- vagy vályogtalajban. Ezért a talajok sótartalom szerinti kategorizálásánál és a növények vízfelvételét gátló, káros oldatkoncentrációk becslésénél a telítési kivonat vezetőképessége (EC e) előnyösebben használható. A telítési kivonatok mg/l-ben megadott sókoncentrációja (c) és elektromos vezetőképessége (EC) között a következő tapasztalati összefüggést találtuk (Filep és Wafi): (7.5a. egyenlet) ahol: EC e ms/cm (=millisiemens per centiméter). Ennek alapján a tömeg%-ban kifejezett sótartalom, a (7.5b. egyenlet) összefüggéssel számítható ki, melyben SP = a telítési paszta víztartalma (az ún. telítési % = saturation percentage). A só%-ec e összefüggést különböző vízfelvevő képességű (SP-értékű) talajoknál a 7.1. ábra mutatja. A telítési kivonat vezetőképességére alapozott kategorizálás pedig a 7.3. táblázatban található ábra - A talaj sótartalma (só%) és a telítési kivonat elektromos vezetőképessége (EC)közötti összefüggés 68
87 A talaj kémiai tulajdonságai 7.3. táblázat - A talaj sótartalom szerinti kategórizálása és a növények fejlődése A telítési kivonat vezetőképesség e, ms/cm (Sótartalom %)* A talaj sótartalom szerinti csoportosítás a Hatása a növények fejlődésére < 2 (< 0,1%) nem sós a mezőgazdasági növények fejlődését nem gátolja 2 4 ( 0,1 0,25%) gyengén sós néhány nagyon sóérzékeny növény fejlődése gyenge 4 8 ( 0,25 0,5%) közepesen sós a legtöbb termesztett növény termése csökken, csupán a sótűrő növények fejlődése zavartalan 69
88 A talaj kémiai tulajdonságai 8 16 ( 0,5 1,0%) > 16 (> 1,0%) sós igen sós csak a sótűrő növények fejlődnek megfelelően csak néhány nagyon sótűrő növény él meg *A só%-ra a hazai módszer szerint kapott értékek csak az SP = 80 körüli talajoknál egyeznek meg a telítési kivonat EC-jéből számíthatóval. 2. Talajkolloidok A kolloidok kisméretű anyagi részecskék. Egyik fő jellemzőjük az, hogy a tömegükhöz képest rendkívül nagy a felületük. A kolloidsajátságokat a részecskék mérete, nem pedig az anyagminőség határozza meg, ezért számos anyagból keletkeznek, illetve előállíthatók. A kolloidrendszerek a homogén és a heterogén rendszerek közötti átmenetet képviselik. Homogénnek az olyan (egyfázisú) rendszereket tekintjük, melyek fizikai és kémiai tulajdonságaik tekintetében makroszkóposan egységesek. Ilyenek pl. a valódi oldatok. A heterogén rendszerek valamilyen szempontból (pl. kémiai összetételben, halmazállapotban stb.) eltérő, makroszkópos kiterjedésű homogén fázisokból állnak. A kolloidok méretére vonatkozóan éles határokat nem lehet megállapítani, mivel mind a homogén rendszerek felé (pl. a különböző molekulahalmazok), mind a heterogén rendszerek felé (a finom eloszlású szuszpenziók révén) folyamatos az átmenet. Általában az nm-t tekintik a kolloidokra jellemző mérettartománynak. A talajokban azonban ennél nagyobb (0,002 mm = 2 μm) szemcseátmérőt fogadtak el felső határnak. Ezt az agyagásványok lemezes szerkezete, s több talajkolloid nagy belső felülete teszi indokolttá A kolloidrendszerek csoportosítása A kolloidokat többféleképpen lehet csoportosítani, pl.: az alakjuk, a részecskék felépítése vagy töltése alapján Alaki sajátságok Aszerint, hogy a részecske a tér egy, kettő vagy három irányában esik-e a kolloid-mérettartományba: lamelláris, fibrilláris és korpuszkuláris kolloidokat különböztetünk meg. A lamelláris kolloidok olyan vékony lemezek, amelyek mérete a tér egy irányában nem éri el a kolloidméret felső határát. A talajokban ilyen az agyagásványok nagy része (pl. a montmorillonit, kaolinit stb.). A fibrilláris kolloidok fonál alakúak. A tér egy irányában jelentős a kiterjedésük, a másik két irányban viszont kolloidméretűek. Ide tartoznak a láncmolekulákból álló kolloidok (pl. a humuszkolloidok). A korpuszkuláris kolloidok a tér mindhárom irányában kolloidméretűek. Gömb, kocka vagy szabálytalan alakúak lehetnek. (Ilyenek a finomeloszlású kvarc-, csillám- vagy földpátszemcsék stb.) A kolloidrészecskék felületi sajátságai a) Poláris és apoláris felületű kolloidok.ha a részecskék felületén ionok, ionizált csoportok vagy poláris molekulák vannak, külső hatás nélkül is elektromos erőterük van, azaz poláris felületű a kolloid. Attól függően, hogy az elektromos erőteret létesítő felületi töltések zömmel negatívak vagy pozitívak-e, a poláris felületek elektronegatív (régebbi elnevezéssel: acidoid), ill. elektropozitív (bazoid) jellegűek lehetnek. A talajkolloidok túlnyomó része (agyagásványok, humuszkolloidok stb.) elektronegatív. Azokat a kolloidokat, amelyeknek nincs elektromos töltése, apoláris kolloidoknak nevezzük. Ezek jellegzetes képviselői a talajban általában ritkán fordulnak elő. 70
89 A talaj kémiai tulajdonságai b) Liofil és liofób kolloidok. Ha a felület a vele érintkező folyadék molekuláit adszorbeálja, ill. a felület nedvesedik, akkor liofil (ha a nedvesítő folyadék víz, akkor hidrofil) a kolloid. Amennyiben a felület egy folyadékban egyáltalán nem vagy rosszul nedvesedik, akkor a kolloid a kérdéses folyadékra nézve liofób A talaj kolloidméretű alkotórészei A talajkolloidokat alapvetően a szervetlen (ásványi) és szerves kolloidok, valamint az ezek kapcsolódásával keletkezett szerves ásványi komplexkolloidok csoportjába sorolhatjuk Ásványi kolloidok a) Agyagásványok. A primer szilikátok mállása során képződő szekunder ásványok. A talaj agyagfrakciójának legjelentősebb (szubmikrokristályos szerkezetű) komponensei. b) Kovasavak valamint a Fe- és Al-hidroxidok. Amorf gélek formájában válnak ki. Száraz talajokban kikristályosodnak, így méretük növekszik, s fokozatosan elvesztik kolloidsajátságaikat. Mennyiségük csak intenzív mállásban lévő barna erdő- és egyes réti talajokban számottevő. A kovasavgélek többnyire ortokovasav (H 4SiO 4), illetve ennek polimerizációjával keletkezett polikovasav-molekulákból állnak. c) Ásványtörmelékek. A felaprózódott kőzet finom eloszlású, mállásnak ellenálló részei. A talaj agyagfrakciójában elsősorban kvarcpor és csillámpor fordul elő kisebb mennyiségben Szerves kolloidok a) Humuszkolloidok. Különböző molekulatömegű, elágazó láncokból álló óriásmolekulák. Jelentős belső felületük az összegabalyodott molekulaláncok miatt jön létre. b) Nem humusz jellegű szerves kolloidok. Például a poliszacharidok és a fehérjék. Kolloidsajátságú amorf anyagok. A fehérjék szerepe csak átmeneti, mivel aránylag gyorsan lebomlanak. A szerves kolloidok rendszerint jóval kisebb mennyiségben találhatók a talajban, mint az ásványi kolloidok, mégis rendkívül jelentősek, mivel a talaj szerkezetének kialakításában, víz- és tápanyag-gazdálkodásában nélkülözhetetlen szerepük van Szerves-ásványi kolloidkomplexumok A talaj szerves és ásványi alkotórészei nem függetlenek egymástól, hanem erősebb vagy lazább kapcsolatban vannak. Így a különböző minőségű kolloidok is egymáshoz tapadva fordulnak elő. 1. Az agyagásványok és a vas- vagy alumínium-hidroxidok egy részét vastagabb vagy vékonyabb humuszhártya veszi körül. A montmorillonit pedig a kristályrács rétegei közötti belső felületen is megköt humuszmolekulákat, s az így megkötött humusz a mikrobiológiai hatásokkal szemben igen ellenálló. A kapcsolódó szerves anyag megváltoztatja az ásványi kolloidok felületi sajátságait. 2. Agyagásványok felületén kovasav, vas-, ill. alumíniumhidroxid-bevonat is képződhet. Az említett kölcsönhatások eredményeként létrejött, bonyolult összetételű kolloidokat a talaj ásványi szerves komplexumának vagy (adszorpciós sajátságaik miatt) adszorpciós komplexumnak isnevezik A kolloidok fajlagos felülete Az anyagi rendszerek felaprózottságát, diszperzitásfokát a fajlagos (specifikus) felülettel jellemezhetjük. A fajlagos felület egységnyi tömegű vagy egységnyi térfogatú anyag felülete. Mértékegysége: cm2/g, vagy cm2/cm3. Az anyag aprózásával rohamosan növekszik az összfelület. A felület nagysága azonban függ a részecskék alakjától is. Ezzel kapcsolatos tájékoztató adatokat mutat a 7.4. táblázat táblázat - Egységnyi térfogatú anyag fajlagos felületének függése a felaprózódás mértékétől és a részecskék alakjától 71
90 A talaj kémiai tulajdonságai A felület nagysága (cm2/cm3) A részecskék mérete lamellás fibrilláris korpuszkuláris részecskék esetén 10 1 cm (0,1 cm) cm cm (0,001 cm) cm cm (1 μm) = 12 m cm (1 nm = 10 Å) = 6000 m2 A táblázatból kitűnik, hogy aprózódáskor, a lamelláris kolloidoknál a legkisebb mértékű, a korpuszkuláris részecskéknél pedig a legnagyobb a fajlagos felület növekedése. Mivel a talajkolloidok fajlagos felületén a víz által hozzáférhető összes felületet értjük, a táguló rétegrácsú agyagásványok (pl. a montmorillonit) fajlagos felülete, azonos szemcseméret és alak esetén is nagyobb, mint a nem (vagy kevésbé) táguló rétegrácsúaké. A montmorillonitnál ui. a vízmolekulák nemcsak a külső felülethez, hanem a rácsrétegek közötti ún. belső felülethez is kötődhetnek. Jelentős belső felülete van a humuszkolloidoknak is. A talaj fajlagos felülete: néhány m2/g és 500 m2/g közötti lehet. A talajkolloidok közül: a humuszkolloidok fajlagos felülete m2/g, mely túlnyomóan belső felület a montmorillonité és vermikulité m2/g, s ennek 80 90%-a a részecskék belső felületéből adódik az illit fajlagos felülete viszont csak mintegy m2/g a kaolinité a legkisebb: a szemcsemérettől függően csupán 1 10 m2/g. Egy-egy kolloidrendszerben a részecskék lehetnek azonos (homodiszperz) vagy különböző méretűek (polidiszperz rendszer). A talaj mindig polidiszperz rendszer Elektromos kettős réteg a kolloidok felületén A talajkolloidok többsége a talajban uralkodó körülmények között jórészt negatív töltésű, vagy legalábbis a negatív töltések dominálnak. Ezért első megközelítésben a kolloidrészecskét úgy tekintjük, mintha a felületén csak negatív töltések lennének. A kolloid magját alkotó agyagásvány vagy szerves kolloid körül szolvátburok alakul ki, amely a dipólusként viselkedő vízmolekulákból és a kolloid töltésével ellentétes töltésű ionokból (főként kationokból) áll. A kolloidmag és a szolvátburok együttese alkotja a kolloidmicellát,a micellák körül pedig az intermicelláris oldat (a talajoldat), helyezkedik el. A kolloidmag negatív töltésű helyei kötik meg a szolvátréteget és az azzal ellentétes töltésű kationokat. Vizes szuszpenzióban a kolloidok felületén adszorbeált kationok és a folyékony fázis kationjai között dinamikus egyensúly jön létre. Ebből következik, hogy a szolvátréteg ionösszetétele nagymértékben függ a talajoldat koncentrációjától és kation-összetételétől. Egyensúlyi állapotban a szolvátréteg kation-koncentrációja jóval nagyobb, mint a talajoldaté. Minél nagyobb a kolloid kationmegkötő képessége azonos körülmények között, annál nagyobb a koncentrációkülönbség a szolvátréteg és a talajoldat között. Az adszorbeált kationoknak térbeli kiterjedésük van, ezért közvetlenül a részecske felületén kötött kationok száma korlátozott, s nem elegendő a teljes töltés kompenzálásához. Így a felülettől távolabbi helyeken is találhatók adszorbeált kationok, a felülettől távolodva azonban exponenciálisan csökken a koncentrációjuk, az 72
91 A talaj kémiai tulajdonságai anionkoncentráció pedig növekszik. Bizonyos távolságban a részecske elektromos tere már nincs hatással az ionok eloszlására. Ez a távolság tulajdonképpen a folyékony fázis (talajoldat) határának felel meg, ahol a kationkoncentráció már megegyezik az anion-koncentrációval. A fentiekből nyilvánvaló, hogy a felülethez közel eső kationok erősebben (nagyobb energiával) kötődnek, mint a távolabbiak. Ezért a felület közelében a részecskék viszonylag nagy koncentrációban és térbelileg rendezetten helyezkednek el (Stern réteg vagy tapadó réteg). A felülettől távolabb viszont kisebb a vonzóerő, megnövekszik az ionok kinetikus energiája, s az eloszlás kevésbé rendezett lesz (diffúz réteg). Közvetlenül a kolloid felületén egy erősen kötött s egymással párhuzamosan orientált vízmolekula-réteg van. A nem specifikusan adszorbeált kationok ezen a vízmolekula-rétegen kívül elhelyezkedve alkotják a mozdulatlan ionréteget (tapadó réteg), s ehhez csatlakozik a kettős réteg külső, diffúz része. A Coulomb-erőkkel kötött, nem specifikusan adszorbeált kationok hidrátburka megmarad. Specifikus adszorpció esetén viszont az ion legalábbis részben elveszti a hidrátburkot, dehidratálódik (7.2. ábra) ábra - Ioneloszlás a kolloidok szolvátrétegében (S = Stern-réteg; D = diffúz réteg) 73
92 A talaj kémiai tulajdonságai Az előzőekből következik, hogy a részecske felülete és a talajoldat között feszültségkülönbség (potenciálkülönbség) van. A feszültségkülönbség a felülettől távolodva a szolvátréteg kationkoncentrációjának csökkenésével arányosan kisebb lesz, s a szolvátréteg külső határán 0 -vá válik. Látható, hogy a tapadó rétegben a potenciálesés lineáris, a diffúz rétegben pedig exponenciális. A diffúz réteg vastagságát az adszorbeált kationok minősége valamint oldatbeli és felületi koncentrációja nagymértékben befolyásolja. Egyébként azonos körülmények között a diffúz réteg annál vékonyabb, minél nagyobb az ellenionok koncentrációja és vegyértéke. A specifikus és a nem specifikus adszorpció megkülönböztetésére több kutató komplexkémiai definíciókat használ. Az adszorpciót felületi komplex képződésének tekintve, a specifikus adszorpciót (mivel ekkor a megkötött ion a hidrátburkát részben vagy teljesen elveszti) belső szférás komplexnek, a Coulomb-erőkkel kötött, kicserélhető kationok megkötését (amikor az ion belső hidrátszférája megmarad) külső szférás komplexnek is nevezhetjük A talajkolloidok töltéshelyeinek kialakulása és a töltések csoportosítása Aszerint, hogy a negatív töltésű aktív helyek számát, a kolloid töltését befolyásolja-e a talajoldat ph-jának (és koncentrációjának) változása, két töltéstípust; állandó és változó töltéseket különböztetünk meg Állandó (permanens) töltések A 2:1 típusú agyagásványok képződésekor bekövetkező izomorf helyettesítések révén jönnek létre. A montmorillonitnál, az illitnél és a vermikulitnál a töltések zöme így keletkezik. Ezek száma ezért nem függ a közeg kémhatásától, így a részecskék elektromos viselkedését többé-kevésbé függetlenítik az oldat ph-jától (állandó töltésű felületek) Változó (ph-függő) töltések A Fe- és Al-hidroxidok, a kovasavgélek és a humuszkolloidok teljes felületén, az agyagásványoknál pedig a töréshelyeken változó (ph-függő) töltések alakulnak ki. a) Agyagásványoknála részecskék felaprózódásakor a síkhálók szélein (a törésfelületeken), AlOH- és SiOHgyökök keletkeznek. 1. Gyengén savanyú vagy gyengén lúgos közegben (ph 5,5) az AlOH-csoportok hidrogénionokat (protonokat) tudnak leadni, s a felületen negatív töltéspontok jelennek meg: Az -SiOH-csoportok protonvesztése csak lúgos közegben számottevő. 2. Savanyú kémhatásnál (ph < 5,5) a fenti reakciók visszaszorulnak (csökken a negatív töltéshelyek száma). Ha nagyon savanyú a talaj, előtérbe lép a AlOH-csoportok H + -megkötése: Savanyú közegben tehát pozitív töltésű aktív helyek is keletkeznek, s az anionok adszorpciója is lehetővé válik. Hangsúlyozni kell, hogy az agyagásványok közül, a ph-függő töltések szerepe a kaolonitnél a legnagyobb, a 2:1 típusú agyagásványoknál viszont az izomorf helyettesítésből adódó töltések a döntőek. b) A kovasavak, a Fe- és Al-hidroxidok töltése 1. A Fe- és Al-hidroxid-gélek felületén a közeg kémhatásától függően vagy a pozitív vagy a negatív töltések dominálnak (amfoter kolloidok). Minden amfoter kolloidra jellemző egy olyan ph-érték, amelynél a részecske kifelé elektromosan semleges. A kolloidok ilyenkor izoelektromos állapotban vannak. Az izoelektromos állapotnak megfelelő ph-értéket az adott kolloid izoelektromos ph-jának vagy izoelektromos pontjának (IEP) nevezzük. Ha a ph > IEP savcsoportok disszociációja (a protonleadás) kerül előtérbe, és a kolloid negatív töltésű lesz, savas tartományban viszont a pozitív töltések jutnak túlsúlyba. A fentieket a 7.3. ábra szemlélteti. 74
93 A talaj kémiai tulajdonságai 7.3. ábra - A vas- (és alumínium-) hidroxidok töltésének változása a közeg ph-jától függően Mivel a felületi Fe3+-és Al3+-ionokat 6 ligandumból álló koordinációs szféra veszi körül, egy-egy ligandummal kialakult kapcsolatra 3/6 = 0,5 pozitív töltés esik. Így a felületi OH - kapcsolódási helyén kifelé 0,5(= + 0,5 1,0), az OH 2-ligandum esetén pedig + 0,5 (= + 0,5 ± 0) töltés mutatkozik. A Fe- és Al-hidroxid-gélek kristályosodásukig a kovasavgélekkel keverten találhatók a talajban. A gélkeverékek izoelektromos pontja, a talajokban uralkodó ph-tartományban van, így ezek is amfoter kolloidként viselkednek. 2. Az amorf kovasavgélek az izoelektromos pontjuk fölötti ph-nál szintén H+-ionokat adnak le, s a keletkezett negatív töltések révén képesek fémionokat megkötni. Savanyú közegben pedig pozitív lesz a töltésük. a) A humuszkolloidok COOH- és OH-csoportjai protonleadással negatív töltésű (kation megkötésre képes) helyekké alakulhatnak: ] COOH ] COO + H+; illetve ] OH ] O + H+. Minél lúgosabb a közeg, annál kiterjedtebb ez a reakció. Savanyú kémhatásnál viszont az NH 2, az NH és a heterociklikus gyűrű N-jének protonfelvétele kerül előtérbe, s így nagy számban keletkeznek: ] NH+ 3; ] NH+ 2 l. A humuszkolloidok is amfoter sajátságúak, az izoelektromos ph-juk azonban (a karboxilcsoportok túlsúlya miatt) erősen savanyú tartományban van. Átlagos körülmények között a talaj ph-ja ennél nagyobb, ezért a humuszkolloidok a talajban zömmel negatív töltésűek. Az előzőek értelmében az amorf gélek és a humuszkolloidok negatív töltéseinek száma (kationmegkötő képessége) a közeg kémhatásától nagyobb mértékben függ, mint az agyagásványoké. Ezt meggyőzően kifejezésre juttatja a 7.4. ábra ábra - A humusz és az agyagkolloidok kationmegkötő képességének (T-értékének) függése a ph-tól 75
94 A talaj kémiai tulajdonságai Az elmondottakból kitűnik, hogy a töltés minősége alapvetően eltérő az állandó és a változó töltésű felületeknél. Bizonyítja ezt a kétféle töltéshelyek protonokkal (ill. H 3O+ ionokkal) szembeni viselkedése is. A fémkationokat (a Ca-, Mg-, Na-, K-, Al-ionokat) mindkét töltésfajta elektrosztatikusan, kicserélhető formában köti. Az oldat H+-ionjainak lekötésében azonban jelentős különbség van az állandó és a változó töltések között. A változó töltést hordozó gyökök és a protonok között ui. erős kovalens kötés jön létre (specifikus adszorpció, kemiszorpció), s a megkötött protonok beépülnek a felületbe, így más kationok adott körülmények között nem tudják azokat lecserélni. Az állandó töltésekhez viszont kizárólag H 3O+ formájában és (hasonlóan más egy vegyértékű kationokhoz) jóval gyengébben, elektrosztatikus erőkkel kapcsolódhatnak az oldat H+-ionjai. A H 3O+-túlsúly és jelentős H 3O+ adszorpció viszont nagyobb mértékben csak erősen savanyú közegben várható Vegyes töltésű felületek Mivel a talajban permanens és változó töltésű kolloidok együtt találhatók, a kolloidfrakciót egységes rendszerként kezelve vegyes töltésű felületnek tekinthetjük. Az ilyen rendszer töltésviszonyainak és a felületi reakciók mechanizmusának értelmezéséhez jól használható a Filepáltal javasolt egyszerűsített kolloidmodell. E szerint a kolloidfelület töltése és kation-összetétele egy adott állapotban a következőképpen jellemezhető (v = változó, p = a permanens töltéseket jelöli): - a) A talajoldat savanyodásakor, az oldat protonjainak specifikus kötődése miatt, csökken a változó töltések száma, s az általuk kötött fémionok egy része deszorbeálódik (oldatba kerül): 76
95 A talaj kémiai tulajdonságai - Ilyenkor tehát csökken a talaj kationmegkötő képessége és a felülethez kötött fémionok mennyisége. b) Ha az oldat kémhatása alúgos tartomány felé tolódik el (az OH - -ionok nagy protonaffinitásából adódóan) a specifikus kötőhelyekről H + fog deszorbeálódni, s nő a felület töltése és kationmegkötő képessége. Például: - 3. Határfelületi reakciók A talajkolloidok nagy mennyiségű ion és molekula megkötésére képesek. A kölcsönhatás lehet fizikai adszorpció (fiziszorpció), amikor gyenge van der Waals-erők kötik az adszorptívumot a felületen; lehet ioncsere-adszorpció, amikor elektrosztatikus kölcsönhatás idézi elő a megkötődést, vagy kémiai adszorpció (kemiszorpció, specifikus adszorpció), amikor kémiai kötés alakul ki a határfelület és a részecskék között. A molekulaadszorpciónál a van der Waals-erők és (egyes esetekben) a H-kötések kialakulása, az ionadszorpciónál pedig az elektrosztatikus vonzás (Coulomb-erő) vagy a kemiszorpció a döntő Molekulaadszorpció A talajkolloidok nemcsak ionokat képesek megkötni, hanem semleges (apoláris és polarizált) molekulákat is. a) Az apoláris molekulák adszorpciója.a talajlevegő O 2, CO 2, N 2 komponenseinek (valamint az apoláris molekulákból álló szennyezőanyagok részecskéinek) megkötése a legjelentősebb. Nyilvánvaló azonban, hogy a talajlevegő fontosabb alkotórészei nem egyformán kötődnek. A CO 2 pl. mint igen gyengén polarizált vegyület sokkal jobban adszorbeálódik, mint a levegő O 2- vagy N 2-tartalma. A szennyeződések adszorpcióját is jelentősen befolyásolja a molekula mérete és hidrofóbitása. b) A poláris molekulák megkötődése.a talaj tulajdonságai szempontjából a poláris vízmolekulák adszorpciója (a hidratáció) a legnagyobb jelentőségű. A polarizált gyökökben gazdag kolloidok nagymértékben hidratálódnak, vízzel jól nedvesíthetők (hidrofil sajátságúak). Jelentős mértékben kötik a talajkolloidok a poláris NH 3-molekulákat és a poláris szerves molekulákat is Ionadszorpció és ioncsere A talajkolloidok aktív helyeihez Coulomb-erőkkel kötött ionok nem épülnek be véglegesen a felületbe, hanem más (azonos jellemű) ionokkal kicserélhetők. Mivel a talajkolloidok negatív töltéseinek száma jóval nagyobb, mint az anion-adszorpcióra képes pozitív helyeké, a kolloidok állapotára s ezen keresztül a talaj tulajdonságaira elsősorban az adszorbeált kationok fejtenek ki jelentős hatást. A talajok kation-kicserélő képességét először Thompsonés Way (1850) bizonyította. A talajt ammóniumszulfátoldattal átmosva azt tapasztalták, hogy az NH+ 4-ionok nagy részét a talaj visszatartotta, az átszivárgó oldatban pedig (a megkötött NH+ 4-ionokkal egyenértékű) más kationok: Ca2+-, Mg2+-, K+-, Na+ jelentek meg. 77
96 A talaj kémiai tulajdonságai A talaj adszorbeált kation-összetétele A talajkolloidok által megkötött kationok túlnyomó részét: Ca2+-, Mg2+-, Na+-, K+-, H+, H 3O+- és Al3+-ionok alkotják. Ezeket a kationokat a talaj kémhatásának szabályozása szempontjából két csoportra oszthatjuk. a) A Ca-, Mg-, Na- és K-ionok gyengén lúgos vagy lúgos kémhatásúvá teszik a talajt (ezért ezeket az adszorbeált ionokat nem egészen szabatosan kicserélhető bázisoknak is nevezik). b) Amikor az Al3+-és H 3O+-ionok kerülnek túlsúlyba a felületen, a talajoldat savanyú kémhatású lesz. Az alumínium-ionok savanyító hatása a következőképpen értelmezhető. Erősen savanyú közegben az alumínium hat molekula vízzel körülvett hexakva-ionként kerül oldatba. A kisméretű és három vegyértékű Al3+ azonban a vízligandumok elektronburkát erősen deformálja, ezért ha a közeg ph-ja valamivel nagyobb lesz, a hexakva-ion könnyen veszít protonokat (hidroxokomplexekké alakul), s növeli az oldat H+-koncentrációját, gyengén savanyú kémhatásnál pedig Al-hidroxid formában kicsapódik: (7.6. egyenlet) A könnyebb kezelhetőség miatt sok esetben nem tüntetjük fel az akvakomplexben levő vízmolekulákat, s az ionokat egyszerűsítve: Al3+, AlOH2+, Al(OH)+ 2, ill. Al(OH)o 3 formában írjuk. Erősen savanyú talajban az [Al(H 2O) 6]3+, mérsékelten savanyú közegben az [Al(H 2O) 4(OH) 2]+ az uralkodó ionforma, gyengén savanyú és semleges kémhatásnál pedig a töltésnélküli Al(H2O)3(OH)3o hidroxo-ionok dominálnak (7.5.a ábra), s már savanyú kémhatásnál megindul a hidroxokomplexek polimerizálódása. Az [Al n(h 2O) m(oh) j](3n-j)+ általános képletnek megfelelő összetételű alumínium-hidroxid-polimerek kicsapódnak az agyagásványok külső vagy belső felületén, s megváltoztatják azok duzzadóképességét és ioncsere-kapacitását. Mind az Al3+-, az AlOH2+-és az Al(OH)+ 2-ionok, mind a polimerek adszorbeálódhatnak az agyagkolloidokon, illetve a monomerek [Al3+, AlOH2+, Al(OH)+ 2,] komplexeket képezhetnek a humusz anyagokkal. Az adszorbeált polimer-kationokat és a komplex formában kötött Al-ot más kationok nem tudják kicserélni. Az agyagásványok külső és belső felületén az Al-hidroxid-polimerek összefüggő rétegben vagy szigeteket alkotva helyezkednek el. Így egyrészt fizikailag gátolják a kationcsere-reakciókat (de akadályozzák a talaj duzzadását és zsugorodását is), másrészt semlegesítik a permanens töltések egy részét, s ezáltal csökkentik a cserekapacitást. Ha a közeg lúgosabbá válik, a polimerek is protonokat veszítenek, és a felület blokkolt töltései fokozatosan felszabadulnak (7.5. ábra b). Az Al-polimerek kioldódása azonban csak pozitív töltésük teljes kompenzálása esetén következik be ábra - Domináns Al-formák különböző ph-jú oldatokban (a) és az Al-hidroxidpolimerek hatása a felület negatív töltésére (b) 78
97 A talaj kémiai tulajdonságai Amikor a kicserélhető bázisok vannak túlnyomó többségben telítettnek, ha pedig sok kicserélhető Al3+, H 3O+ és protonált gyök (kovalens kötésű H+) van a felületen, telítetlennek mondjuk a talajt. (A kovalens kötésű protonokat nem soroljuk a kicserélhető kationok közé). 1. Kationcsere-kapacitás (jele: T, az angol szakirodalomban: CEC). Kifejezi, hogy egységnyi tömegű talaj meghatározott ph esetén, mennyi kationt tud kicserélhető formában (Coulomb-erőkkel) megkötni, más szóval megadja a kolloidok felületén lévő negatív töltések mennyiségét. Mivel egy-egy talaj T-értéke savanyú közegben mindig kisebb, mint lúgosabb körülmények között, csak az azonos módszerrel végzett vizsgálatok eredményeit lehet közvetlenül összehasonlítani. Az adszorbeált kationok össztöltésének s a kicserélhető kationok mennyiségének kifejezésére a mólokban megadott értékek közvetlenül nem alkalmasak, mivel a különböző vegyértékű ionok esetén, ugyanolyan mennyiségű pozitív töltést, különböző számú részecske képvisel. A gramm mólnyi anyagban 6,
98 A talaj kémiai tulajdonságai részecske (ion, atom vagy molekula) van, s ez annyi g tömegű, amennyi a relatív atomtömeg, ill. molekulatömeg számértéke. Meghatározott x számú negatív töltést viszont: xna+, (x/2)ca2+ vagy (x/3)al3+ tud kompenzálni. A T-érték hagyományos mértékegysége ezért nem a mmol, hanem a mgeé (milligramm-egyenérték). A kémiai egyenérték az elemeknek (ionoknak) azokat a mennyiségeit adja meg, amelyek egymással kémiai kötésbe lépnek, ill. vegyületeikben egymást helyettesíteni képesek. Egy ion egyenértéktömege = atomtömeg/vegyérték (7.5. táblázat) táblázat - A talajban uralkodó kationok atomtömege, vegyértéke és egyenértéktömege Ion Atomtömeg (g) Vegyérték Egyenértéktömeg (g) Egyenérték-tömeg (mg) Ca2+ 40,1 2 20,05 0,02005 g = 20,05 mg Mg2+ 24,3 2 12,15 0,01215 g = 12,15 mg Na+ 23,0 1 23,00 0,0230 g = 23,0 mg K+ 39,1 1 39,10 0,0391 g = 39,1 mg Al3+ 27,0 3 9,00 0,0090 g = 9,0 mg H+ 1,0 1 1,00 0,001 g = 1,0 mg H 3O+ 19,0 1 19,00 0,019 g = 19,0 mg A kationcsere-kapacitás (T) és a kicserélhető kationtartalom gyakorlati mértékegysége: milligramm-egyenérték per száz gramm talaj (mgeé/100 g). Ennek megfelelően a T-érték azt mutatja, hogy 100 g légszáraz talaj hány mgeé kationt képes kicserélhető formában megkötni, azaz (7.7. egyenlet) Az SI-rendszer szerinti szabványos mértékegység azonban a mol/kg. Ha a kicserélhető kationok mennyiségére az SI-rendszert alkalmazzuk, be kell vezetni a mólnyi töltés fogalmát jele: [mol c (mole charge), vagy kationoknál: mol(+)]. Mivel 1 mól anyag 6, atom, ion vagy molekula, az 1 mól töltés 6, számú töltést jelent. Ebből következik, hogy egy mól töltést 6, darab egy vegyértékű ion (Na +, K +, H 3O+) képvisel, a két vegyértékű kationok (Ca2+, Mg2+) esetében pedig 1 mol(+) = 6, /2 = 3, ion és így tovább. A kationok 1 mól(+) töltést hordozó tömege tehát egyenlő az atomtömeg és az iontöltés (vegyérték) hányadosával, azaz számszerűleg megegyezik az adott ionfajta egyenértéktömegével. Ásványi talajoknál a T-érték 0,02 0,5 mol(+) kg 1között van. Ha e helyett a hagyományos mértékegységet is figyelembe véve centimól per kilogramm (cmol(+) kg 1) egységeket használunk: 2 50 cmol(+)/kg érték adódik, ami ugyanazt a mennyiséget fejezi ki, mint a mgeé/100 g, mivel 1 cmol(+) kg 1 = 100 mmol(+) kg 1 = 1 mmol(+)/100 g = 1 mgeé/100 g. A továbbiakban főként a mgeé/100 g mértékegységet használjuk. A talajok szemcseösszetétele, humusztartalma és kationcsere-kapacitása között szoros összefüggés van, minél nagyobb egy talaj agyag- és humusztartalma, annál nagyobb a kationmegkötő képessége. A talajok és üledékek szemcseméret-eloszlásától (textúrájától, lásd: 8. fejezet) függő átlagos T-értékek a következők: Textúra osztály T mgeé/100 g (cmol(+) kg 1) 80
99 A talaj kémiai tulajdonságai homok < 5 homokos vályog 5 10 vályog agyagos vályog agyag > 30 A kationcsere-kapacitás meghatározása két lépésben történik. Az első lépésben a talajt 8,1 ph-jú BaCl 2-dal vagy 8,2 ph-jú Na-acetáttal Ba-, ill. Na-talajjá alakítjuk, a második lépésben pedig CaCl 2, ill. 7-es ph-jú NH 4-acetát oldattal lecseréljük a megkötött telitő kationt, majd a kicserélő oldatban megjelenő Ba-, ill. NH 4-koncentrációt meghatározzuk. A lúgos közegben mért, ún. potenciális cserekapacitás (T pot) savanyú, telítetlen talajoknál jóval nagyobb, mint a talaj eredeti ph-jánál mérhető effektív cserekapacitás (T eff). Ennek az a magyarázata, hogy savanyú közegben a ph-függő töltésű helyek jelentős része protonált állapotban van, lúgos telítőoldat hatására azonban a kötött protonok oldatba kerülnek, változó töltések keletkeznek, s ezeken is számottevő mennyiségű kation adszorbeálódik. A fontosabb talajkolloidok potenciális cserekapacitását a 7.6. táblázat tartalmazza táblázat - A fontosabb talajkolloidok kationcsere-kapacitása Talajkolloid Kationcserélő kapacitás (T), mgeé/100 g (= cmol (+) kg 1) Kaolinit 5 15 Illit Vermikulit Montmorillonit Klorit Allofánok Vasoxidhidroxid 3 Humusz a talajban Humuszsavak A kicserélhető bázisok összes mennyisége (S-érték). Az erős bázisokat képező összes kicserélhető kation 100 g talajban, azaz (7.8. egyenlet) Meghatározásakor a talajt BaCl 2-dal vagy NH 4-acetáttal kezeljük, majd a kicserélő oldatban a Ca2+, Mg2+, Na+ és K+ mennyiségét mérjük. 81
100 A talaj kémiai tulajdonságai Savanyú, telítetlen talajoknál az S << T pot, lúgos (meszes és szikes) talajoknál pedig S T pot. A talajban uralkodó kationok atomtömege, vegyértéke és egyenértéktömege a 7.5 táblázatban található. A táblázat alapján, a vizsgálatok során g-ban vagy mg-ban kapott eredmények átszámítása cmol(+)/kg-ra (mgeé/100 g-ra) egyszerűen megoldható. Pl. ha a mért kicserélhető Ca2+ 0,183 g/100 g = 183,0 mg/100 g, a kicserélhető Na+ = 41,8 mg/100 g akkor: 3. A kicserélhető kationok relatív mennyisége a) Adott kicserélhető kation mennyisége a T-érték %-ában. b) Egyes kicserélhető bázisok mennyisége az S-érték %-ában. (7.9a. egyenlet) (7.9b. egyenlet) Savanyú talajoknál a Ca-, Mg-, Na- és K-ionok mennyiségét nemcsak az S, hanem a T %-ában is célszerű kiszámítani. 4. T S-érték. A savanyító hatású kicserélhető ionok mennyisége: (7.10. egyenlet) 5. Bázistelítettség % (V%). Megmutatja, hogy az adszorpcióra képes helyek hány %-át kötik le kicserélhető bázisok: (7.11a. egyenlet) Ha V % > 80, telített; ha közötti, telítetlen, ill. gyengén telítetlen; ha pedig V % < 50, akkor erősen telítetlen a talaj. 6. Telítetlenségi % (U%). A telítetlenséget okozó kicserélhető kationok relatív mennyisége: (7.11b. egyenlet) Néhány jellegzetes talaj kicserélhető kation-összetételét és telítettségét a 7.6. ábra mutatja ábra - A kicserélhető kationok százalékos megoszlása egy telített, egy telítetlen és egy erősen telítetlen talajban. (A kationok melletti számok a %-os értéket jelentik.) 82
101 A talaj kémiai tulajdonságai A kationmegkötés és a kationcsere törvényszerűségei 1. A kationcsere a kolloidok felületén adszorbeált kationok és a talajoldat kationjai között játszódik le, s dinamikus (mozgó) egyensúlyra vezet. Ekkor az ionok eloszlásában további mennyiségi változás nem történik ugyan, de a kationok egyenértékű mennyiségei az egyensúlyi állapotban is cserélődnek a fázisok között. Ez az állapot mindaddig fennmarad, míg a talajoldat összetétele meg nem változik. Ha (a talaj száradásakor, öntözésekor, stb.) az oldat koncentrációja vagy összetétele módosul, ismét megindul a kicserélődés. Ez addig tart, amíg az újabb körülményeknek megfelelő egyensúly ki nem alakul. Bármely kationfajta adszorbeált mennyisége oldatbeli koncentrációjától s a cserehelyekért vele versengő kationok adszorpcióképességétől függ. 2. A különböző kationok nem azonos mértékben s nem egyforma erővel kötődnek a kolloidok felületén. Azonos koncentráció esetén a nagyobb vegyértékű ionok nagyobb mértékben adszorbeálódnak, mint a kisebb vegyértékűek. 3. Azonos vegyértékű ionok közül a kevésbé hidratáltak adszorpcióképessége nagyobb, mint a jobban hidratált ionoké. A hidrátburok vastagságát elsősorban az ion mérete és töltése szabja meg. Minél kisebb a dehidratált kation átmérője, és minél nagyobb a töltése, vizes oldatban annál vastagabb hidrátszféra veszi körül (7.7. ábra) ábra - A talajban gyakori kationok méretének összehasonlítása A kationok adszorpciós affinitásának (a 2. és 3. pontban leírtakon alapuló) sorrendjét a liotróp-sor mutatja: Fe3+ > Al3+ >> Ca2+ > Mg2+ > K+ NH+ 4 > Na+. 4. Az egyensúlyi oldat koncentrációjának változásával sajátságosan módosul a kationok vegyértékének adszorpciót befolyásoló hatása. A talajoldat hígulásával ui. a nagyobb vegyértékű kationok megkötődése fokozódik a kisebb vegyértékűekkel szemben, tehát a vegyérték hatása jobban érvényesül. Az oldat töményedésekor viszont a kisebb vegyértékű kationok adszorpciójának lehetősége nő meg, azaz csökkennek a 83
102 A talaj kémiai tulajdonságai vegyértékből adódó különbségek (7.8. ábra). Ez a jelenség az ionaktivitás (a hatékony ionkoncentráció) figyelembevételével értelmezhető ábra - A vegyérték hatásának csökkenése, ill. növekedése a talajoldat koncentrációjának változásakor Az aktivitás (jele: a) és a mért koncentrációk közötti kapcsolatot az a = γ c képlet fejezi ki, ahol γ = az aktivitási koefficiens. Az aktivitási koefficiens értéke töményebb oldatokban kisebb egynél, s minél hígabb az oldat, az γ értéke annál közelebb esik az egységhez. A nagyobb vegyértékű ionok aktivitása a koncentrációnövekedésével nagyobb mértékben csökken, mint a kisebb vegyértékűeké. Ideális (végtelen híg) oldatokban γ = 1, tehát az ionaktivitás és az ionkoncentráció megegyezik. Reális oldatokban közvetlenül mérhetjük az ionaktivitást ionszelektív elektródokkal, illetve megfelelő összefüggéssel számíthatjuk a γ aktivitási koefficienst. Azonos vegyértékű kationok (pl. Ca2+ és Mg2+) egymás melletti adszorpciójának mértéke a hígítás fokával (az oldat koncentrációjának csökkenésével, vagy növekedésével) nem változik. 5. Az ioncsere egyensúlyi feltételeiből következik, hogy a folyamat egyirányúvá válhat, ill. egy irányba tolódhat el, ha: biztosítva van az adszorbeálódó ion állandó utánpótlása, vagy a lecserélt ion folyamatosan eltávozik (kimosódik vagy kicsapódik) a rendszerből. Az utóbbi eset áll elő pl. akkor, amikor a kalciummal telített kolloid Na 2CO 3-tartalmú oldattal érintkezik: 84
103 A talaj kémiai tulajdonságai - A kicserélhető Ca-ionokat az oldatban a CO2 3 -ionok inaktiválják, s mindaddig nem áll be az egyensúly míg a CaCO 3 kicsapódásának feltételei megvannak. Ez az egyik alapvető oka annak, hogy a szódatartalmú szikes vizek (öntözővizek vagy talajvizek) rohamosan szikesítik a talajt. Specifikus kationadszorpció. Amikor a kationok adszorpciós affinitása nem liotróp sornak megfelelő sorrendet követi, specifikus adszorpció jön létre. Specifikusan kötődik például: a) a Ca2+ a szerves anyagokhoz, b) a K+ és NH+4 a vermikuliton és az illiten (fixáció), c) a H+ pedig a változó töltésű felületeken. A Ca2+-ionok specifikus adszorpciója komplexképződéssel, a K+- és NH+4-ionoké (az említett agyagásványokon) a töltéseloszlással és a kedvező geometriai feltételekkel, a H+ erős kötődése pedig kovalens kötés létrejöttével magyarázható. A kötés energiája minden esetben jóval nagyobb, mint az elektrosztatikai kölcsönhatásé, ezért a specifikus adszorpcióval kötött kationok nem vesznek részt az ioncsere-reakciókban. Éppen ezért a specifikus adszorpcióra képes kationok (Ca2+, K+, Pb2+, Cu2+) esetén határozott különbséget kell tenni a talaj kationcsere kapacitása és kation-adszorbciós kapacitása között Az adszorpciós egyensúlyok A talaj adszorbeáló képessége és a különböző anyagok adszorpciós affinitása adszorpciós izotermákkal tanulmányozható, a kation-adszorpció egyensúlyának matematikai leírása pedig megfelelő ioncsereegyenletekkel történhet. a) Adszorpciós izotermák. Adott hőmérsékleten az adszorpció koncentráció-függését adszorpciós izotermákkal lehet jellemezni, amelyek a megkötött mennyiség és a vizsgált anyag egyensúlyi koncentrációja közötti kapcsolatot fejezik ki: q e = f(c e), ahol: q e egyensúlyi adszorbeált mennyiség mol/kg-ban, mg/kg-ban vagy μ/g-ban, (ill. kationoknál mgeé/100 g- ban), c e az egyensúlyi oldatkoncentráció mol/l, mg/l vagy μg/l (ill. mgeé/l) egységben megadva. A Freundlich-féle izotermaegyenlet szerint a megkötött mennyiség arányos az egyensúlyi oldat koncentrációjával, azaz: (7.12a. egyenlet) ahol: q e az egyensúlyi adszorbeált mennyiség, c e az adott ion egyensúlyi koncentrációja, k F és n állandók. A k F és n az egyenlet linearizált alakjából számítható ki: (7.12b. egyenlet) A log qe log ce adatpárokat ábrázolva, az egyenlet érvényességi tartományán belül egyenest kapunk. Az egyenes tengelymetszete a log k F, meredeksége pedig a n értékét adja. 85
104 A talaj kémiai tulajdonságai A másik gyakran alkalmazott összefüggés a Langmuir izotermaegyenlet: linearizált formában pedig: (7.13a. egyenlet) (7.13b. egyenlet) Jelölések: q e az egyensúlyi adszorbeált mennyiség, c e az egyensúlyi oldatkoncentráció, Q az adott rendszerben maximálisan megköthető mennyiség (adszorpciós kapacitás), k L pedig az adszorpciós energiával összefüggő konstans; k L = 1/k L. A (1/q e) (1/c e) összefüggés egyenest ad. Az egyenes tengelymetszete l/q értékével egyenlő, meredekségéből (k L/Q) pedig a k L értéke számítható ki. Egy-egy izoterma megszerkesztéséhez legalább 6 7 mérési pont szükséges. Ehhez 6 7 azonos tömegű (1 10 g) talajmintát mérünk be. A mintákat a vizsgált anyagot (kationt, molekulát) különböző, de ismert mennyiségben tartalmazó oldatokkal külön-külön egyensúlyba hozzuk, majd a folyékony fázist elválasztva, mérjük a vizsgált anyag egyensúlyi koncentrációját. A c o kezdeti és a c e egyensúlyi koncentráció, valamint az oldattérfogat ismeretében kiszámítható az egységnyi tömegű talaj által megkötött mennyiség (q e): ahol: V az oldattérfogat, c o a törzsoldat kezdeti koncentrációja, c e az egyensúlyi oldatkoncentráció, m a talaj tömege. Az adszorpciós izoterma alakja a talaj és az adszorbeálódó anyag tulajdonságaitól függően domború, homorú vagy lineáris. A gyakorlatban mind a három izotermatípus előfordul. Ha a különböző lefutású izotermát adó anyagok adszorpciójának összehasonlítása a cél, a Freundlich-egyenlet használata szükséges (7.9. ábra,a), a domború izotermák értékeléséhez viszont mind a két egyenlet felhasználható. Egy vályogtalajnál kapott Pb2+ adszorpciós izoterma a (7.9. ábra, b), a 7.12.b és 7.13.b egyenlet szerinti ábrázolása pedig a 7.9.c és d. ábrarészen látható ábra - Az adszorpciós izotermák jellegzetes típusai (a), egy Pb 2+ adszorpciós izoterma (b) és értékelésének vázlata a linearizált Freundlich- (c), ill. Langmuiregyenlet (d) szerint 86
105 A talaj kémiai tulajdonságai b) Kationcsere-egyenletek. A kationcsere-egyensúly törvényszerűségeit viszonylag egyszerűen áttekinthetjük, ha csupán kétféle kationt tartalmazó rendszereket veszünk figyelembe. 1. Azonos vegyértékű kationok csereegyensúlya. Amikor a kicserélődési folyamatban csupán két, egyenlő vegyértékű kationfajta (pl. Na+ és K+) vesz részt, s ezek közül az egyik adszorbeált állapotban van, a másik pedig a kicserélő oldat kationja, akkor a tömeghatás törvényét lehet alapul venni az egyensúlyi állapot leírásához. Ha adszorbeált K-mal telített talajra Na-ionokat tartalmazó oldat hat, felírhatjuk az alábbi egyensúlyi reakciót: (7.14. egyenlet) Az egyenletben az x index jelöli a kicserélhető kationokat. Ezek mennyiségét szokásosan mgeé/100 g egységekben, az oldatban lévő ionokét pedig mmol/l-ben fejezzük ki. A k értéke bizonyos koncentrációhatárok között nem, vagy csak igen kis mértékben változik. Az egyenletből következik, hogy az egy vegyértékű adszorbeált kationok egymáshoz viszonyított arányát egyensúlynál, ugyanezen kationok oldatban mért koncentrációinak aránya határozza meg. Az összefüggésben koncentrációk használata csak híg oldatok esetén fogadható el. Nagyobb töménységű oldatoknál helyesebb a koncentrációk helyett a megfelelő ionaktivitásokkal számolni. 2. Különböző vegyértékű (egy és két vegyértékű) kationok csereegyensúlya. Különböző vegyértékű kationok esetén az egyensúly leírására több lehetőség kínálkozik. a) A tömeghatás törvényének alkalmazása Amikor pl. egy vegyértékű Na-ionok cserélik ki a két vegyértékű Ca-ionokat, Ca x + 2Na+ 2Na x + Ca2+, a tömeghatás törvénye szerint: (7.15. egyenlet) (Az ionok mennyisége itt is mgeé/100 g, illetve mmol/l egységekben van kifejezve). 87
106 A talaj kémiai tulajdonságai Az összefüggés gyakorlati használhatóságát nehezíti, hogy az igen kis koncentrációk kivételével az aktivitásokat kell figyelembe venni. b) Gapon-egyenlet A fenti kicserélődési folyamat (a Na Ca csere) jellemzésére legáltalánosabban a reakciókinetikai elvekből kiinduló Gapon-egyenletet használják. Feltételezve az alábbi reakciósémát: (Ca x) 1/2 + Na+ Na x + 1/2 Ca2+, felírható, hogy (7.16a. egyenlet) Ha a folyékony fázisban (a talajoldatban) lévő ionkoncentrációkat mmol/l helyett mgeé/l-ben fejezzük ki, s a két vegyértékű (Ca és Mg) ionok összegével számolunk, a Gapon-egyenlet gyakorlatban használatos formájához, az ún. módosított Gapon-egyenlethez jutunk: (7.16b. egyenlet) A k G a Gapon-féle kicserélődési állandó. Értéke általában: 0,015 0,025; mgeé/l = cmol(+)/l; SAR (sodium adsorption ratio) Az egyenletből kitűnik, hogy az oldat koncentrációjának növekedésekor az egy vegyértékű kationok adszorpcióképessége növekszik. c) Donnan-egyenlet Ha a kolloidok felületén és/vagy az oldatban nem egy, hanem két vagy több kationfajta van, az egyensúlyi rendszerta Donnan-egyenlettel lehet megközelítőleg jellemezni. A Donnan-elmélet egy félig áteresztő (szemipermeábilis) hártyával elválasztott sóoldat és egy kolloidoldat közötti egyensúlyi ioneloszlást tárgyalja. Az egyensúly a hártyán áthatolni képes ionok vándorlása révén jön létre, s egyensúlyi állapotban a kolloidokat tartalmazó ún. belső oldatban és a külső oldatban a kationok és az anionok koncentrációjának szorzata egyenlő. A membránegyensúly többé-kevésbé érvényesül a kationcsere-reakcióknál is, mert a kolloidok negatív töltései helyhez kötöttek, s helyváltoztatásra csak az adszorbeált kationok és az oldat kationjai képesek, így a kolloidrészecskék úgy tekinthetők, mintha félig áteresztő hártyával lennének körülvéve. A membránt a diffúz réteg külső határán (a kolloid micella felületén) képzeljük el. Levezethető, hogy egyensúlyi állapotban: ahol: a k D = a Donnan-féle megoszlási hányados. Membránrendszerekben k D = 1. A kolloidrészecskék és a kicserélhető kationok vannak az ún. belső oldatban, a talajoldat pedig a külső oldatnak felel meg. Na Ca cserére tehát felírhatjuk, hogy (7.17. egyenlet) 88
107 A talaj kémiai tulajdonságai Látható, hogy egy és két vegyértékű kationok kicserélése esetén a Gapon-egyenlet (7.16.a) és a Donnanegyenlet között formailag csupán az a különbség, hogy az utóbbinál a baloldalon is négyzetgyök alatt szerepel a Ca2+ koncentrációja (ill. aktivitása) A kolloidrendszerek állapota A kolloidrendszerekben ható felületi erők jellegétől, nagyságától, egymást taszító vagy vonzó tulajdonságaitól függ, hogy a részecskék egymástól elkülönülten (diszpergált állapotban) vagy összetapadva vannak-e a rendszerben. Az előbbi állapotot a kolloidok peptizált vagy szol állapotának, az utóbbit pedig koagulált vagy gél állapotnak nevezzük. Koaguláció, peptizáció. Ha több micella összetapad, a kolloidok koagulálnak, és kiülepednek a rendszerből. A koaguláció létrejötte (első megközelítésben) a szolvátréteg vastagságától függ. Ha az azonos töltésű részecskék közötti taszítóerő nagyobb, mint a felületen működő molekuláris vonzóerő (van der Waals-erők), a kolloidok peptizáltan maradnak a rendszerben. A részecskék koagulációját akadályozhatja a vastag szolvátburok, mivel a kolloidmagokat nem engedi olyan közel egymáshoz, hogy a molekuláris vonzóerők biztosítsák az összetapadást. a) Koagulációt idézhet elő a diszperziós közeg nagy elektrolitkoncentrációja. Megfelelő töménység esetén mindegyik sóoldat koaguláló hatású lehet. A különböző sóknál azonban más és más az a koncentráció, amelyiknél a koaguláció bekövetkezik. A három vegyértékű kationok már viszonylag kis koncentrációban, a két vegyértékűek sói (Ca2+-, Mg2+-sók) már valamivel nagyobb koncentrációnál váltanak ki koagulációt, s aránylag nagy koncentráció szükséges a koaguláló hatáshoz egy vegyértékű fémek esetében. Az ionoknak az a kritikus koncentrációja, amely a koaguláció megindításához szükséges, fordítva arányos a vegyérték 6. hatványával. Az 1, 2 és 3 vegyértékű fémionoknál tehát (1/16):(1/26):(1/36) = (1:1/64:1/729). Azonos vegyértékű fémionoknál a koagulálóképesség az ion adszorpciós energiájával növekszik (azaz a kevésbé hidratált kationok koagulálóhatása nagyobb). A koagulálóképesség szempontjából, szintén a liotróp sor szerint rangsoroljuk a fémionokat: Fe3+ > Al3+ >> Ca2+ > Mg2+ > K+ NH4+> Na+ > Li+. b) Amfoter kolloidok koagulációjánál egyébként azonos feltételek mellett a közeg ph-ja is jelentős szerepet játszik, mivel a kémhatás megváltoztatja a felület töltését. Legkönnyebben az izoelektromos pontban következik be koaguláció. Bizonyos körülmények között azonban a kolloidok peptizálódhatnak, s elmozdulnak, vándorolnak a talajban. Stabil kolloidszolok kialakulása talajokban csak védőkolloidok jelenlétében történhet, a vándorlás pedig a mozgó víz hatására mehet végbe. Feltételezések szerint a talajban védőkolloidként szerepelhetnek a kisebb molekulasúlyú humuszanyagok, melyek az ásványi kolloidokra rátapadva, megakadályozzák azok kicsapódását. 4. Az adszorbeált kationok talajkolloidikai hatása A Ca2+-, Mg2+-, K+-, Na+- és H+-ionok rendszerint minden talajban megtalálhatók adszorbeált formában. Mivel ezek a kationok a kolloidokat különböző mértékben tudják koagulálni, a talaj tulajdonságait jelentősen befolyásolja az, hogy milyen a szilárd fázisban megkötött kationok mennyiségi és minőségi megoszlása. Azt a kationfajtát, amelyik elsősorban megszabja a talajrészecskék viselkedését, uralkodó vagy domináns kationnak nevezzük. Ebben a tekintetben nem a különféle kationok abszolút mennyisége, hanem a többi kationhoz viszonyított relatív értéke (a T, ill. az S %-ában kifejezett mennyiség) a döntő. Valamely adszorbeált kationfajta domináns volta azonban nem feltétlenül azt jelenti, hogy relatíve többségben van a többi kationnal szemben Az adszorbeált nátriumionok A Na-ionok a talajkolloidok peptizációját okozzák. A kedvezőtlen kolloidikai hatás már 5% kicserélhető-natartalom esetén jelentkezik. A Na-ban gazdag talajok nedvesen duzzadnak, szappanszerűen kenődővé válnak, kiszáradva mélyen repedeznek, s kőkemények. Rossz vízgazdálkodású talajok. Kémiai és fizikai javítást igényelnek. Ha a kicserélhető Na-ionok relatív mennyisége (Na S%) eléri az 5 S%-ot, már valamelyest romlanak a talaj fizikai és kémiai sajátságai; 89
108 A talaj kémiai tulajdonságai 5 15%-nyi mennyiségben már észrevehető kedvezőtlen hatást fejtenek ki (szikesítik a talajt), 15 25% közötti kicserélhető Na-tartalom esetén már nagymértékben leromlott (erősen szikes jellegű), ha pedig Na S% > 25, akkor kifejezetten szikes a talaj Az adszorbeált kalciumionok hatása A Ca-ionok kedvező hatása csak akkor érvényesül, ha a talaj telítettsége (a V % értéke) több mint 80%, és a Ca2+ relatív értéke eléri az S-érték 70 80%-át, A Ca-ionok az ásványi és a humuszkolloidokat koagulálják. Jelentős szerepük van a jó talajszerkezet kialakításában. Kitűnő vízgazdálkodás, jó tápanyag-szolgáltató képesség jellemzi a Ca-ban gazdag talajokat A magnézium kolloidikai szerepe A Mg-ionok viszonylag nagy vízmegkötő képességük folytán (az S-érték 30%-át meghaladó mennyiségben) aszályérzékennyé teszik a talajt. Az ilyen talajok szerkezete rosszabb, s holtvíztartalma is sokkal nagyobb, mint az ugyanolyan szemcseösszetételű Ca-talajoké Adszorbeált K + - és H + -ionok A K-ionok kolloidikai hatása kevésbé kedvezőtlen, mint a Na+-é. Talajainkban nagy mennyiségű kicserélhető kálium általában nem fordul elő. Az erősen savanyú (H+- és Al3+-ionok által uralt) talajok fizikai, kémiai és növénybiológiai szempontból egyaránt kedvezőtlen tulajdonságokat mutatnak. A káros savanyúság kémiai javítással (meszezéssel) szüntethető meg. 5. Anion-adszorpció Egyes anionok (Cl, NO3 ) csak elektrosztatikus vonzás révén, kicserélhető formában kapcsolódnak a kolloidok pozitív töltésű helyeihez (nem specifikus anion-adszorpció). A többi gyakori anion, a foszfátionok (H2PO 4, HPO42, PO43 ), a SiO44, a SO42 és a F viszont főként specifikusan kötődik a változó töltésű felületekhez Nem specifikus anion-adszorpció Csak savanyú talajokban számottevő, mivel ekkor az amfoter kolloidok felületén pozitív töltések is keletkeznek. Például: Specifikus anion-adszorpció 90
109 A talaj kémiai tulajdonságai A specifikus adszorpcióra képes anionok, a változó töltésű ásványi kolloidok (vas-, alumínium-, mangán-oxidok és -hidroxidok) felületéről, kiszorítják a fémionokhoz kapcsolódó ligandumok egy részét, s azok helyett beépülnek a felületbe (ligandumcsere). Ez a folyamat alapvetően eltér a nem specifikus anion-adszorpciótól, mivel: sokkal nagyobb a kötési energia, ezért a specifikusan kötött aniont nem lehet kicserélni más anionokkal; nemcsak pozitív, hanem negatív töltésű vagy töltés nélküli kolloidfelületen is lejátszódhat. A talajfolyamatok szempontjából a foszfát- (HPO42-, és H 2PO4 ) ionok specifikus adszorpciója a legjelentősebb, mert az csökkenti a talaj felvehető foszforkészletét. Pl.: - Tágabb értelemben specifikus adszorpciónak, ill. kemiszorpciónak tekintik azt is, amikor erősen savanyú talajban egy ion mennyisége oldhatatlan vegyületek képződése (kicsapódás) miatt csökken. Pl.: Al3++ PO43 AlPO4. Ehhez azonban nem szükséges a változó töltésű kolloidfelület jelenléte, ezért tulajdonképpen nem adszorpciós folyamat. 6. A talaj savanyúsága és lúgossága 6.1. A talajok kémhatása A kémhatás a folyadék lúgos, közömbös vagy savas voltát jelenti, mely az oldatban (vagy szuszpenzió folyadék fázisában) lévő H+-ionok koncentrációjától függ. Mivel a gramm ion/l-ben megadott H+-koncentrációk számértéke igen kicsi, ezért Sörensen javaslatára annak a mínusz eggyel szorzott 10-es alapú logaritmusát (ph) használjuk a kémhatás kifejezésére: ph = (1) log (H+) = 1/log (H+), ill. (H+) = 10 ph. A talaj kémhatása tulajdonképpen a talaj folyékony fázisának kémhatása. Ennek értékét azonban egyrészt igen körülményes lenne megállapítani, másrészt a folyékony fázis kémhatása térben és időben változik, a talaj nedvességi állapotától, a növényzet életfolyamatai során keletkezett anyagoktól és egyebektől függően. Ezért konvecionálisan a légszáraz talajból 2,5-szeres mennyiségű desztillált vízzel vagy KCl-oldattal készített (1:2,5 arányú) szuszpenzió kémhatását mérjük, s az így kapott értékekből tájékozódunk a talaj ph-járól. Ugyanazon talajnál a KCl-os szuszpenzió kémhatása savanyúbb lesz, mint a desztillált vizes szuszpenzióé. Különösen nagy különbség adódik a két érték között erősen savanyú talajoknál. Ezért a ph-értékek közlésekor mindig meg kell adni, hogy az a ph(h 2O)-t vagy a ph(kcl)-t jelenti-e. A vizes szuszpenzió kémhatása alapján az alábbiak szerint csoportosítjuk a talajokat: erősen savanyú savanyú gyengén savanyú közömbös (semleges) ph < 4,5 ph = 4,5 5,5 ph = 5,5 6,8 ph = 6,8 7,2 savanyú semleges 91
110 A talaj kémiai tulajdonságai gyengén lúgos lúgos erősen lúgos ph = 7,2 8,5 ph = 8,5 9,0 ph > 9,0. lúgos tartomány A talajok ph-értéke kisebb-nagyobb mértékben ingadozik. Egy-egy talajnál az évszakonkénti ingadozás a 0,5 1 ph egységet is elérheti. Szoros összefüggés van a talajok ph-ja és az adszorbeált kationok minősége, százalékos megoszlása között (7.10. ábra). Savanyú talajokban a savanyító hatású kationok dominálnak. Ha a ph 7,5 8,5 között van, a szabad CaCO 3 ph-szabályozó szerepe a döntő, ph > 8,5 esetén pedig a Na-sók és a kicserélhető Na+ hatása kerül előtérbe. Savanyú talajoknál (ph < 5,5) a ph csökkenésekor rohamosan, exponenciálisan nő a kicserélhető Al3+ mennyisége és a T-értékhez viszonyított aránya, (7.11. ábra a), szikes talajoknál pedig közel lineáris összefüggés van a kicserélhető-na% és talaj ph-ja között (7.11.ábra b) ábra - A kicserélhető kationok százalékos megoszlása különböző ph-jú talajokban ábra - A savanyú talajok ph-ja és kicserélhető Al-tartalma (a), valamint a szikes talajok ph-ja és Na-telítettsége (b) közötti összefüggések 92
111 A talaj kémiai tulajdonságai A kémhatás növényélettani szempontból is igen fontos jellemzője a talajoknak. A különböző gazdasági növények fejlődése meghatározott ph-tartományban a legmegfelelőbb. Savanyú ph-t tűrő növény pl. a rozs, a zab, a burgonya, lúgosabb talajt igényel pl. a lucerna, cukorrépa stb. A talaj kémhatása közvetve is hat a növények életére. Pl. savanyú talajban bizonyos tápanyagok, elsősorban a foszfátionok megkötődnek, Al- és Mn-toxicitás léphet fel. A káros folyamatok 5,5 ph alatt már nagymértékben jelentkeznek. A kifejezett lúgosság pedig a talaj szikesedéséből adódó kedvezőtlen feltételekre hívja fel a figyelmet. A növények tápanyagfelvétele és mikrobiológiai tevékenysége szempontjából a semleges körüli kémhatás a legmegfelelőbb A talajsavanyúság formái A talaj összes savanyúsága az aktív és a potenciális (rejtett) savanyúságból áll. A savanyúság formáinak értelmezését megkönnyíti a ábra. A kolloidok felületéhez kötött potenciális savanyúság egy-egy talajnál szerese vagy szerese is lehet az aktív savanyúságnak ábra - A talajsavanyúság felosztása 93
112 A talaj kémiai tulajdonságai Aktív savanyúság A vizes szuszpenzióban mért ph-érték alapján kimutatható savanyúság, amely csupán a talajoldat lehetséges H+-koncentrációját fejezi ki, de nem mutatja a talajkolloidok protonleadó képességét Potenciális savanyúság Savanyú talajban a H+-ionok s az ásványokból kioldódó Al3+-ionok többsége a kolloidokhoz kapcsolódva található. A körülmények változásával azonban ezek megjelenhetnek a talajoldatban, növelve annak savanyúságát. Ezért a savanyúságnak ezt a formáját rejtett (potenciális) savanyúságnak nevezzük. A potenciális savanyúság meghatározásakor valamilyen alkalmas sóoldattal kezeljük a talajt. Erre a célra lúgosan hidrolizáló só vagy nem hidrolizáló só vizes oldata használható. A nem hidrolizáló só (pl. KCl) semleges kémhatású oldata azonban csak a kicserélhető H 3O+ és Al3+ ionokat juttatja oldatba, a lúgosan hidrolizáló sók (pl. Ca-acetát, Na-acetát) 8,2 ph-ra beállított lúgos oldata viszont a változó töltéseket hordozó, protonszolgáltató csoportokból (-COOH, fenolos -OH, -AlOH stb.) is felszabadítja a H+-ionokat. Így a potenciális savanyúságot is két csoportra kicserélhető és ún. hidrolitos (hidrolízises) savanyúságra oszthatjuk. 1. A kicserélhető savanyúság (hagyományos jele: y2) A kolloidokon adszorbeált Al3+- és H 3O+-ionok okozzák. Ha az erősen savanyú talajt KCl-oldattal rázatjuk, a K+-ionok kicserélik a felületen a permanens töltésekhez kötött H 3O+- és Al+-ionokat, s az egyensúlyi oldat elsavanyodik (7.13. ábra) ábra - A kicserélhető aciditás meghatározásakor lejátszódó folyamatok (v = változó töltésű helyek, p = permanens töltésű cserehelyek) A hidratált Al-ion is növeli az oldat H+-koncentrációját, a 7.6. egyenletben is leírt reakciósémának megfelelően. A kicserélhető savanyúságot a KCl-os egyensúlyi szűrlet titrálásával állapítjuk meg, s y 2-nek az 50 g talajra eső savanyúságot tekintjük. Mivel adszorbeált Al3+ és H 3O+ számottevő mennyiségben csak a kifejezetten savanyú talajokban fordulhat elő, kicserélhető savanyúság csak ezekben a talajokban mérhető. 2. Hidrolitos, hidrolízises savanyúság (jele: y 1 ) A COOH, a fenolos OH, a rácsszéli Al OH-csoportokban, valamint a hidroxidgélek felületi Al OHcsoportjaiban kötött (nem kicserélhető) protonokat semleges kémhatású, nem pufferolt sóoldat nem tudja felszabadítani. Ezért a kötött protonok mennyiségének meghatározásakor 8,2 ph-jú Ca-acetát-oldatot adunk a talajhoz, majd az egyensúlyi szűrlet lúgfogyasztásából kiszámítjuk a hidrolitos savanyúságot. (Nálunk ez is 50 g talajra vonatkoztatott értéket jelent). A Ca-acetát-oldatban, s a Ca-acetát/talaj kölcsönhatásakor a többféle reakció megy végbe. 1. Oldódás-disszociáció: 2. Hidrolízis: (7.18a. egyenlet) 94
113 A talaj kémiai tulajdonságai (7.18b. egyenlet) A hidrolízis kismértékű, az acetátionoknak csak kb. 0,002%-a hidrolizál. 3. Az oldat 8,2 ph-ra történő beállításához szükséges Ca(OH) 2 hozzáadásakor a (7.18.b) reakció teljesen visszaszorul (az egyensúly az OH -többlet hatására balra tolódik), ezért a talajhoz adott Ca-acetát-oldatban gyakorlatilag csak Ca2+, CH 3COO - és OH -ionok vannak. 4. A lúgos oldattal érintkezve a talajkolloidok gyenge sav jellegű felületi csoportjai deprotonálódnak. Mivel az oldatba került protonok a OH -ionokkal vízzé egyesülnek, a (7.18.b) reakció egyensúlya jobbra tolódik el, azaz a felületről deszorbeálódott protonokkal egyenértékű ecetsav képződik. 5. Ugyanakkor, a kolloidok felületén a protonvesztés miatt kialakult változó töltések Ca-ionokat kötnek meg az oldatból. A Ca-adszorpció tehát nem ioncsere, hanem a felület deprotonálódásának következménye. 6. Ha a talajban kicserélhető savanyúság is van, a Ca-ionok képesek az állandó töltésekhez Coulomb-erőkkel kötött Al3+- és H 3O+-ionokat is kicserélni. Az így oldatba kerülő H 3O+-, valamint az Al-ionok hidrolízise miatt felszabaduló protonok hatására a (7.18.) egyenlet szerint, az oldatban újabb ecetsav-molekulák jönnek létre. A különböző mértékben savanyú talajokból, Ca-acetátos extrakcióval felszabadítható savanyúságformákat vázlatosan a ábra mutatja ábra - KCl-os és a Ca-acetátos kezeléskor oldatba került savanyúságformák Az előzőekkel összhangban a savanyú talajok hidrolitos (hidrolízises) aciditása mindig sokkal nagyobb, mint a kicserélhető aciditás. Számottevő y 2 csak olyan talajoknál mérhető, amelyek ph-ja kisebb mint 5. A talaj telítetlenségét (savanyúságát) Ca-tartalmú vegyületekkel lehet csökkenteni, illetve megszüntetni. Erre a célra CaCO 3-tartalmú anyagokat (mészkőport, cukorgyári mésziszapot, stb.) használunk. A javítóanyag szükséges mennyiségének megállapításához az y 1-érték lehet az egyik kiindulópont A talajok lúgossága A talajok erősen lúgos kémhatása (ph > 8,5) még a savanyúságnál is kedvezőtlenebb lehet. Az ilyen talajokban a kicserélhető nátrium mennyisége jelentős, s esetleg még szóda is jelen van. A talaj szerkezete, vízgazdálkodása, tápanyag-gazdálkodása rendkívül rossz. Javításukhoz szintén Ca-tartalmú anyagot 95
114 A talaj kémiai tulajdonságai használhatunk, de CaCO 3 helyett mivel az lúgos közegben nem oldódik gipszet (CaSO 4 2H 3O) vagy kalciumot nem tartalmazó, de savanyító (lúgosságcsökkentő) hatású anyagokat kell a talajba vinni. A javítóanyag Ca-ionjai fokozatosan kiszorítják (lecserélik) az adszorbeált Na-ionokat, s a talaj kémiai és fizikai sajátságai kedvezőbbé válnak. 7. Redoxi folyamatok a talajban Az oxidáció elektronleadással, a redukció elektronfelvétellel jár. A redoxireakciókat általánosan az - egyenlet mutatja, ahol ox 1 = az oxidálószer oxidált formája; red 2 = a redukálószer redukált alakja; red 1 = a redukálódott oxidálószer; ox 2 = az oxidálódott redukálószer jele; n = a redukció során leadott, ill. felvett elektronok száma. Az oxidálószerek tehát elektronakceptorok, a redukálószerek pedig elektrondonorok. Redoxireakció csak akkor játszódhat le, ha elektonfelvételre és elektronleadásra képes anyag egyidejűleg van jelen a rendszerben. Pl.: - A folyamatban az oxidált állapotú anyag, a Fe(III) redukálódik, a redukált anyag (S2 ) pedig oxidálódik Redoxipotenciál Az oxidált és redukált anyagokat együtt tartalmazó rendszereket redoxirendszernek nevezzük. A redoxirendszerek jellemzésére leggyakrabban a redoxipotenciált (E h) használjuk, melynek mérésekor sima platinaelektródot és egy ismert potenciálú összehasonlító elektródot (normál hidrogénelektródot) merítünk a rendszerbe. Az elektródok között kialakuló potenciálkülönbség az oxidált vagy redukált anyag mennyiségétől függ. Ha a redoxirendszer oxidált állapotú komponensének koncentrációját (aktivitását) ox-nak, a redukált formáét pedig red-nek jelöljük, akkor a Nernst-egyenlet szerint (7.19. egyenlet) ahol: E h = az aktuális redoxipotenciál; E o = a rendszer standard redoxipotenciálja; n = a reakcióban részt vevő elektronok száma. Minél több az oxidált alkotórész a rendszerben, annál nagyobb a redoxipotenciál értéke. A talajok redoxipotenciálját alapvetően a talaj levegőellátottsága szabja meg, ezért minden olyan tényező, amely a talaj levegőzöttségét befolyásolja (pl. a nedvességtartalom, a szemcseösszetétel stb.) a redoxipotenciálra is hatással van. A talaj átnedvesedésekor csökken, száradás során pedig nő a redoxipotenciál. Ebből következik, hogy a talajok E h-ja évszakonként, sőt rövidebb időszakokban is változik. A változás a felső rétegekben mv körüli lehet. Az E h értékét azonban a közeg kémhatása is jelentősen módosíthatja: ph-egységenként mintegy mv-tal változik a redoxipotenciál. A ph csökkenése (a közeg savanyodása) növeli az adott rendszer E h-ját. A különböző ph-jú rendszerek redoxiállapotának összehasonlítása céljából vezették be az rh-t, mely a közeg hidrogénion-koncentrációját (ph-ját) is tartalmazza: 96
115 A talaj kémiai tulajdonságai (7.20. egyenlet) Az rh-érték: a redoxirendszerben lévő hidrogéngáz parciális nyomásának (koncentrációjának) negatív logaritmusa, azaz Az 1 atm. nyomású tiszta hidrogén gáz rh-ja 0, a tiszta oxigén gázé pedig (1 atm.-nál) 41 rh. A talajban: ha rh < 15 a redukciós folyamatok dominálnak, s ha az rh > 25, az oxidáció van túlsúlyban. A talajok redoxipotenciálja (E h) többnyire 300 és mv közötti. Csernozjomokban mv, a nedvesebb (víz hatása alatt képződött) réti talajokban mv körüli, vízzel borított területeken pedig 2 3 hét alatt 150, sőt 300 mv-ra csökkenhet. Vizes oldatban a H 2 gáz fejlődését okozó redoxipotenciálnál kisebb (negatívabb), illetve az O 2 gáz képződéséhez szükségesnél nagyobb (pozitívabb) redoxipotenciál nem lehetséges. Ez a két érték, a víz stabilitási tartománya, behatárolja a talajban létrejövő redoxipotenciálok lehetséges értékeit (7.15. ábra). Az ábra jól szemlélteti a phnak az E h-ra gyakorolt hatását és a víztelítettség összefüggését a redoxi állapottal. Általános törvényszerűség, hogy a pozitívabb redoxipotenciálú rendszer oxidálni képes a kevésbé pozitívat. Mivel a talajban egyidejűleg több, egymással kölcsönhatásban álló redoxi rendszer található, ezért a mért redoxipotenciál a jelenlévő redoxipárok kevert potenciálja ábra - Redoxipotenciálok és ph-tartományok a talajban 97
116 A talaj kémiai tulajdonságai A talajban általában a következő elektronakceptorok (oxidálószerek) fordulnak elő: molekuláris oxigén (O 2), NO 3, Mn(III)- és Mn(IV)-oxidok, MnOOH, Fe(III)-vegyületek (Fe 2O 3, FeOOH), SO2 4-ionok. Elektrondonorok pedig: a növényi maradványok és a talaj szerves anyagának C-tartalma, a szerves anyagok nitrogén- és kéntartalmú csoportjai ( NH 2, NH, SH), NH+4-ionok, S2 ionok, Fe2+- és Mn2+-ionok. Kiemelkedő jelentősége van a redoxireakcióknak a talajok nedvesedése, száradása, esetleg vízborítása vagy vízzel való telítése esetében. Mivel a vízzel telített talajokban az oxigén diffúziója rendkívül lelassul, ezért utánpótlása a légkörből gyakorlatilag megszűnik. A talaj teljes átnedvesedését követő száradás hatását a talajlevegő oxigéntartalmára és redoxipotenciáljára jól mutatja a ábra ábra - A talajlevegő O 2 -tartalmának és a redoxipotenciálnak változása a talaj száradása során 98
117 A talaj kémiai tulajdonságai Egyes baktériumok az oxigén helyett a NO 3-ionokat is fel tudják használni elektronakceptorként. Azok az élőlények, amelyek aerob és anaerob körülmények között is működnek, a fakultatív anaerobok. Ezek a nitrátot molekuláris nitrogénné redukálják a denitrifikáció folyamata során. Amikor az oxigén és a nitrát nagy része elhasználódott, meghatározott sorrendben következnek a további elektronakceptorok. Általában elmondható, hogy a különböző szervesanyag-lebontó szervezetek más és más elektronakceptort használnak. Azok a baktériumok, amelyek az oxigénen kívül bármely más elektronakceptort hasznosítani tudnak, az obligát anaerobok. A fakultatív anaerobok viszont az oxigén mellett más elektronakceptort is fel tudnak használni. Azt, hogy melyik elektronakceptor lép működésbe, a talaj redoxipotenciálja határozza meg (7.17. ábra). A talajba kerülő könnyen lebontható növényi és állati maradványok szolgálják a légzés számára a felvehető szénforrást, akár aerob, akár anaerob körülmények között megy végbe a folyamat ábra - A redoxi rendszerek stabilitása a talajban 99
118 A talaj kémiai tulajdonságai Azok az élőlények, amelyek csak oxigént tudnak terminális elektronakceptorként felhasználni, obligát aerob szervezeteknek nevezzük. Ide tartozik a legtöbb talajlakó állat, mikroszkópikus gomba és nagyon sok baktérium (7.7. táblázat). Az oxigén addig fog elektronakceptorként szerepelni vízzel telített talaj esetében, ameddig koncentrációja a talajoldatban nem csökken le millimólos értékre. Amikor ez bekövetkezik, néhány szervesanyag-bontó mikroszervezet megszűnik működni táblázat - A redoxi folyamatokban részt vevő élő szervezetek és a folyamatok redoxipotenciál-tartománya Száraz körülmények között jellemző folyamat a Fe3+-vegyületek képződése és kicsapódása. Ez történik például a Fe3+-foszfáttal. A talaj vízzel való telítődése során a Fe3+-ionok Fe2+-vé alakulnak, és vízoldható Fe(II)- vegyületek képződnek. Ez egyúttal a foszfát felvehetőségének a megnövekedésével jár. Egy másik példa, amikor egy terület lecsapolás után szárazzá, levegőzötté válik, a FeS-üledék Fe 2(SO 4) 3-tá alakul. Ha a terület újra víz alá kerül a Fe3+ Fe2+-vé, a SO2 4 pedig szulfiddá redukálódik. Jellegzetes az időszakosan vízzel telített talajoknál a glejes kékeszöld szint adó Fe2+-vegyületek jelenléte, valamint a rozsdafoltokat okozó Fe(III)-oxidhidroxidok megjelenése. A fontosabb vasvegyületek Eh-pH diagramja a ábrán látható ábra - E h -ph összefüggés vasionok és vasvegyületek esetén 100
119 A talaj kémiai tulajdonságai 7.2. A pe fogalma és alkalmazása A talaj redoxiállapotát a szabad elektronok aktivitásának negatív logaritmusával, a pe értékkel is kifejezhetjük: pe = log (e ), ami megadható, mint (7.21. egyenlet) ahol: az E h Volt egységekben van megadva. A nagy pe értékeknél az elektronban szegény, azaz oxidált állapotú anyagok dominálnak, a kis pe pedig az elektronban gazdag, azaz redukált anyagok túlsúlyát mutatja. A talajokban gyakori pe tartományt a ábrán közölt pe ph diagram vonalkázott része mutatja. A legnagyobb pe-érték + 13,1 alatt van, a legkisebb pedig 6,0 közelében ábra - pe- és ph-tartományok a talajban (vonalkázott rész a mikroorganizmusok működési tartománya) 101
120 A talaj kémiai tulajdonságai A vonalkázott szabálytalan sokszög azt a pe ph-területet mutatja, ahol a redoxiredukciókat katalizáló mikroorganizmusok általában baktériumok képesek működni. A talajok redoxireakcióiban részt vevő legfontosabb kémiai elemek (C, N, O, S, Mn és Fe) sora, szennyezett talajokban bővül: pl. As, Se, Cr és Hg-val. Ha egy talaj valóban zárt rendszerként viselkedik (pl. vízzel elárasztott talaj, pangó víz alatt) és megfelelő energiaforrás áll rendelkezésre a mikrobák számára, akkor az említett első hat elem redukciója egy jól definiált sorrend szerint zajlik le. Ha a pe 5 fölött van, az aerob mikroorganizmusok légzési folyamatai használják el az oxigént. Amint a pe 8 alá süllyed, megindul a NO 3 redukció is. Ezt a folyamatot a nitrátrespiráció katalizálja, azaz a NO 3-ionok biokémiai elektronakceptorként szolgálnak, s végül NO 2, N 2, N 2O vagy NH+4 képződik. Amikor a talaj pe-értéke a 7 5 közötti, elegendő elektron van a rendszerben ahhoz, hogy a szilárd fázisban lévő Fe(III) és Mn(IV) redukálódhasson. A vas(iii) redukciója nem indul meg addig, amíg az O 2 és a NO 3 el nem fogyott, de a Mn redukciója nitrát jelenlétében már megkezdődik. Amikor a pe kisebb, mint 0, akkor a számos anaerob baktérium által végzett szulfátredukció feltételei is adottak. Vizes oldatban tipikus reakciótermékek ilyenkor: a H 2S, a hidrogénszulfid (HS ) vagy a tioszulfát- (S 2O 3-) ionok. Az O, N, Mn, Fe és S redukcióját tehát az E h-ban és a a pe-ben bekövetkező változások indukálják. 102
121 A talaj kémiai tulajdonságai 8. A talaj pufferoló hatása A talaj a belekerülő anyagokat bizonyos mértékig lekötni és/vagy átalakítani, így hatásukat közömbösíteni, ill. tompítani képes pufferrendszer. Pufferoló hatásának két legfontosabb területe a sav/bázis pufferképesség, valamint a tápelem és toxikuselem-megkötő képesség A talaj sav/bázis pufferképessége Mérésének elve. A talajok tompítóképességét úgy állapítjuk meg, hogy ismert tömegű talajmintákhoz növekvő mennyiségű savat, illetve lúgot tartalmazó (de azonos térfogatú) vizet adunk, majd az egyensúly beállta után mérjük minden egyes kezelés ph-ját. A ph-értékeket az adagolt sav, ill. lúg térfogatának függvényében ábrázolva, jellegzetes titrálási görbéket kapunk (7.20. ábra) ábra - Két talaj sav/bázis titrálási görbéje A pufferképességetazután az 1 ph-egységváltozást okozó sav, ill. lúg mgeé/100 g-ban vagy mmol/kg-ban kifejezett mennyiségével (a pufferkapacitással), vagy a hasonló módon, de talaj nélkül készített összehasonlító görbe (nullgörbe) és a talaj titrálási görbéje által bezárt terület (cm2-ben megadott) nagyságával lehet számszerűen kifejezni. Az ábrán bemutatott agyagos vályogtalaj pufferkapacitása pl. savval szemben az 5,8 4,8 ph tartományban (3 mgeé/100 g) ph 1; lúgos terheléssel szemben pedig, ph = 5,8 6,8 között: (1,6 mgeé/100 g) ph 1. A savas és lúgos behatásokat tompító legfontosabb pufferanyagok a következők. a) CaCO 3. A talaj elsavanyodását jelentősen késlelteti a CaCO 3-tartalom, mert Ca(HCO 3) 2 formában oldódva közömbösíti a savat: CaCO 3 + H+ + HCO3 Ca(HCO 3) 2. Ezért a talaj ph-ja mindaddig nem csökken, amíg a rendszerben szilárd Ca- és Mg-karbonát van. 103
122 A talaj kémiai tulajdonságai b) Talajkolloidok. A talajkolloidok ph-változást tompító hatását a humuszanyagok és a hidratált oxid típusú felületek (az agyagásványok törésfelületei, az Al-, Fe-oxidok és -hidroxidok felülete) protonfelvevő/protonleadó képességére lehet visszavezetni. Ha a talajoldatban a H+ ion-koncentráció emelkedik, a kolloidok változó töltései protonokat kötnek meg, az OH többlet pedig protonleadással közömbösítődik ( fejezet). c) Agyagásványokhoz kötött Al-hidroxid-polimerek. Sav hatására nő a polimer össztöltése, pl.: [Al6(OH)12 (H2O)12]6+ + H+ [Al6(OH)11 (H2O)13]7+ A folyamat töltésmérlege: Erősen savas közegben pedig a vegyület [Al(H 2O)6]3+ akvakomplex ionokká depolimerizálódik. Az oldat lúgosságával viszont csökken az össztöltés. A rendszer mindaddig hatékonyan pufferol, ameddig a polimererek át nem alakulnak Al(OH) 3-dá. d) A könnyen málló szilikátok: oldódása és képződése hosszabb ideig tartó folyamat, és sok esetben irreverzibilis. Mállás közben protonok kötődnek meg, képződésükkor pedig protonok szabadulnak fel, s ezek az oldat lúgosságát közömbösítik. Az említett pufferrendszerek hatékonyságát a közeg kémhatása is befolyásolja. A különböző phtartományokban más-más pufferanyag viszi a főszerepet (7.21. ábra) ábra - A savtompító hatásért felelős pufferanyagok és pufferreakciók különböző ph-jú közegben A tompítóképesség tehát függ a talaj kolloidtartalmától, a kolloidok minőségétől és a talaj ph-jától. (Az agyagban és a humuszban gazdagabb talajok jobban pufferolnak, mint a szegényebbek). A tompítóhatás azonban savakkal, ill. lúgokkal szemben nem egyforma. Az adszorbeált kationokban szegény, savanyú kémhatású, telítetlen talajok a savas behatásokat érthetően csak kisebb mértékben tudják tompítani, a lúgokkal szembeni pufferhatásuk viszont nagy. A telített, kationokban gazdag talajok pedig éppen ellentétesen viselkednek, jobban tudják közömbösíteni a savanyító anyagokat, s kisebb mértékben kompenzálják lúgos hatásokat. 104
123 A talaj kémiai tulajdonságai Környezetvédelmi pufferkapacitás. A talaj savas hatásokkal szembeni ellenálló képességét kifejező empirikus összefüggés (Hargitai, Stefanovits). A talajban lévő karbonátok szerepét, a humusztartalmat és a humusz minőségét, valamint az agyagtartalom és az agyagásvány-összetétel hatását veszi figyelembe: (7.22. egyenlet) ahol: EBC S = a talaj környezetvédelmi pufferkapacitása; EBC A = a karbonátok környezetvédelmi pufferkapacitása; EBC H = a humusz környezetvédelmi pufferkapacitása; EBC C = az agyagfrakció környezetvédelmi pufferkapacitása. Az egyes komponensek hatásának becslése: EBC C = ΣD (ph 8,5 + Ca), melyben: vastagsága összegezve, Ca = CaCO 3 %. A szerves anyagok és az agyag hatása: EBCH = ΣD (Hu)2 R 10, Hu = szervesanyag-tartalom, %; EBC A = ΣD T S T m 10 2, T S = agyagtartalom, %; ahol: S, V, I = szmektit, vermikulit, illit% az agyagfrakcióban. Általában az EBC A értéke ; az EBC H értéke 1 400; az EBC C értéke Tápelem- és toxikuselem-lekötő képesség A talaj tápelem-pufferoló képessége gátolja a kimosódást, szabályozza a tápanyagok oldatbeli koncentrációját. Biztosítja ezáltal, hogy a tápelem mennyiségének jelentős növelése (műtrágyázás) vagy elvonása (növény általi felvétel, kimosódás) következtében a talajoldatban az adott elem koncentrációja káros mértékben ne változzon. A tápelemek és a toxikus nehézfémek oldatbeli koncentrációjának szabályozásában kémiai és fizikai kémiai folyamatok (adszorpció deszorpció, kicsapódás oldódás) játszanak döntő szerepet. (A szerves szennyező anyagok esetében ezeken kívül a biológiai lebontás és a biokémiai átalakulás hatása is jelentős). A talajnak a különböző anyagokat (ionokat, molekulákat) megkötő képességéről legegyszerűbben az adszorpciós izotermák ( fejezet) alapján lehet tájékozódni. Ezek segítségével becsülhető az adott kísérleti körülmények között mutatkozó maximális lekötődés (adszorpció és kicsapódás) valamint a vizsgált anyag oldatbeli koncentrációja különböző terhelések esetén. A tápanyagok érvényesülésének tanulmányozásakor két alapvető jellemzőt szokás figyelembe venni, éspedig az ún. tápanyagkapacitás-faktort (Q faktor), ami a vizsgált tápanyag kicserélhető és könnyen mobilizálódó része, a tápanyagintenzitás-faktort (I-faktor vagy C-faktor), amelyet az oldatban lévő tápanyag koncentrációjával lehet kifejezni. 105
124 A talaj kémiai tulajdonságai Mivel a tápelemek adszorpciója vagy deszorpciója esetén a Q és a C értéke megváltozik, az értékeléshez legtöbbször elegendő a ΔQ ΔC kapcsolat megállapítása. A ábrából kitűnik, hogy azonos mennyiségű tápelem hozzáadásakor a vizsgált anyag oldatbeli koncentrációja a kisebb pufferképességű 1. talajban nagyobb mértékben változik meg, mint a jobban pufferoló 2. számú talajban ábra - A tápelem pufferolóképességének értékelése Mivel egy-egy talajnak a különböző ionokkal szembeni pufferképessége (a talaj összetételétől, ph-jától, egyebektől függően) más és más, a megállapított pufferhatás mindig csak az adott ionra és az adott kísérleti feltételekre vonatkozó értéknek tekintendő. 9. A reakciók időbeni lefolyása A talajban jelentősen eltérő sebességű reakciók mennek végbe. Vannak pillanatszerűen, ill. percek vagy órák alatt lejátszódó, s vannak hónapokig, évekig, ill. évtizedekig, évszázadokig tartó folyamatok. Egy kifejlett talajszelvény képződéséhez általában néhány száz vagy néhány ezer esztendőre van szükség. Ennyi idő alatt jut a talajképző tényezők hatása alatt lévő talaj egyensúlyba a környezetével. Az egyensúly akkor alakul ki gyorsabban, ha a talajképző tényezők intenzívebbek, és akkor lassabban, ha például a talajképző kőzet jobban ellenáll a változásoknak. Az ember tevékenységével befolyásolja több folyamat kifejlődését. Savas légköri üledékek vagy műtrágyák hatására például felgyorsul a talajok egyes genetikai szintjeinek elsavanyodása és ezzel párhuzamosan bizonyos ionok (mint a Ca- és Mg-ionok) kimosódása. A meszezés ugyanakkor lelassítja a talaj savanyodását, és pótolja a fenti ionok kimosódási veszteségeit. Nagyon hosszú idő szükséges például a kőzetek és ásványok mállásához vagy a humuszos szint kialakulásához, de pillanatszerűen játszódnak le az ioncsere-reakciók és csak perceket, órákat vesz igénybe az oldott anyag adszorpciója vagy deszorpciója. Évek szükségesek viszont az Al-szilikátok spontán oldódásához és az ásványok újrakristályosodásához (7.23. ábra) ábra - A különböző típusú reakciók egyensúlyának eléréséhez szükséges idő a természetes állapotú talajokban 106
125 A talaj kémiai tulajdonságai 107
126 8. fejezet - A talaj fizikai tulajdonságai A fizikai tulajdonságok nagymértékben befolyásolják a talajban lejátszódó kémiai és biológiai folyamatokat (az adszorpciós jelenségeket, az oxidáció redukció feltételeit, az anyagtranszport lehetőségeit, a biológiai aktivitást, a tápanyagforgalmat) s ezeken keresztül a talaj termékenységét. A legfontosabb talajfizikai jellemzők: a szemcseösszetétel (textúra), a talaj szerkezete (a szerkezeti formák, a szerkezet minősége), a talaj térfogattömege és tömörsége s (a fentiekkel összefüggően), a pórustér nagysága, a pórusok méret szerinti eloszlása, a vízgazdálkodási jellemzők (a vízáteresztő képesség, a vízkapacitás, a holtvíz és a hasznosítható víz mennyisége), a levegőzöttség és a hőgazdálkodás. 1. A talaj szemcseösszetétele A talajok szilárd fázisában a kolloiddiszperz részecskéktől a durva homokig, esetenként pedig a néhány cm átmérőjű kőzettörmelékig igen sokféle méretű komponens található. A különböző nagyságú ásványi szemcsék mennyisége, illetve részaránya döntően befolyásolja a talaj fizikai és fizikai-kémiai sajátságait. Alapvetően más feltételek alakulnak ki a talajban akkor, ha pl. a durva homokszemcsék, vagy ha az igen kis méretű kolloidrészecskék dominálnak. A talajszemcsék mérete között fokozatos és folyamatos az átmenet, a fizikai sajátságok viszont bizonyos mérethatárok fölött, illetve alatt ugrásszerűen változnak. Ezért a szemcseösszetétel értékeléséhez nem szükséges, hogy valamennyi szemcse egyedi méretét ismerjük, hanem csak a jellemző mérettartományokba eső szemcsecsoportokat (frakciókat) kell figyelembe vennünk. A szemcsék méret szerinti csoportosítására több (egymáshoz kisebb-nagyobb mértékben hasonló) javaslat született. Ezek közül elsősorban a Nemzetközi Talajtani Társaság által is elfogadott és nálunk is régóta használt Atterberg-féle, valamint az USA Talajtani Szolgálatánál alkalmazott osztályozás terjedt el (8.1. ábra). Az ábrából is látható, hogy a 2 mm-nél kisebb szemcséket három főfrakcióba: a homok-, az iszap- (por-, kőzetliszt-) és az agyagfrakcióba lehet besorolni, s ezeket egyes rendszerekben további alcsoportokra osztják ábra - A szemcsefrakciók mérethatárai az Atterberg és az USDA osztályozás szerint A legnagyobb méretű frakciók (a kőtörmelék és a kavics) csak egyes talajokban fordulnak elő. 108
127 A talaj fizikai tulajdonságai 1.1. A szemcsefrakciók jellemzői és a szemcseösszetétel meghatározása A szemcsecsoportok tulajdonságai Az egyes szemcsefrakciók talajban betöltött szerepe különböző, s szorosan összefügg a részecskék ásványi összetételével, valamint a méretük és alakjuk által determinált fajlagos felülettel. a) A homok-, iszap- és agyagfrakcióban találhatófontosabb ásványokról az 8.2. ábra ad áttekintést. A homokfrakcióban a kvarc és a primer szilikátok vannak túlsúlyban, a vas- és alumínium-oxidok, -oxidhidroxidok pedig főként a szemcsék bevonataként vannak jelen. Az iszapban a szemcseméret csökkenésével a kvarc és a primer szilikátok mennyisége is csökken, s megnő a mállástermékek (főként az oxidok és oxidhidroxidok, valamint a nagyobb szemcséjű agyagásványok) részaránya. Az agyagfrakció legfontosabb alkotórészei az agyagásványok, de figyelemre méltó a vas- és alumínium-oxidok, valamint a kolloidméretű kvarc-, földpát- és csillámpor kisebb-nagyobb arányú jelenléte is ábra - A homok-, az iszap- és az agyagfrakció uralkodó ásványai b) A szemcsefrakciók fajlagos (specifikus) felületemegszabja a vízmegkötő képességet és általában az adszorpciós sajátságokat. Értéke meghatározható közvetlen mérésekkel vagy becsülhető számítással, s kifejezhető tömegegységre vagy térfogategységre vonatkoztatva. A számításoknál az agyagrészecskéket vékony lapokból állónak, a többi szemcsét pedig gömb és kocka formájúnak tételezzük fel. 109
128 A talaj fizikai tulajdonságai A gömb alakú szemcsékből álló rendszer egységnyi tömegére számított fajlagos felület (F f) az f felület és az m tömeg hányadosa. A gömb felülete f = 4 πr2, tömege pedig m = ρv = [(4πr3)/3] ρ. A fajlagos felület tehát (8.1. egyenlet) ahol: r = a részecske sugara, cm; ρ = a részecske sűrűsége (fajlagos tömege), g/cm3. A kocka fajlagos felülete is hasonlóképpen számítható, azaz F f (cm2/g) = 3/ρL, melynél: L = az élhosszúság, cm. Egy d vastagságú, r sugarú lapos korong felületét ha az r >> d a felső és alsó lap, valamint az d vastagságú szegély (perem) felületének összege adja, tömege pedig dπr2 ρ. Így (8.2. egyenlet) A fentiek szerint a fajlagos felület fordítva arányos a szemcsék méretével, s függ a részecskék alakjától is. A különböző méretű, ρ = 2,65 sűrűségű, gömb és/vagy kocka alakú szemcsékre számított jellemzőket az 8.1. táblázatban foglaltuk össze. Az adatok azt mutatják, hogy a durvahomokfrakció fajlagos felülete mindössze m2/g ( cm2/g), az 1 grammra jutó részecskeszám pedig, a mérettől függően, 100 és db között van. A 0,02 0,2 mm átmérőjű szemcsékből álló finom homokban már nagyságrendekkel több részecske található, mint a durva homokban, s a fajlagos felület 0,02 0,1 m2/g-ra tehető. Az iszapfrakcióban százmilliós vagy milliárdos nagyságrendű a fajlagos részecskeszám, a specifikus felület pedig, ha az átlagos átmérő 0,002 mm, az 1 m2/g-ot is eléri. Az agyagfrakció fajlagos felülete mint ismeretes sokszorosan meghaladja a többi szemcsecsoportét, tényleges értéke azonban nagymértékben függ a komponens-ásványok minőségétől. Ha a montmorillonitnál cm (= 1 nm = 10 Å), a kaolinitnél pedig cm (400 Å) átlagos lapvastagsággal számolunk, a (8.2) egyenlettel kapott specifikus felület, a fenti sorrendben: 754,7; 150,9 és 18,8 m2/g-nak adódik, ami közel áll a kísérletileg mért értékekhez. A 0,0001 mm átmérőjű (0,00005 cm sugarú) gömbszerű szemcsék fajlagos felülete viszont csak 2,21 m2/g. Ezek alapján, ha egy agyagfrakció 35 tömeg%-ban montmorillonitot, 50% illitet, 5% kaolinitot és 10%-nyi 0,0001 mm átmérőjű kvarc- és/vagy földpátszemcsét tartalmaz, a becsült fajlagos felülete: F f = 0,35(754,7) + 0,5(150,9) + 0,05(18,8) + 0,1(2,2) = 340,75 m2/g táblázat - A szemcsefrakciók néhány fizikai jellemzője A részecskék Fajlagos felület átmérője (mm) sugara (cm) tömege (g) száma 1 g-ban cm2/g m2/g 2 0,1 1, ,0 101 (= 90) 11,3 1, ,05 1, , ,6 2, ,2 0,01 1, , ,2 1,
129 A talaj fizikai tulajdonságai 0,05 0,0025 1, , ,0 4, ,02 0,001 1, , ,0 1, ,002 0,0001 1, , ,0 1,13 c) A szemcsecsoportok fontosabb fizikai tulajdonságai. Az előzőekből következik, hogy a kis fajlagos felületű homokszemcsék között csak jelentéktelen tapadóerő lép fel, ezért nem képeznek aggregátumokat. A részecskék közötti tág hézagok miatt, a homok a vizet jól vezeti, de abból csak keveset tud visszatartani. A pórusok zömét, átnedvesedés után is, főként levegő tölti ki. Az iszapfrakcióban a szemcsék sokkal erősebben tapadnak egymáshoz, mint a homokban, a létrejött aggregátumok azonban könnyen szétesnek. A részecskék méretéből adódóan, a pórustér viszonylag szűk pórusokból áll, emiatt az iszap vízáteresztő képessége gyenge, vízvisszatartó képessége viszont jelentős. Az agyagfrakciónak nemcsak a fajlagos felülete nagy, hanem számottevő elektromos töltése is van. Az agyagszemcsék közötti tapadóerő rendkívül nagy, s a részecskék felületén is sok víz tud megkötődni. Ezért az agyagok nedvesen duzzadnak, száradva zsugorodnak és igen keménnyé válnak. Mivel a pórusok többsége nagyon kis méretű, az agyag a vizet rosszul vagy egyáltalán nem vezeti, víztartó képessége azonban kiemelkedően nagy. (Az említett hatások erőssége nagymértékben függ az agyagásványok minőségétől és a frakció ásványi összetételétől). Nyilvánvaló tehát, hogy a kedvező talajtulajdonságok kialakulásának feltételeit önmagában egyik szemcsefrakció sem tudja biztosítani, ahhoz a homok-, iszap- és agyagrészecskék megfelelő arányú jelenléte (valamint megfelelő minőségű szerves anyag) szükséges A szemcseösszetétel meghatározásának elve A talajok szemcseösszetételét (textúráját = mechanikai összetételét) a mértékadó szemcsefrakciók tömeg%-ban kifejezett mennyisége jellemzi. A durva szemcsék elválasztása szitálással, a finomabb frakciók meghatározása pedig általában ülepítéssel történik. A kavicsot és a kőtörmeléket a légszáraz talajból szitálással (száraz szitálás), a durva homokot pedig a talaj vizes szuszpenziójának átszitálásával (nedves szitálás) lehet eltávolítani. A kisebb méretű frakciók (finom homok, iszap, agyag) mennyiségének meghatározása pedig ülepítéses módszerekkel végezhető. Az ülepítéses vizsgálatok alapja az, hogy nyugvó folyadékban a különböző méretű és sűrűségű szilárd részecskéknek az ülepedési sebessége is különböző. Ezt az összefüggést a Stokes-törvény fejezi ki: Jelölések: v = az ülepedési sebesség, cm/sec, (8.3. egyenlet) g = a gravitációs gyorsulás, 981 cm/sec2, ρ 1 = a szemcse sűrűsége, fajlagos tömege, g/cm3 (talajszemcséknél átlagosan: 2,65), ρ 2 = az ülepítő közeg sűrűsége, g/cm3(víz esetén 1), n = az ülepítő közeg belső súrlódási együtthatója, centipoise (víznél, 20 C-on = 0,01 és 25 C-on 0,009), r = a részecske sugara, cm, k = 2 g (ρ 1 ρ 2)/9n, s ez adott rendszernél csak a hőmérséklettől függő állandó. Mivel egy-egy frakciónál az ülepedési sebességet (v), az ülepedési úthossz (h) és az ehhez szükséges idő (t) hányadosa adja meg, azaz 111
130 A talaj fizikai tulajdonságai a t = h/v összefüggés alapján ki lehet számítani, hogy meghatározott méretű részecskék adott mélységig mennyi idő alatt ülepednek le. A Stokes-egyenlet a gömb alakú szemcsék ülepedési sebességét fejezi ki, a talajrészecskék alakja azonban többnyire szabálytalan vagy lemezszerű. Ezek szétválasztása tehát nem a valódi átmérő, hanem az ugyanolyan összetételű s velük azonos sebességgel ülepedő gömb alakú szemcse átmérője alapján történik. Például egy szabálytalan kvarcszemcse mérete egy olyan gömb formájú kvarcrészecske átmérőjével egyenértékű, amelyiknek vizes szuszpenzióban ugyanolyan az ülepedési sebessége (ekvivalens átmérő). A durva vázrészektől megszabadított talajminta szemcseösszetételének vizsgálata (mechanikai analízise) előtt, az aggregátumokká összeragasztott szemcséket el kell választani egymástól. A leggyakoribb ragasztóanyagok a talajban: a humusz, a vas- és alumínium-oxidok, illetve -hidroxidok, valamint a CaCO 3. Az ülepedést megelőző előkészítő eljárások során tehát olyan oldószereket kell alkalmazni, amelyek a szemcséket összekapcsoló anyagokat oldják. A CaCO 3 elbontásához híg HCl-ot, a vas- és alumínium-oxidok (oxidhidroxidok) kioldására komplexképző anyagokat, a humuszanyagok elroncsolásához pedig H 2O 2-os kezelést lehet alkalmazni. További követelmény, hogy ne következzen be a szemcsék újbóli koagulációja, ezért a vizsgálandó talajszuszpenzióhoz peptizáló anyagokat; NaOH-ot vagy lúgosan hidrolizáló Na-, ritkábban Li-sóoldatot is kell adni. A szemcseösszetétel megállapítására használt két legelterjedtebb módszer: a pipettás és a hidrométeres eljárás. A pipettás módszernél, a megfelelő ülepedési idő elteltével meghatározott mélységből ismert térfogatú szuszpenziót kell kipipettázni, majd azt szárazra párolva mérni a szemcsefrakció tömegét. Végül az eredményt 100 g talajra vonatkoztatva (tömeg%-ra átszámítva) fejezzük ki. Ha ezt a műveletet az ülepedési sebesség alapján számított több időpontban megismételjük, meghatározható a finom homok, az iszap és az agyag %-os mennyisége. A hidrométeres eljárásnál, megfelelően kalibrált hidrométerrel (areométerrel) mérik a talajszuszpenzió sűrűségének időbeni csökkenését. Adott időpontban minél több a lebegő rész, annál nagyobb a szuszpenzió sűrűsége. A mérési adatokból nomogramok segítségével állapítható meg a szemcsefrakciók mennyisége. A vizsgálati eredmények bemutatása történhet táblázatokkal, szemcseméret-megoszlási görbékkel (8.3. ábra) és oszlopdiagramokkal ábra - Egy homokos vályog-, egy iszapos vályog- és egy agyagtalaj szemeloszlási görbéje. (Pl. a bemutatott agyag talajban: agyag % = 59; iszap % = = 26; homok % = = 15) 112
131 A talaj fizikai tulajdonságai 1.2. A talajok osztályozása a szemcseösszetétel alapján A szemcseösszetétel (textúra) szerint a talajokat különböző textúracsoportokba (kevésbé szabatosan: ún. fizikai talajféleség-kategóriákba) lehet besorolni. Az értékelés a három fő szemcsefrakció (a homok, az iszap és az agyag) százalékos arányából és tulajdonságaiból kiindulva történik. Ha a finom szemcsék vannak túlsúlyban (s ezek között is az agyagfrakció dominál) a talajt agyagtextúrájúnak, ha az agyag- és az iszaptartalom valamivel kisebb, akkor vályog-, ha pedig a homokfrakció hatása jut előtérbe, akkor homoktextúrájúnak (röviden: agyag-, vályog-, illetve homoktalajnak) nevezzük. A csoportosítást tovább lehet finomítani, ha az uralkodó szemcsefrakciók mellett az alaptulajdonságokat módosító más szemcsecsoportok hatását is kifejezésre juttatjuk. (Pl. agyagos vályog, homokos vályog stb.) A talajok besorolása háromszögdiagramok segítségével A számszerű adatok értékelését, a textúracsoportok pontosabb elhatárolását, megfelelő táblázatok és/vagy diagramok teszik lehetővé. Ezek nagy része azonban csak egy-egy országban s csak az adott országban elfogadott nemzeti szemcsecsoport-beosztás esetén alkalmazható. A legszélesebb körben ismert és elfogadott az USA Talajtani Szolgálata (USDA) által kidolgozott textúraminősítés (8.4. ábra). A háromszögdiagram használatát egy példán keresztül szemléltetjük ábra - A textúraosztály megállapítására (a talajnak a szemcseösszetétel szerinti besorolására) szolgáló háromszögdiagram Ha egy mintában 22% az agyagfrakció, 35% a 0,05 2 mm átmérőjű homok és 43% a 0,002 0,05 mm közé eső iszap részaránya, akkor amint a berajzolt vonalak metszéspontja mutatja, vályogtalajról van szó. 113
132 A talaj fizikai tulajdonságai Az ábrából kitűnik, hogy az USA-beli osztályozás szerint: agyagtalajoknál az agyagfrakció > 40%, az iszap < 40% és a homok < 45%; iszapos agyagnál az agyag 40 60%, az iszap szintén 40 60% közötti, a homok pedig < 20%; a homokos agyag 35 45% agyagot, kevesebb mint 20% iszapot és 45 65%-nyi homokot tartalmaz; homoktalajokban több, mint 85% a homok, és 10%-nál kevesebb az agyagfrakció; vályogtextúra esetén az agyagtartalom 7 27% közötti, az iszap 28 50%, a homokfrakció pedig 23 50% között változhat; a homokos vályogtalajban a homok 40 80% lehet, az agyagfrakció < 20%, az iszap pedig 0 50% mennyiségben van jelen. Durva textúrájú vagy laza talajoknak nevezzük a homok, a vályogos homok és a homokos vályogtalajokat. Finom textúrájú vagy kötött talajok az agyag- és az agyagos talajok. Közepes textúrájúak a vályog- és az iszaptalajok A textúracsoport megállapítása egyéb fizikai jellemzők alapján Gyakorlati célú minősítésnél legtöbbször, a szemcseösszetételnél egyszerűbben és gyorsabban mérhető, egyéb talajfizikai jellemzők értékéből következtetünk a textúracsoportokra. A Magyarországon használt ilyen paraméterek: a leiszapolhatórész% (LI %), higroszkópossági érték (hy, vagy Hy) és az Arany-féle kötöttségi szám (K A). a) Leiszapolhatórész% (LI %). Az agyag- és az iszapfrakció összes mennyiségét jelenti tömeg%-ban. Az Atterberg-féle osztályozásnál tehát a 0,02 mm-nél kisebb, az USA-ban használt felosztás szerint pedig a 0,05 mm-nél kisebb szemcsék tömegét kell meghatározni. A jelenleg használatos módszer szerint, a megfelelően előkészített talajszuszpenziót ülepedni hagyjuk, s az ülepedési sebesség alapján számított idő elteltével, meghatározott mélységből kipipettázunk adott térfogatú szuszpenziót. Azt bepárolva, majd a száraz maradék tömegét mérve számítjuk a leiszapolható részek %-os mennyiségét. Ebből következtetni lehet a homokfrakció mennyiségére is: homok % = 100 LI %. b) Higroszkópossági érték. A száraz talaj által a légtér páratartalmából megkötött nedvességet higroszkópos nedvességnek nevezzük. A megkötött vízmennyiség a talaj tulajdonságaitól (elsősorban a szemcseösszetételtől, a szervesanyag-tartalomtól) és a levegő páratelítettségétől függ, s szoros összefüggésben van az agyagásványok minőségével is. Az összehasonlíthatóság érdekében a különböző talajok higroszkóposságát ismert és állandó páratartalmú térbenkell meghatározni, azonos hőmérsékleti feltételek mellett. Elsőként Mitscherlich végzett ilyen vizsgálatokat 10%-os kénsav feletti, 95,6%-os relatív páratartalmú térben, 20 C-on. Kimutatta, hogy a vízfelvételt kísérő hőfejlődés addig tart, amíg a talaj eléri az általa Hy -nak jelölt higroszkópossági értéket. Kuron 50%-os kénsavoldat felett, 35,2% relatív páratartalomnál mérte a talajok higroszkóposságát (jele: hy). Sik Károly pedig kénsav helyett CaCl 2 6H 2O-t alkalmazott. Az ezzel egyensúlyt tartó 35% relatív páratartalomnál kapott adatok (hy 1) közel azonosak a Kuron-féle hy-értékkel. A hy és a Hy közötti összefüggés Klimes-Szmik szerint: (8.4. egyenlet) 114
133 A talaj fizikai tulajdonságai Mindkét jellemzőt tömeg%-ban fejezzük ki. c) Arany-féle kötöttségi szám (K A ). A módszer alapja az, hogy a légszáraz talaj vízfelvevő képessége arányosan nő a finom részecskék mennyiségével. A kötöttségi szám meghatározása úgy történik, hogy porcelán dörzscsészébe ismert súlyú légszáraz talajt viszünk, majd állandó keverés, dörzsölés közben addig adunk hozzá vizet, amíg a homogenizált talajpép az ún. fonálpróbát nem adja. Ekkor, a hirtelen kiemelt keverőbothoz tapadó talajpaszta csúcsosan kiemelkedő része oldalirányban elhajlik, de a paszta még alaktartó. Ez az állapot a képlékenység felső határának felel meg. A kötöttségi számot (K A) a 100 g talajhoz szükséges víz cm3-einek száma adja. Általánosan: K A = (V/g) 100, ahol g = a bemért légszáraz talaj tömege, g-ban; V = a bürettából adott víz mennyisége cm3-ben. Homoktalajoknál és nagy szervesanyag-tartalmú talajoknál (láptalajok) a kötöttségi szám nem ad megfelelő értéket. Az Arany-féle kötöttségi szám tehát elsősorban a textúrával összefüggő paraméter, s nem ad közvetlen információt a talaj művelőeszközökkel szembeni ellenállásáról, az adott talaj szabadföldi kötöttségéről. A kötöttséget általában a művelőeszközök mozgatásához szükséges vonóerővel (energiával) jellemzik. Ez pedig nemcsak a talaj szemcseösszetételétől, hanem a szerkezetétől, tömődöttségétől, nedvességtartalmától és a benne lévő növényi maradványok mennyiségétől/minőségétől is nagymértékben függ. A leiszapolható frakció, a hy és az Arany-féle kötöttségi szám határértékeit az 8.2. táblázat tartalmazza táblázat - A textúraosztályok megállapítására szolgáló talajfizikai jellemzők határértékei ásványi talajoknál (Stefanovits szerint) Textúracsoport Leiszapolható rész% (< 0,02 mm) K A hy % Durva homok < 10 < 25 < 0,5 Homok ,5 1,0 Homokos vályog ,0 2,0 Vályog ,0 3,5 Agyagos vályog ,5 5,0 Agyag ,0 6,0 Nehéz agyag > 80 > 60 > 6,0 2. A talaj szerkezete A szilárd fázist alkotó ásványi részecskék, különböző erők és folyamatok hatására, kisebb-nagyobb halmazokká, aggregátumokká tapadnak össze, ezért a talajok többségének jellegzetes szerkezete (struktúrája) van. A 0,002 mm-nél (2 μm-nél) nagyobb szemcsék képezik a szerkezeti egységek vázát, az ennél kisebb méretű részecskék (az ásványi és szerves kolloidok) pedig a vázrészek összeragasztásában vesznek részt. A szemcsék és az aggregátumok között azok méretétől, alakjától, térbeli elrendeződésétől függően különböző nagyságú és formájú hézagok rendszere, a pórustér található Az aggregátumok képződése 115
134 A talaj fizikai tulajdonságai Az aggregátumok fizikai, kémiai és biológiai folyamatok kölcsönhatásának eredményeként jönnek létre. Méretük alapján mikro- és makroaggregátumokat különböztetünk meg (8.5. ábra) ábra - A mikro- és makroaggregátumok felépítése. Első- és másodrendű mikroaggregátum (a); makroaggregátum (b); a makroaggregátumok pórusrendszere (c) Kötőerők és kötőanyagok a) Kötőerők. Az aggregáció az adhéziós és a kohéziós erők hatására vezethető vissza. Az adhézió egy szilárd felület és egy másik fázis (folyadék vagy másik szilárd felület) összetapadását okozó kölcsönhatás. A kohézió pedig az anyagok elemi részecskéi (atomjai, ionjai) közötti összetartás, ami a szilárd testekben a legerősebb, a folyadékokban közepes és a gázokban a leggyengébb. Az adhéziós erők tehát a felületeken, a kohéziós erők pedig az anyagok belsejében érvényesülnek. Az adhéziós erők nagysága a felülettel arányosan nő, ezért a nagy fajlagos felületű részecskék, a kolloidok tapadóképessége (egymáshoz vagy egy makroszkópos sík felülethez) sokkal nagyobb, mint a durvább szemcséké. Az adhézió erőssége nagymértékben csökken a felületek távolságának növekedésével, s minden esetben csökken a felületek között elhelyezkedő anyagi közeg hatására is. Vizes közegben a vízmolekulák tapadása (adszorpciója = adhéziója) a szilárd felülethez, az elektromos kettős réteg töltésének nagysága és a réteg vastagsága, jelentősen befolyásolja a szemcsék közötti adhéziót. Minél vékonyabb az elektromos kettős réteg, annál kisebb a tapadást gátló hatása. Az adhéziót a van der Waals-erők mellett a hidrogénkötések, az elektrosztatikai vonzás és/vagy a felületi kémiai kötések hozzák létre. A vízmolekulák kohéziója pedig a van de Waals-erők és a H-kötések következménye. Száraz vályog- és agyagtalajokban erős a szilárd részecskék közötti vonzás. Vízzel átitatva azonban a szemcsék körül kifejlődött hidrátburok miatt csökken az összetartás, és a talaj lazábbá válik. Homoktalajokban, ha kicsi a nedvességtartalmuk, a szemcsék érintkezési pontjai körül gyűrű alakú vízfilm jön létre, s a vízgyűrű meniszkusza a felülethez képest érintőlegesen helyezkedik el (8.6. ábra). A vízfilm felületi feszültsége, valamint a vízmolekulák felületi adhéziója növeli a tapadóerőt. Nagyobb víztartalom esetén ez a hatás jelentősen csökken ábra - A víz felületi feszültségének és adhéziójának hatása az ásványi szemcsék összetapadására b) Kötőanyagok. A durvább szemcsék összeragasztását, a mikroaggregátumok képződését és a szerkezet stabilitását a következő kötőanyagok biztosíthatják. 116
135 A talaj fizikai tulajdonságai Szerves anyagok. A humusz, valamint a szerves maradványok mikrobiológiai lebontásának köztes termékei, elsősorban a poliszacharidok és a poliuronidek (az ún. nyálkaanyagok), kiemelkedő szerepet játszanak az ásványi részecskék összeragasztásában, a vízálló porózus aggregátumok kialakításában. A nyálkaanyagokat azonban egyes mikroorganizmus-populációk viszonylag gyorsan le tudják bontani, ezért a hatásuk nem olyan tartós, mint a valódi humuszanyagoké. Agyagásványok. Az agyagásványok ragasztóhatása elsősorban az adhéziós erőknek tulajdonítható. Kötőanyagként főként a humuszban szegény vályog- és agyagtalajoknál van nagy szerepük. Önmagukban azonban nem tudnak tartós talajszerkezetet létrehozni. Víz hatására az aggregátumok szétesnek, s a talaj könnyen elporosodik. A szerkezet stabilitása csak akkor számottevő, ha kalciummal telített agyagásványok vannak a talajban, mivel ekkor a Ca-ionok hídként kötik össze a különálló vagy a gyengén aggregált szemcséket. Vas- és alumínium-hidroxidok, illetve -oxidhidroxidok. A pórusok falán és a durvább szemcsék érintkezési pontjainál kicsapódva (majd a száradó talajban kristályos FeOOH, Fe 2O 3, AlOOH formákká alakulva) igen erős cementáló hatást fejtenek ki. A vas- és alumíniumionok a mállás során a szilikátok kristályrácsából szabadulnak fel. Az alumínium-hidroxipolimerek keletkezését a közeg ph-ja, a vas(iii)-hidroxid kiválását pedig a ph és a talaj redoxipotenciálja szabályozza. Egyes talajokban (elsősorban a réti és a láptalajokban) vasborsók/vasszeplők, szélsőséges esetekben pedig ún. vaskőfokszintek is képződhetnek. Kationhidak. A két és három vegyértékű kationok által alkotott hídkötések nagymértékben befolyásolják a különböző kolloidanyagok, illetve a kolloidok és a durvább szemcsék összekapcsolódását. A kationhidak kialakulásának néhány jellemző példája: Gyengén savanyú, semleges vagy gyengén lúgos kémhatású talajban a Ca2+, savanyú és erősen savanyú közegben pedig az Al3+ a legfontosabb hídképző kation. Kalcium-karbonát. A semleges és gyengén lúgos kémhatású talaj száradásakor, a folyadék fázisban oldott Caés Mg-hidrogénkarbonát CaCO 3, MgCO 3 és CaMg(CO 3) 2 formájában kicsapódik, s hártyaszerű fehér bevonatot képez az aggregátumok felületén (mészlepedék). A talaj átnedvesedésekor azonban a mészbevonat ismét feloldódik, ezért a CaCO 3 egyedül nem tud tartós/vízálló szerkezetet biztosítani. A mikroorganizmus telepek és a talajlakó állatok ürüléke. A baktériumkolóniák bevonják, a gombafonalak pedig átszövik a szerkezeti egységeket vagy azok egyes részeit. Ez az ún. biológiai szerkezet sem tartós, mert ha a biológiai aktivitás valamilyen okból csökken, a szerkezetstabilizáló hatás is gyengül, vagy teljesen megszűnik. A talajban élő apró állatok, a férgek és a bogarak ürülékében is ragasztóanyagok vannak. Különösen jelentős a gilisztafélék ürülékének nagy szervesanyag- és Ca-tartalma. Fontos szerepük van a talaj egyes részeinek elkülönítésében (járatok, ürülék), valamint a szerves és ásványi komponensek összekeverésében is. Az aggregátumok felépítésének elvét és a fontosabb kötőanyagokat az 8.7. ábra ismerteti. növeli a tapadóerőt. Nagyobb víztartalom esetén ez a hatás jelentősen csökken ábra - Az aggregátumok felépítése és kötőanyagai 117
136 A talaj fizikai tulajdonságai 2.2. A talajszerkezet kialakulását módosító fizikai hatások A szerkezeti egységek elkülönítésében, összetapadásában és a makroaggregátumok kialakításában a másodlagos fizikai hatásoknak is nagy szerepük van. Ezek közé tartozik a duzzadás-zsugorodás, az átfagyás és olvadás, a gyökérzet nyomásából és vízfelvételéből adódó változások, valamint a talajművelő eszközök hatása Az időjárással összefüggő fizikai hatások a) Átfagyás és olvadás. A folyékony halmazállapotú víz megfagyása 9%-os térfogatnövekedéssel és igen nagy, mintegy 2200 kg/cm2 feszítőerő fellépésével jár. Ehhez társulhat még a jégkristályok növekedési nyomása, amely jóval kisebb ugyan, de esetenként számottevő szerepe lehet. A fagy hatása nagymértékben függ attól, hogy milyen szemcseösszetételű és milyen nedvességállapotú a talaj, illetve attól, hogy milyen gyors az átfagyás. 118
137 A talaj fizikai tulajdonságai A durva szemcséjű homoktalajok szerkezetében a fagy nem okoz lényeges változást, a finomabb textúrájú talajokban azonban repedéseket és lazulást idéz elő. Lassú átfagyás esetén nagy jégkristályok képződnek, és ezek viszonylag nagyméretű aggregátumokat különítenek el. Főként a nagyobb pórusokban alakulnak ki jégkristályok, majd a finomabb pórusokból (mivel azokban csak később fagy meg a víz) nedvesség áramlik a jégkristályok felé, növelve azok méretét. Az így keletkezett jéglencsék feszítő hatása és az őket körülvevő talaj víztartalmának csökkenése az aggregátumok elkülönülését okozza. Ha a lehűlés gyors, a pórustérben elszórtan sok apró jégkristály jön létre, s ezek nyomóerejének integrált hatása elősegíti az aggregátumok széttöredezését. Az ismétlődő fagyás és olvadás a rögös talaj morzsolódásához, a rögök aprózódásához vezet. b) Duzzadás zsugorodás. A talaj átnedvesedése és kiszáradása térfogatváltozással jár. Vízfelvételkor a talajok legnagyobb része duzzad, száradáskor pedig zsugorodik. A duzzadás mértéke és a duzzadási nyomás elsősorban a kolloidtartalommal, s a kolloidok minőségével van összefüggésben. A talajoknál fontos a kicserélhető kationok duzzadást befolyásoló hatása is, s ez a liotróp sornak megfelelően, a következőképpen változik: Na > K > Mg > Ca. A Na-telítettség növekedésekor tehát a talaj duzzadóképessége is jelentősen fokozódik. A duzzadás lehet izodimenziós (amikor a duzzadó anyag mérete a tér mindhárom irányába egyenlő arányban nő), és lehet anizodimenziós (azaz a kiterjedés egy vagy két irányban a legnagyobb). A montmorillonit kiterjedése és összehúzódása például főként egyirányú. Száradáskor a kapillárisok kiürülése és a vékonyodó vízhártyák miatt az összehúzó hatás egyre erősebb lesz, és a talaj térfogata csökken. Tömött szerkezetű agyagos talajoknál a kiszáradás folyamán különböző mélységű, hosszúságú és keresztmetszetű repedések jönnek létre, s a talaj tömegében kisebb-nagyobb tömbök vagy rögök különülnek el. A talaj repedezése különösen erős a gyors kiszáradás által előidézett hirtelenzsugorodás esetén. A stabil, morzsás szerkezetű vályogtalajoknál az esőzés csak a felszínen okoz cserepesedést vagy vékony szilárd kérget. A felszín alatti talajrétegek zsugorodása mérsékelt, s legfeljebb csak kisebb repedések keletkeznek. Minél kötöttebb a talaj, és adott szemcseösszetételnél minél nagyobb a pórustérfogata, annál erősebben zsugorodik. A nagyobb víztartalmú talaj zsugorodása szintén jelentősebb, mint a kevésbé nedves talajé. A zsugorodás mértéke kétféle megközelítéssel vizsgálható. A lineáris zsugorodást megfelelő víztartalmú, általában 8 10 cm átmérőjű és 1 1,5 cm magas edényben elhelyezett talajpasztán határozzuk meg, fokozatos szárítás után. A szárítás kezdetben levegőn, majd 105 C-on történik. A lineáris zsugorodás mértékét (L ZS) a kiszárított talajkorong átmérőjének (D o) az eredeti átmérő (D n) százalékában kifejezett értékével adjuk meg: (8.5.a. egyenlet) A térfogati zsugorodás (Zs %) pedig a vízzel telített talaj száradás előtti és utáni térfogatának ismeretében számítható ki: (8.5.b. egyenlet) ahol: V n = szárítás előtti térfogat, V o = szárítás utáni térfogat A fejlődő gyökérzet és a talajművelő eszközök hatása A gyökérzet az aggregátumok kialakulására többoldalú, összetett hatást gyakorol. Ezek közül az alábbiak a legfontosabbak. A fejlődő gyökerek kisebb rögöket, fragmentumokat különítenek el a nagyobb aggregátumokból, majd ezek egy részét egymáshoz szorítva, újabb egységek létrejöttéhez teremtik meg a lehetőséget. Közvetlen környezetükből a gyökerek vizet vesznek fel, így lokális zsugorodást idéznek elő, ami elősegíti az újabb törésfelületek képződését. 119
138 A talaj fizikai tulajdonságai A gyökérváladékok termelésével kedvező feltételeket teremtenek a mikroorganizmusok számára. A kísérletek szerint csupán mechanikai nyomással (tömörítéssel) nem lehetstabil, vízálló aggregátumokat előállítani. A talajművelő eszközök egyrészt elősegítik a szerkezetképződést, azáltal, hogy a szerkezeti egységeket tömörítik és s így az adhéziós erők jobban érvényesülhetnek, másrészt a túlzott talajművelés rombolja, elporosítja a szerkezetet. 3. A talajszerkezet értékelése A talaj szerkezetének és a szerkezet minőségének értékelésekor elsősorban a szerkezeti egységek alakját és kifejlettségét (morfológiai szerkezet), a különböző nagyságú aggregátumok egymáshoz viszonyított arányát (agronómiai szerkezet), a szerkezet vízzel és mechanikai hatásokkal szembeni ellenálló képességét (stabilitását), valamint a pórustér sajátságait (az összporozitást és a pórusok méret szerinti megoszlását) kell figyelembe venni A talajszerkezet morfológiai értékelése A talajszerkezet morfológiai értékelését mindig a helyszínen, a szelvény helyszíni leírásakor végezzük. A szerkezeti formák megfigyelésére a gyengén nedves talajállapot a legalkalmasabb. A túl nedves talajnál a duzzadás, illetve a gyenge alaktartás, a száraz talajnál pedig a kemény rögök képződése és a repedezettség teszi bizonytalanná vagy lehetetlenné az elbírálást. A szerkezeti egységek megjelenése és kifejlettsége szerint, a talaj lehet szerkezet nélküli, gyengén, közepesen vagy erősen szerkezetes. A szerkezet nélküli talajban jellemző formájú aggregátumokat nem lehet felismerni. Ez az állapot kétféleképpen nyilvánul meg. Az egyik az, amikor az egyedi szemcsék nincsenek összeragasztva (ilyenek a homoktalajok és a kötöttebb talajok elporosodott laza fedőrétege). A szerkezet nélküli állapot másik megjelenése az, amikor a ragasztóanyagok olyan erősen tartják össze a szemcséket, hogy a tömör talaj csak nagyobb nyomásra és szabálytalan egységekre töredezik szét. (Ilyenek pl. a CaCO 3-tal vagy FeOOH-dal összecementált rétegek és a nagy agyagtartalmú öntéstalajok). A szerkezetes talaj már kisebb nyomással is egymáshoz hasonló formájú aggregátumokra bontható. Gyengén szerkezetes, ha csak kevés és gyengén kifejlődött szerkezeti egység (aggregátum) és sok különálló szemcse figyelhető meg. A közepesen szerkezetes talajban az aggregátumok nagy része ellenáll a nyomásnak, a szerkezeti egységek azonban a szelvényben nem mindig szembetűnőek. Erősen szerkezetesnek tekintjük azokat a talajokat, amelyek természetes állapotban is jól látható szerkezeti egységekből állnak. Nyomással is csak kevés egyedi szemcse és törött szerkezeti egység különíthető el. Erősen szerkezetes pl. a szikes talajok oszlopos B-szintje és egyes agyagtalajok humuszos rétege. A tér három irányában mutatkozó fejlettségük alapján a szerkezeti egységeket három nagy csoportba (köbös, hasábszerű és lemezszerű csoportba) lehet besorolni, ezeken belül a konkrét formai jellemzők szerint további felosztást végzünk (8.8. ábra) ábra - A talajszerkezeti egységek jellemző formái 120
139 A talaj fizikai tulajdonságai I. A köbös kiterjedésű szerkezeti egységek a tér mindhárom irányában közel egyformán fejlettek. Ezek alkotják a morzsás, a rögös, a poliéderes, a diós és a szemcsés talajszerkezetet. I/1. A morzsás szerkezetű talaj enyhe nyomásra néhány mm (1 20 mm) átmérőjű, közel gömb alakú, sok pórust tartalmazó aggregátumokra esik szét. A növények számára az ilyen talajok biztosítják a legkedvezőbb feltételeket. I/2. A rögös szerkezetnél az aggregátumok nagyobb kiterjedésűek, mint a morzsák, a rögök azonban nem vagy csak gyengén porózusak. Helytelen talajművelés és az erőgépek talajtömörítő hatása következtében jöhet létre a szántott rétegben. I/3. Poliéderes szerkezet. A sokszögű mértani testekhez hasonló, sík lapokkal és jól fejlett élekkel, sarkokkal határolt aggregátumokból áll. A poliéderek egymástól könnyen elválnak, belsejükben főként kisméretű pórusok vannak. I/4. Diósszerkezet. Többé-kevésbé szabályos, dió nagyságú, sokszögletű szerkezeti egységek alkotják. Az aggregátumok kevés pórust tartalmaznak. I/5. Szemcsésszerkezet. Tömörebb felépítésű, mint a morzsás szerkezet. A szemcsék alakjára a görbült és a sík felületek váltakozása jellemző. A szemcsékben a szűk pórusok dominálnak. II. A hasábszerű szerkezeti egységek a tér két irányában gyengébben, a harmadik irányban (függőlegesen) viszont erősen fejlettek. II/1. Hasábos (prizmás) szerkezet. Sík lapokkal és erős élekkel határolt, megnyúlt szerkezeti egységek. A tömődött felhalmozódási szintekben (pl. szikes jellegű réti talajoknál) alakulnak ki. 121
140 A talaj fizikai tulajdonságai II/2. Az oszlopok oldalán az élek tompábbak, mint a hasáboknál, s az oszlop teteje legömbölyödött. Ez a szerkezeti forma a szolonyec szikes talajok B-szintjére jellemző. III. A lemezszerű szerkezeti formák függőleges irányban gyengén, vízszintesen (két irányban) pedig erősen fejlettek. A csoporton belül a szerkezeti egységek vastagsága alapján további finomítás végezhető. A morfológiai szerkezet pontosabb jellemzéséhez, nemcsak a szerkezeti egységek alakját, hanem azok méretét is figyelembe kell venni. Erre vonatkozóan az 8.3. táblázatban megadott mértékhatárok adnak útmutatást táblázat - A talajszerkezet morfológiai értékelése az aggregátumok formája és mérete alapján A szerkezet típusa, méret Morzsás vagy szemcsés Poliéderes vagy diós Rögös Hasábos vagy oszlopos Lemezszerű Apró, ill, vékony < 2 mm < 5 mm < 10 mm < 20 mm < 1 mm (leveles) Közepes 2 5 mm 5 15 mm mm mm 1 3 mm (lemezes) Durva, ill. vastag > 5 mm > 15 mm > 50 mm > 50 mm 3 5 mm (táblás) 3.2. Az aggregátumok méret szerinti megoszlása (agronómiai szerkezet) Agronómiai szempontból a szerkezet értékelése nem az aggregátumok alakja, hanem azok mérete és a különböző méretű egységek százalékos mennyisége alapján történik. A köbös szerkezeti egységek méret szerinti csoportosítását és az egyes frakciók elnevezését az 8.4. táblázat mutatja. A morzsafrakció, ebben az értelemben nemcsak a morzsás szerkezetű talajokban kialakult aggregátumokat jelenti, hanem az adott mérettartományba eső kevésbé porózus, tömött szerkezeti egységeket is. A táblázatban közölt felosztást egyszerűsítve: a 0,25 mm-nél kisebb egységeket por-, a 0,25 10 mm nagyságúakat morzsa-, a 10 mm-nél nagyobbakat pedig rögfrakciónak nevezzük táblázat - A szerkezeti egységek mérete és elnevezése Átmérő, mm Szerkezeti rangsorolás Gyakorlati elnevezés < 0,01 0,01 0,25 0, > 20 finom mikroaggregátumok mikroaggregátumok makroaggregátumok megaaggregátumok porfrakció morzsafrakció rögfrakció A jellemző méretű frakciók elkülönítésére megfelelő lyukbőségű rosta-, illetve szitasorozatot használunk (száraz szitálás), majd ezek mennyiségét tömeg%-ban fejezzük ki. A talajok szerkezetességétől függően, a kedvező méretű morzsafrakció 0 70% között változik. A legkedvezőbbek az 1 3 mm közötti morzsák. Jó 122
141 A talaj fizikai tulajdonságai szerkezetű talajokban az 1 mm-nél nagyobb morzsák dominálnak, a rossz vagy leromlott szerkezetűekben viszont nagy a porfrakció mennyisége, s ezen kívül sok rögöt is tartalmaznak. Az aggregátumfrakciók %-os mennyiségén kívül, a különböző talajok összehasonlításakor, más mutatók felhasználását is javasolták. Ezek közül a legismertebb a frakciók közepes átmérőjének súlyozott átlaga (KSÁ = közepes súlyozott átmérő) vagy más elnevezéssel a közepes mért átmérő (KMÁ). Kiszámításakor egy-egy morzsafrakció %-os mennyiségét osztjuk 100-zal és megszorozzuk az odatartozó aggregátumok átlagos átmérőjével, majd az egyes frakciókra kapott értékeket összeadjuk, azaz ahol: (8.6. egyenlet) D = az adott frakciót képviselő aggregátumok átmérőjének középértéke; az 1,2,3,... = az egyes frakciók sorszáma. Pl. Ha a talaj aggregátum-összetétele a következő: mm (20%); 10 1 mm (30%); 1 0,25 mm (35%) és a 0,25 mm-nél kisebb méretű frakció (15%), akkor KSÁ = (KMÁ) = 15 0,2 + 5,5 0,3 + 0,625 0,35 + 0,25 0,15 = 3+1,65 + 0,21 + 0,037 = 4, Az aggregátumok vízállósága A talajszerkezet minőségének egyik fontos paramétere az aggregátumok ellenálló képessége a víz oldó és romboló hatásával szemben. A vízállóság meghatározására többféle módszer használható. Az ismertebb megoldások: a Sekera-féle kvalitatív becslés, az aggregátumok nedves szitálása, a csepegtető és esőztető eljárások, valamint a vízáteresztő képesség változásán alapuló módszerek. Mivel ezeknél nem azonos erősségű és idejű a víz hatása, a különböző talajok vízállóságának számszerű összehasonlítása csak akkor lehetséges, ha a vizsgálatokat mindegyiknél ugyanazzal a módszerrel végezték Az aggregátumok vízállóságának becslése Sekera szerint Mintegy db 1 3 mm átmérőjű légszáraz aggregátumot 7 cm átmérőjű Petri-csészébe helyezünk, és 10 ml desztillált vizet öntünk rá. Kb. 10 percnyi állás után 8-szor 10-szer óvatosan körkörösen megmozgatjuk, majd a 8.5. táblázat szerint értékeljük a változást táblázat - A szétrombolódás mértéke és a talajszerkezet vízállósága közötti kvalitatív összefüggés (Sekera és Arany szerint) A szétiszapolódás foka A szétiszapolódás képe A talajszerkezet vízállósága Az aggregátumok víz hatására nem bomlanak, vagy csak kevés, de nagy törmelék keletkezik. Az aggregátumok túlnyomóan nagy és csak kevés apró törmelékre esnek szét. A szerkezeti egységekből közel azonos számú kis és nagy törmelék keletkezik. Jó A szerkezet leromlóban van. 123
142 A talaj fizikai tulajdonságai 4. A morzsák túlnyomóan kicsi, csak nagyon kevés nagy törmeléket adnak. 5. Kizárólag apró törmelékek láthatók. A szerkezet erősen leromlott. 6. Az aggregátumok teljes felbomlás közben omlanak össze. A szerkezet nagyon rossz, vagy nincs semmilyen szerkezet Nedves szitálás Először vízben áztatjuk a talajt, majd egy vízben álló szitasorozat legfelső, legnagyobb lyukbőségű szitájára visszük. Az ún. nedves szitálás a sziták víz alatt történőkörkörös mozgatásával végezhető, kézi erővel vagy erre alkalmas készülékkel. Sorozatvizsgálatokhoz jól használható pl. a Meyer Rennenkampf-féle készülék, amelyiknél a mozdulatlan szitasorozaton átáramló fel-le mozgó víz áztatja szét és különíti el az eltérő nagyságú morzsákat. A vízvezetéki víz a henger alján lévő csövön alulról áramlik be. Amikor a víznívó elérte a leszívócső hajlatát, azon átbukva önműködően kiürül a rendszer, majd a beáramló víz hatására a folyamat ismétlődik. Így a szétázott aggregátumok mindinkább lejjebb kerülnek, majd lemosódnak a szitasorról. Kb. 30 leszívatás után a szitákat kiemelve, szárítás után mérjük a rajtuk fennmaradt morzsák mennyiségét. Az eredményeket a száraz szitálás adataival összehasonlítva értékeljük. A közvetlen összehasonlításon túl kiszámítható a száraz és a nedvesszitálás KSÁ- (ill. KMÁ-) értékének különbsége: ΔKSÁ = ΔKMÁ = (KSÁ) sz (KSÁ) n, ahol: sz a száraz, n a nedves talajra vonatkozó értéket jelöli Egyéb módszerek Mivel a nedves szitálás nagyon időigényes, és csak a jó vízálló szerkezetű talajoknál (csernozjom talajok, természetes növényzettel borított talajok és egyes erdőtalajok mintái) lehet, ill. érdemes elvégezni, más módszerek alkalmazására is szükség van. A csepegtető módszereknél a szitára helyezett aggregátum(ok)ra néhány cm magasságból meghatározott méretű vízcseppeket ejtenek, s a vízállóságot a szétesést okozó cseppek számával vagy össztérfogatával jellemzik. Az esőztető eljárásoknál, az előzőhöz hasonló körülmények között, ismert cseppnagyságú és intenzitású mesterséges esőt alkalmaznak. A vízbeszivárgás és a vízáteresztés időbeni változása, csökkenése (8.5. fejezet) is alkalmas a talajszerkezet stabilitásának becslésére A mikroaggregátumok stabilitása A talajszerkezet vízállósága szorosan összefügg a mikroaggregátumok stabilitásával. A mikroaggregátumok stabilitását Vageler szerint úgy lehet megállapítani, hogy a talaj egy részét vízben, egy részét pedig peptizáló hatású (nátriumpirofoszfát, litiumkarbonát stb.) oldatban szuszpendáljuk, majd a szemcseösszetétel vizsgálatához hasonlóan mindkét kezelésnél meghatározzuk a 0,002 mm-nél kisebb szemcsék (az agyagfrakció) mennyiségét. A szerkezeti tényező (Sz t) vagy struktúrafaktor az alábbi képlettel számítható ki: ahol: (8.7. egyenlet) az agyag I a peptizáló oldattal, az agyag II pedig a vízzel kezelt mintában meghatározott agyagfrakció mennyiségét jelenti. A szerkezeti tényező tehát arról ad felvilágosítást, hogy a kolloidoknak hány %-a van stabil kötésben. Jó szerkezetű vályog- (csernozjom) talajnál a mikroaggregátumok 82%-a, egy kevésbé jó szerkezetű réti agyagtalajban csak 55%-a, szikes talajban pedig mindössze 5%-a mutatkozott vízállónak. 124
143 A talaj fizikai tulajdonságai A mikroaggregátum-analízis eredményei azonban nem tükrözik a talaj makrostruktúrájának állapotát, ill. annak stabilitását. A sok stabil mikroaggregátum nem feltétlenül azt jelenti, hogy a talaj szerkezete kedvező. A mikroaggregátumok stabilitásának vizsgálata elsősorban az adott talajon alkalmazott egyes beavatkozások (talajjavítás, trágyázás, talajművelés stb.) hatásának értékeléséhez ad kiegészítő információkat A talaj pórustere Az aggregátumokon belüli és az aggregátumok közötti hézagok többsége összeköttetésben van egymással, így összefüggő pórusrendszer található a talajban. A pórusrendszer azonban nem egyenletes keresztmetszetű járatokból áll, ezek alakja és mérete pontról pontra változhat. A pórusteret részben víz, részben talajlevegő tölti ki. A talaj víz- és levegőgazdálkodását döntően befolyásolja: a pórusok össztérfogata (összporozitás), valamint a különböző méretű hézagok egymáshoz viszonyított aránya A talaj összporozitása Az összporozitás az aggregátumokon belüli és az aggregátumok közötti pórusok összessége, amely legegyszerűbben számítással becsülhető. A számításhoz ismerni kell a talaj térfogattömegét és a szilárd fázis sűrűségét. a) A térfogattömeg (ρ) a 105 C-on szárított, bolygatatlan szerkezetű talaj fajlagos tömege (az egységnyi térfogatú száraz talaj tömege), azaz ahol: g = a vizsgált talajminta száraz tömege, V = a minta térfogata. Mértékegysége: g/cm3, kg/dm3, vagy t/m3. Méréséhez ismert térfogatú fémhengerrel eredeti szerkezetű (bolygatatlan) talajmintát veszünk, majd szárítás után mérjük a talaj tömegét, s ezt osztjuk a mintavevő henger térfogatával. A térfogattömeg a lazítástól/tömörítéstől függően, ugyanazon talaj esetében is lényegesen változhat, ezért a rendszer pillanatnyi állapotára jellemző értéket ad, ami többnyire: 0,8 1,7 között van. Átlagértéke: 1,45 g/cm3. b) A sűrűség (ρ sz) a szilárd fázist alkotó anyagok (részecskék) egységnyi térfogatának tömege (a szilárd fázis fajlagos tömege). Mértékegysége szintén: g/cm3, kg/dm3, t/m3. Mivel az ásványi rész túlnyomó többségét alkotó szilikátok sűrűsége egymáshoz hasonló, a talajok sűrűsége (fajsúlya) nem mutat olyan nagy eltéréseket, mint a térfogattömeg. Általában 2,6 2,65 körüli. A sűrűséget tehát nem a rendszer állapota, hanem az anyagi minősége szabja meg. A nagy szervesanyag-tartalom, mind a térfogattömeg, mind a sűrűség értékét csökkenti. Az ismert tömegű talaj szilárd fázisának térfogata indirekt úton, folyadékkiszorítás révén (piknométerrel) mérhető. A talajt is tartalmazó piknométer feltöltéséhez valamilyen apoláros folyadékot (benzolt, xilolt, petróleumot) vagy desztillált vizet lehet alkalmazni. Az előbbi értékből számított sűrűséget valódi, a vízkiszorításból számítottat látszólagos sűrűségnek nevezzük. A legtöbb talajnál a valódi sűrűség valamivel kisebb, mint a látszólagos. Homoktalajoknál a két érték közel egyforma. c) Az összporozitás számítása. A talaj pórusainak össztérfogatát, az összporozitást, a talaj térfogatának %-ában szokták kifejezni. Kiszámítása az alábbi gondolatmenet alapján történik: a ρ/ρ sz hányados megadja, hogy egységnyi térfogatú száraz talajban mennyi a szilárd részecskék össztérfogata. A 100 (ρ/ρ sz) pedig ugyanezt fejezi ki %-ban. Ha a kapott értéket levonjuk a talaj térfogatából (100%-ból), megkapjuk a pórustér %-os értékét, azaz (8.8. egyenlet) 125
144 A talaj fizikai tulajdonságai Mivel a számlálóban szereplő ρ változik, a ρ s értéket pedig konstansnak tekinthetjük, nyilvánvaló, hogy minél kisebb az adott talaj térfogattömege, annál nagyobb az összporozitás, és fordítva. A talaj összporozitása általában 35 70% között van. Kedvező esetben a P % = 50 60%. (70%-ot meghaladó porozitást csak láptalajoknál találunk). A térfogattömeg és az összporozitás átlagértéke a különböző textúrájú (kötöttségű) talajoknál a következő. A homoktalajok összporozitása (P %) 42 ± 7%, a vályogtalajoké 45 ± 8%, az agyagtalajoké 55 ± 5%, a térfogattömeg pedig a fenti sorrendben átlagosan 1,54; 1,45; 1,16 körüli. A szerves anyagok bármilyen kötöttségű talajban kedvezően befolyásolják (növelik) a porozitást. Fekete Zoltán szerint hazai talajoknál a legnagyobb összporozitás nem agyag-, hanem agyagos-vályog textúrájú talajokban figyelhető meg A pórusok méret szerinti csoportosítása A talajban található sokféle méretű (átmérőjű) pórus a víz-, levegő- és tápanyaggazdálkodás szempontjából is jelentősen eltérő viselkedésű. A pórusok nagyság szerinti beosztására, a pórusméret és a funkció közötti kapcsolat kifejezésére, többféle javaslat született. Gyakorlati szempontból az 8.6. táblázatban közölt felosztás látszik célszerűnek táblázat - A talajpórusok méret szerinti besorolása A póruscsoport neve Átmérő (μm) Vízgazdálkodási funkció Mikropórusok finom pórusok < 0,2 kötött víz pórustere Mezopórusok közepes pórusok 0,2 10 kapilláris pórustér Makropórusok Megapórusok és repedések közepesen durva pórusok durva pórusok igen durva pórusok és repedések > 1000 kapilláris-gravitációs pórustér gravitációs pórustér A talajba jutó víz visszatartása, raktározása a mikro- és mezopórusokban (a kötött víz pórusterében és a kapillárisokban) történik, a talaj levegőellátottságát pedig elsősorban a makro- és megapórusok mennyisége szabja meg. A pórusméret megoszlására a talaj vízgazdálkodási jellemzőiből ( fejezet) lehet következtetni. A pórusviszonyok helyes értelmezéséhez szem előtt kell tartani, hogy a talaj pórusrendszerét alkotó hézagok szabálytalan alakja miatt a megadott átmérőket csak hozzávetőleges átlagnak tekinthetjük. Más szóval: a talajpórusokat a velük azonos víztartó képességű, szabályos henger alakú kapilláris csövek átmérőjével jellemezzük. Az így megadott átmérők tehát ekvivalensek (egyenértékűek), de nem azonosak a talajban előforduló változatos pórusátmérőkkel. (Ekvivalens pórusátmérők.) Az előzőekből is kitűnik, hogy a különböző méretű pórusok mennyisége és egymáshoz viszonyított aránya döntően befolyásolja a talajok vízzel szembeni viselkedését, levegőzöttségét, s ezeken keresztül a talajban élő szervezetek létfeltételeit. A különböző póruscsoportok közötti arány (pórusméret-megoszlás) a jó szerkezetű vályogtalajokban a legjobb (8.9.ábra). Az agyagtalajokban a nagy mennyiségű finom pórus, a homoktalajokban pedig a durva pórusok túlsúlya miatt kedvezőtlen a pórusméret-megoszlás. Az ábráról leolvasott összporozitásértékből az adott textúrájú talaj térfogattömege is megbecsülhető. Az (8.8) egyenletből ugyanis: (8.9. egyenlet) 126
145 A talaj fizikai tulajdonságai 8.9. ábra - A különböző méretű pórusok aránya a homok-, vályog- és agyagtalajokban. (Grav. p. = gravitációs pórusok; Kap. p. = kapilláris pórusok; Adsz. p. = a kötött víz pórustere) Aggregátumporozitás Az aggregátumporozitás a szerkezeti egységeken belül kialakult pórusok össztérfogatát jelenti. Mérésével megállapítható, hogy milyen mértékben porózusak a talajmorzsák. Egyes talajokban az aggregátumok sok, másokban viszont csak kevés pórust tartalmaznak vagy teljesen tömöttek. A jó szerkezetű talajoknál a durvább pórusok többnyire az aggregátumok között, a finomabb (kapilláris) pórusok pedig a szerkezeti egységek belsejében vannak. Az aggregátumporozitás a vizsgált aggregátumok térfogattömegének ismeretében az összporozitáshoz hasonlóan számítható ki. Az aggregátumok térfogattömegének meghatározásánál is mérni kell az aggregátum tömegét és térfogatát. A térfogatot az általa kiszorított higany térfogatából kapjuk (higanyos módszer). Az erre a célra alkalmas edényből kiszorított higany térfogatát közvetlen térfogatméréssel vagy súlyméréssel és a higany sűrűségének (13,6) számításbavételével állapítjuk meg. 127
146 A talaj fizikai tulajdonságai 4. A talajok vízgazdálkodása A talajok vízgazdálkodását a bennük tárolható víz mennyisége, annak mozgékonysága (növények általi felvehetősége), valamint a nedvesség térbeli és időbeli változása alapján lehet jellemezni. A vízgazdálkodás szoros összefüggésben van a talaj termékenységével. Megszabja a termesztett növények vízés levegőellátását, döntően befolyásolja a talaj biológiai aktivitását, s rávilágít arra is, hogy adott helyen milyen beavatkozásokkal (talajművelés, öntözés, vízelvezetés, talajjavítás stb.) lehet a kedvezőbb feltételeket megteremteni, a talaj termékenységét fokozni. A talajnedvesség (a folyékony fázis) közvetlen kapcsolatban áll a talaj szilárd és légnemű fázisával, valamint a növény gyökérrendszerével. A talaj termékenységére gyakorolt hatása elsősorban három tényezőtől: a talajnedvesség mennyiségétől, a nedvesség mozgékonyságától és kémiai összetételétől függ A nedvességtartalom kifejezésére használt mértékegységek Annak ellenére, hogy ma már számos gyors, modern módszer (neutronszóródásos, gammaradációs módszer, tenziométerek, gipsz- vagy nejlonblokkos készülék stb.) alkalmazható a talaj nedvességtartalmának megállapítására, laboratóriumi munkáknál ma is a klasszikus és igen pontos gravimetriás (száritószekrényes) eljárás a legelterjedtebb. Ezzel a módszerrel a talajminta nedves tömegének és C-on történt szárítása után mért tömegének különbségéből állapítjuk meg a nedvességtartalmat. A mindenkori nedvességtartalmat különböző mértékegységekben fejezhetjük ki. a) A nedvességtartalom tömeg%-ban. A talajminta grammokban kifejezett nedvességtartalmát a legegyszerűbb 100 g talajra vonatkoztatva (tömeg %-ban) megadni, az alábbi képlet szerint: ahol: θ s% = a nedvességtartalom tömeg%-ban (gramm nedvesség/100 g száraz talaj), G n = a talajminta szárítás előtt mért (nedves) tömege, grammokban, G sz = a szárított minta tömege grammokban. b) A nedvességtartalom kifejezése térfogat%-ban. A θ tf% azt mutatja, hogy 100 cm3 talajban hány cm3 nedvesség van. A θ s%-ból számítható, a térfogattömeg ismeretében: θ tf% = θ s% ρ, ahol: θ tf% = a talajnedvesség térfogatszázalékban, cm3/100 cm3; ρ = a talaj térfogattömege, g/cm3. c) Egyes gyakorlati feladatok megoldásához ismerni kell a talaj mindenkorivízkészletétmm-benis (θ mm). Mivel: 1 θ tf% = 1 mm nedvességet jelent 10 cm vastag rétegben, a θ tf% számértéke egyben megadja a 10 cm vastag rétegben tárolt nedvességtartalmat mm-ben, azaz θ tf% = θ mm/10 cm. Egy-egy megmintázott talajréteg vastagsága azonban rendszerint több vagy kevesebb, mint 10 cm. Bármilyen vastagságú réteg átlagos víztartalma mm-re, a következőképpen számítható ki: vagyis az θ tf%-ot szorozzuk a cm-ben megadott rétegmélység egytized részével. d) A nedvességkészlet átszámítása m3/ha-ra. A mm-ben megadott nedvességtartalom átszámítása m3/ha egységekre az alábbiak szerint történik. Tekintve, hogy 1 mm vízborítás 1 hektáron = liter = 10 m3, ezért (x cm mélységre vonatkozóan): 128
147 A talaj fizikai tulajdonságai θ m3/ha = θ mm 10, vagy θ m3/ha = θ tf% x cm. Példa: Legyen θ s% = 16 %, a rétegvastagság (x) = 25 cm; a térfogattömeg (ρ) = 1,45 g/cm3. Az előzőek szerint: θ tf% % = 16 1,45 = 23,2%, s ebből θ mm/25 cm = 23,2 2,5 = 57 mm (25 cm mélységre), és θ m3/ha = = 570 m3/ha. e) Víztelítettségi % (relatív víztartalom%). A talaj levegőellátottságát (a víz és a levegő arányát a pórusokban) a fenti jellemzők alapján nem lehet megítélni. Ehhez a térfogat%-ban megadott nedvességet az összporozitás %-ában kell kifejezni. Ez az ún. víztelítettségi mutató vagy relatív víztartalom (VT % vagy RV %) pontos képet ad arról, hogy adott nedvességtartalomnál a pórustér hány százaléka van vízzel, illetve levegővel kitöltve: melyben: P% = a talaj összporozitása %-ban. A fentiekből nyilvánvaló, hogy a levegőellátottság (a relatív levegőtartalom): RL% = 100 VT% A víz megkötése és visszatartása a talajban A szilárd fázis és a víz közötti kölcsönhatás az adszorpciós (adhéziós) és a kapilláris erőknek tulajdonítható. Ebből következik, hogy a talajnedvesség egy része a szemcsék felületéhez tapadva, másik része pedig a pórustérben helyezkedik el. A víz adszorpcióját, a szemcsék hidratációját, alapvetően a vízmolekulák dipólusosjellege és a finomabb talajrészecskék elektromos töltése idézi elő. A kölcsönhatásban döntő szerepet játszik a felület dipólus molekulákat orientáló hatása, valamint a felületi oxigénatomok és a vízmolekulák közötti H-hidak kialakulása. Az adszorpciós erők hatása azonban a felülettől távolodva rohamosan csökken, ezért az adszorbeált (adhéziós) nedvesség csak igen vékony filmet képez, amely egy erősen kötött és egy gyengén kötött vízhártyából áll (8.10. a, ábra). A pórustérbe jutott vizet csak a megfelelően szűk (meghatározott keresztmetszetű) kapilláris pórusok tudják visszatartani, az ennél nagyobb méretűek a gravitáció hatására viszonylag gyorsan kiürülnek. A kapillárisok vízvisszatartó és vízemelő képessége általánosan az adhéziós (adszorpciós) erők és a vízmolekulák közötti vonzóerő (a kohézió) összetett hatásaként értelmezhető. Az adhézió biztosítja azt, hogy a vízmolekulák a kapillárisok falához tapadjanak, a kohézió pedig a víz/levegő határfelületen kialakuló felületi feszültséget idézi elő. A víz/ talaj/levegő rendszerekben az adhézió nagyobb, mint a kohézió, ezért a kapilláris meniszkusz homorú (8.10. ábra, b). A víz kapilláris emelkedését elsősorban létrehozó erő tehát az adhézió. A víz emelkedése, a kapillárist tápláló folyadékfelszínhez képest, addig tart, amíg a vízoszlop súlya egyenlő nem lesz a kohézió által limitált emelő/húzó erővel ábra - A vízmolekulákra ható erők a szemcsék felületén (a) és a kapillárisokban (b) 129
148 A talaj fizikai tulajdonságai A kapilláris cső szívóereje (a víz bizonyos magasságra történő felemeléséhez, illetve a kapillárisokból való eltávolításához szükséges munka) annál nagyobb, minél kisebb a kapilláris keresztmetszete. Jól nedvesedő üvegkapillárisoknál a víz emelkedési magassága (h) 20 C-on, a Jurin (Zsüren-) képlettel számítható: ahol: (8.10a. egyenlet) h = a vízoszlop magassága a csőben, cm; d = a kapilláris átmérője, cm; r = a kapilláris sugara, cm. Talajoknál a pórusméret általában μm-ben van kifejezve, ezért az egyenletet az alábbi formában célszerű használni: (8.10b. egyenlet) (d és r az átmérő, ill. a sugár μm-ben megadva). A 8.10.b összefüggéssel számolva, egy 10 μm átmérőjű kapilláris 300 cm-re, egy 30 μm átmérőjű pedig 100 cm magasra képes felemelni a vizet. Talajokra a képlet csak bizonyos megszorításokkal alkalmazható, mert a talaj sokféle alakú és egyenetlen átmérőjű pórusrendszere bizonyos mértékig másként viselkedik, mint az egyenletes keresztmetszetű sima falú kapilláris cső vagy csőrendszer. Ez részben azzal magyarázható, hogy: az agyagos talajok duzzadásakor a kisebb kapillárisok annyira összeszűkülnek, hogy bennük a mozgás erősen korlátozott vagy lehetetlenné válik, másrészt a talajban a víz többirányú elágazásokon és keresztjáratokon halad át (sok helyen megkerülve a kisebb szívóerejű pórusokat), így egyes kapillárisok alulról és felülről egyidejűleg kerülnek érintkezésbe a vízzel, s bennük levegőzárványok alakulnak ki (bezárt levegő). A bezárt levegő pedig gátolja a további vízmozgást (8.11. ábra). Ezért a számítottnál sokszor jóval kisebb a vízemelés magassága ábra - A bezárt levegő kialakulása a kapillárishálózatokban 130
149 A talaj fizikai tulajdonságai 4.3. A talajnedvesség energiaállapota A nedvesség mozgékonysága, mozgása és növények általi hasznosítása eredendően a víz energiaállapotával kapcsolatos jelenségek. A talajnedvesség energiaállapotát potenciális energiája határozza meg, mivel a kinetikus energia (a víz lassú mozgása miatt) nem számottevő. A potenciális energia mértéke az a munkamennyiség, ami egy testnek a tér egy pontjából, a megállapodás szerinti referenciapontba (alaphelyzetbe) jutásakor felszabadul, illetve amit a referenciapontból egy adott pontba viteléhez kell végezni izoterm körülmények között. Fizikai értelemben munkavégzés (W) és ezzel megegyező potenciális energiaváltozás (ΔE pot) csak akkor történik, ha egy m tömegű test F erő hatására, valamilyen h távolságra elmozdul, azaz W = ΔE pot = F h = m g h, ahol: F egyenlő a test súlyával (m g-vel), g a gravitációs gyorsulás. A hatóerő nagyságát, irányát a referenciaszinthez (referencia állapothoz) viszonyított energiaváltozás mértéke és előjele mutatja. Az anyag egységnyi tömegére, súlyára vagy egységnyi térfogatára vonatkoztatott fajlagos energiát potenciálnak nevezzük. Ennek megfelelően a talajnedvesség potenciálja: a talaj folyadék fázisának a talajvíz szintjéhez vagy más önkényesen választható referenciaponthoz viszonyítva kifejezett fajlagos energiája. 1. Az egységnyi tömegű vízre számított nedvességpotenciál: Mértékegysége: J/kg. (8.11. egyenlet) 2. Térfogategységre megadva( a V = m/ρ w összefüggés felhasználásával): ahol: (8.12. egyenlet) ρ w = a víz sűrűsége. A Ψ mértékegysége: J/m3 = N/m2 = Pa, tehát nyomás dimenziójú értéket ad. (1 bar = 100 kpa; 1 atm = 101 kpa). 3. Az egységnyi súlyú vízre vonatkoztatott nedvességpotenciál (h) pedig hosszúság dimenziójú: Mértékegysége: méter vagy cm. (8.13. egyenlet) 131
150 A talaj fizikai tulajdonságai A talajfizikai szakirodalomban többnyire a térfogategységre és a súlyegységre vonatkozó potenciálértékeket használják. A mértékegységek átszámítása egyszerűen megoldható, mivel: 100 J/kg = 1 bar = 0,987 atm = 100 kpa = 1020 vízoszlop-cm A talajnedvesség összes potenciálja és a részpotenciálok Talajoknál általában a következő nedvességpotenciál-fajtákkal kell számolni: a nehézségi erő miatt fellépő gravitációs potenciál (Ψ g) a szilárd fázis (a talaj mátrixa) felületén és kapilláris rendszerében működő erők összetett hatását kifejező mátrixpotenciál (Ψ m) a víz hidrosztatikai nyomásából adódó nyomáspotenciál (Ψ p) és az oldott anyagok hatására kialakuló ozmózispotenciál (Ψ o). Vízzel telített talajban (amikor valamennyi pórus vízzel van töltve) a víz hidrosztatikai nyomása nagyobb, mint a légköri nyomás, tehát a Ψ p nyomáspotenciál pozitív előjelű. Telítetlen (vizet és levegőt tartalmazó), háromfázisú talajban viszont a vizet kötő mátrixerők olyan mértékben csökkentik a nedvesség potenciális energiáját, hogy a hidrosztatikai nyomás kisebb a légköri nyomásnál, azaz a Ψ p negatív előjelű. A negatívnyomáspotenciált nevezzük mátrixpotenciálnak (Ψ m). Értéke negatív előjelű szám. A talajnedvesség egységnyi térfogatára számított összes potenciált (Ψ t) a részpotenciálok összege adja, azaz [Ψ t = Ψ g + Ψ p (vagy Ψ m) + Ψ o,#8.14.a] ami egységnyi súlyú vízre vonatkoztatva: [h t = h g + h p (vagy h m) + h o.#8.14.b] A talaj és a víz közötti kapcsolat értékelésekor a Ψ o ozmózispotenciál figyelmen kívül hagyható, mivel a talaj szilárd fázisában nincs szemipermeábilis hártyaként viselkedő felület, és az oldatban a koncentrációkiegyenlítődés viszonylag gyors. Így a nedvesség összpotenciálja: ahol: a Ψ H = az ún. hidraulikus potenciál = Ψ g + Ψ m (vagy Ψ p). A nedvességállapot és a nedvességáramlás leírásánál az összes potenciál helyett legtöbbször a hidraulikus potenciál szerepel Nedvességpotenciál-diagramok a) Potenciáleloszlás sztatikus egyensúly esetén. Egy vízbe merülő talajoszlop a kapilláris vízemelés miatt fokozatosan átnedvesedik. Ha az oszlop oldala zárt és teteje fedett, a talajból nem kerülhet víz a légtérbe. Ekkor bizonyos idő elteltével a vízmozgás megáll, a talajnedvesség és a nyílt vízfelszín sztatikus egyensúlyba kerül, mivel a nedvességre ható erők kölcsönösen kiegyenlítik egymást (8.12. a ábra). Egyensúlyi állapotban, a mátrixerők hatása az oszlop minden pontjában megegyezik a lefelé lineárisan csökkenő gravitációs erő hatásával, így az összes potenciál, illetve a hidraulikus potenciál (Ψ H =h t) értéke mindenütt zérus (8.12. a ábra, folyamatos vonalak). Pl. Ha az oszlop tetején a vízoszlop-centiméterekben megadott h m = Ψ m = 70 cm, s a h g = Ψ g = + 70 cm, a Ψ H = H = h m + h g = = 0 stb. A referenciaszintnél az összpotenciál mindig nulla. A gravitációs potenciál viszont megállapodás szerint a referenciaszint felett pozitív, alatta negatív előjelű (a referenciaszinten pedig zérus). 132
151 A talaj fizikai tulajdonságai ábra - A hidraulikus potenciál, a mátrixpotenciál, a gravitációs potenciál és a víztartalom közötti összefüggés egy vízbe merülő talajoszlopban b) A csökkenő nedvességtartalmú talajoszlop potenciáldiagramja. Ha az oszlop teteje nem zárt, a felső részén csökken (az egyensúlyi állapothoz viszonyítva kisebb lesz) a nedvességtartalom. A talajban maradt nedvesség azonban erősebben van kötve a szilárd fázishoz, ezért potenciális energiája és a h m (Ψ m) mátrixpotenciál értéke kisebb lesz, mint a sztatikus egyensúlynál. Ezáltal mivel a h g gravitációs potenciál értéke nem változik a H hidraulikus potenciál csökken (a tárgyalt rendszerben negatív előjelűvé válik), és az oszlop különböző pontjaiban nem lesz egyforma (8.12. ábra b, szaggatottan rajzolt 2 jelű görbe). Következésképpen a víz a nagyobb hidraulikus potenciálú (összpotenciálú) térből az alacsonyabb potenciálú helyek felé, jelen esetben alulról felfelé fog áramlani. Ha a száradó talajba felülről víz kerül, a mátrixpotenciál és a hidraulikus potenciál növekedése az előző esettel ellentétes irányú, lefelé irányuló vízmozgást idéz elő Nedvességfeszültség (tenzió), szívóerő, pf-érték A mátrixpotenciál értékét kifejező negatív számok használatát el lehet kerülni, a szívóerő (soil suction, moisture suction) és/vagy a nedvességfeszültség (moisture tension) fogalmának bevezetésével. A szívóerő a talajnedvességet kötő mátrixerők, a tenzió (= feszültség) pedig a megkötött víz molekuláit összetartó erők nagyságát fejezi ki. Adott nedvességtartalmak és nedvességállapotok esetén mindkettő számértéke ugyanaz, mint a mátrixpotenciálé, de ellenkező előjellel. Pl. Ha a Ψ m = 1 bar és h m = 1020 vízoszlop-cm, akkor a szívóerő és a nedvességtenzió értéke: + 1 bar = vízoszlop-cm stb. A nedvességtartalom csökkenésekor mindig az erősebben kötött víz marad vissza a talajban, ezért a potenciális energia, s a Ψ m (és h m) értéke kisebb lesz. A víz eltávolításához viszont ennek megfelelően nagyobb szívóerő szükséges, azaz a szívóerő és a tenzió számértéke növekszik. A nyomásekvivalensben kifejezett szívóerő vagy tenzió 0 atm-tól (a vízzel maximálisan telitett talajállapottól), a száraz talajra jellemző 10 ezer atm-ig (~ 10 ezer bar-ig) változhat, ami hosszúságdimenzióra számítva vízoszlop cm közötti értéket jelent. Az utóbbi mértékegységet választva tehát különösen az erősebben kötött nedvességformák esetén igen nagy számokkal kell dolgozni. Ennek elkerülése céljából, a kötőerők mértékeként Schofield javaslatára a vízoszlop-cm-ben kifejezett szívóerő 10-es alapú logaritmusát, az ún. pf-értéket használjuk (log h = pf). Így 100 (= 102) vízoszlopcm-nek pf = 2; 1000 (= 103) vízoszlop-cm-nek pf = 3 felel meg, és így tovább. A zérus tenziót/szívóerőt a logaritmus függvényben nem lehet értelmezni, ezért úgy tekintjük, hogy a pf = 0 értéknek 1 vízoszlop-cm felel meg (log 1 = 0). Szárított talaj esetében pedig a pf = 7. Fentiekből következően: h = 10pF. 133
152 A talaj fizikai tulajdonságai A Jurin-törvény (8.10. egyenlet) alapján lehetséges a pf és a pórusméret közötti kapcsolat kvantitatív leírása is. Az egyenlet logaritmusos formája: melyben a d a pórusátmérő μm-ben. (8.15. egyenlet) 4.4. A talaj vízkapacitása, nedvességformák A vízkapacitás azt a vízmennyiséget jelenti, amit a talaj különböző körülmények között visszatartani és/vagy befogadni képes. Értéke kifejezhető tömeg-%-ban, térfogat-%-ban, mm-ben és m3/ha-ban. A vizsgálati körülmények szerint, szabadföldi, maximális és ún. minimális vízkapacitást különböztetünk meg. (A maximális és a minimális vízkapacitás meghatározása laboratóriumban történik). A talaj által visszatartott víz a kötőerők fajtájától, nagyságától, érvényesülésétől függően különböző mozgékonyságú nedvességformákból áll. A nedvességformák aránya szoros kapcsolatban van a talaj szemcseösszetételével, szervesanyag-tartalmával és a pórusméret-megoszlással Vízkapacitási értékek a) Szabadföldi vízkapacitás (VK sz ). Az a vízmennyiség, amit a talaj beázás után, a gravitációval szemben, természetes környezetben vissza tud tartani. Értéke elsősorban a talaj szemcseösszetételétől, szerkezetétől, rétegezettségétől, duzzadóképességétől és a talajvízszint elhelyezkedésétől függ. Ha helyszíni adatok nem állnak rendelkezésre, egyezményesen a 0,33 bar ( 0,33 atm = 33 kpa = 330 vízoszlop-cm = 2,5pF) szívóerővel szemben visszatartott nedvességtartalommal vesszük egyenlőnek. Ebben az állapotban a 10 μm-nél nagyobb átmérőjű pórusok már levegőt tartalmaznak. b) Maximális vízkapacitás (VK max).a talaj pórusterét teljesen kitöltő víz mennyisége. A maximális vízkapacitásig telített talaj tehát kétfázisú (csak szilárd és folyékony fázist tartalmazó) rendszer. Ilyen állapot elsősorban a talajvíz szintje alatti rétegekben és időszakos vízborítás alatt lévő belvizes területek feltalajában fordul elő. A VK max meghatározását eredeti (bolygatatlan) szerkezetű mintákon végezzük. c) Minimális vízkapacitás (VK min).a talaj vízvisszatartó képessége laboratóriumi körülmények között, a gravitáció érvényesülése esetén. Meghatározása úgy történik, hogy a VK max-ig telített eredeti szerkezetű talajmintát felül szűrőpapírral letakarva száraz, durva homokon állni hagyjuk súlyállandóságig. Olyan területek talajainál, ahol a talajvíz mélyen van, a felső rétegek szabadföldi vízkapacitása gyakorlatilag megegyezik a minimális vízkapacitással. Ha viszont a talajvíz szintje közel van a felszínhez, a VK sz > VK min. A maximális és a szabadföldi (vagy a minimális) vízkapacitás különbsége a leszivárogni képes gravitációs víz mennyiségét (GV), illetve a gravitációs pórusok össztérfogatát mutatja: VK max VK sz = GV A nedvességformák talajfizikai értelmezése A kötőerők nagysága és a víz mozgékonysága szerint, talajfizikai nézőpontból, a következő nedvességformákat lehet megkülönböztetni. I. Kötött víz Szorosabb értelemben csak a talajrészecskék (elsősorban a kolliodok) felületi erői által megkötött vízfilmet nevezzük kötött víznek, tágabb értelmezésben azonban ide kell sorolni a kémiailag kötött (szerkezeti) vizet is. 1. Szerkezeti (kémiailag kötött) víz. A talajásványok alkotórésze, 105 C-os szárítás után sem távozik el a talajból. 134
153 A talaj fizikai tulajdonságai 2. Fizikai erőkkel kötött (adszorbeált) víz. A kolloidok felületén és a talajpórusok falán működő erők a felület nagyságától, a részecskék szerkezetétől és az adott rendszer nedvességtartalmától függően kb vízmolekula vastagságú réteget tudnak adszorbeálni. Mivel a kötőerők hatása a felülettől távolodva fokozatosan csökken (lásd 8.10 ábra), az adszorbeált víz is két részre osztható. a. Erősen kötött víz. A szilárd felülethez tapadó (1 100, átlagosan 40 vízmolekulányi nagyságú) belső vízburok. Több mint 1200 bar (> 6,1 pf) nyomásnak megfelelő erővel tapad a talajhoz. Az erősen kötött víz sűrűsége jóval nagyobb, mint a szabad vízé (1,5 1,8 körüli), cseppfolyós állapotban nem, csak halmazállapotváltozással gőzzé alakulva tud mozogni. A sókat és a tápanyagokat nem oldja, nem szállítja. b. Lazán kötött víz. Az adszorbeált vízhártya külső része. Vastagsága az 1000 vízmolekula-átmérőt is elérheti. A talajszemcsék körül és az aggregátumok szűk (< 0,2 μm átmérőjű) hézagaiban található. A nedvesebb helyről a szárazabbak felé elmozdulhat, így a különböző vastagságú vízhártyák nedvességtartalma fokozatosan kiegyenlítődik (8.13.a ábra). A mozgás sebessége azonban rendkívül kicsi. A lazán kötött víz már képes oldani és magával vinni a sókat. A kötőerő nagyobb, mint 15 bar; 4,2 6,1 pf közötti ábra - A vízhártyák kiegyenlítődése (a) és a támaszkodó kapilláris víz mennyiségének változása a talajvíz szintjétől távolodva (b); h = homoktalaj, v = vályogtalaj; a = agyagtalaj Az erősen és lazán kötött vizet a növények nem tudják hasznosítani (holtvíz). II. Kapilláris víz A 0,2 10 μm átmérőjű kapillárisokban lévő és a talajrészecskék érintkezési pontjainál visszatartott, ún. pórusszögletvíz tartozik ide. A kötőerő 0,3 15 bar (2,5 4,2 pf) közötti. Ez a nedvességforma jelenti a tartósan tárolt diszponibilis vizet. A kapilláris nedvességben jelentős mennyiségű növényi tápanyag és egyéb vegyület oldódik. Ezeket a talajban mozgó víz a kisebb nedvességtartalmú (nagyobb szívóerejű) terek felé magával viszi. A kapillárisok feltöltődése a lefelé szivárgó vízből és/vagy a talajvízből (alulról) történhet. Az előbbit függő, az utóbbit pedig támaszkodó kapilláris nedvességnek hívjuk. 1. Támaszkodó kapilláris víz. A talajvízből táplálkozó kapillárisok által felszívott nedvesség. Felszínhez közeli talajvíz esetén az anyagforgalom döntő tényezője. A párolgás és párologtatás miatt csökkenő kapilláris nedvesség a talajvízből folyamatosan pótlódik, miközben kialakítja a talaj jellemző sóprofilját. Elméletileg a zömmel szűk kapillárisokat tartalmazó agyagtalajok, a valóságban azonban a jó szerkezetű löszös vályogtalajok vízemelő képessége a legnagyobb. Agyagtalajoknál ugyanis a duzzadás miatt a legnagyobb szívóerejű vékony kapillárisokban egy idő után megáll a vízmozgás. A kapillárisan felemelt víz mennyisége a talaj szemcseösszetételétől függ, a talajvízszint feletti távolsággal pedig minden esetben csökken (8.13.b ábra). 135
154 A talaj fizikai tulajdonságai 2. Függő kapilláris víz. Jellemzője, hogy a kapillárisok a beszivárgó csapadékvízből vagy öntözővizekből (felülről lefelé) töltődnek fel, és a kialakult kapilláris zóna nincs kapcsolatban a talajvízzel. Ha az alsó talajrétegek oldható sótartalma jelentős, a párolgás miatt felfelé áramló függő kapilláris víz, a felső talajrétegben sófelhalmozódást okozhat. A függő kapilláris víz áramlása általában sokkal lassabb, mint a támaszkodó kapilláris vízé. A talajfelszín kiszáradása, a párolgási veszteség annál kisebb, minél szerkezetesebb és minél jobban árnyékolt a talaj. 3. Elkülönült (izolált) kapilláris víz. Ha a száradó talaj nedvességtartalma egy meghatározott értékre csökken, a kapilláris hézagokat kitöltő víz folytonossága megszűnik. Ezért a nedvesség és az oldott anyagok áramlása megáll. Ez a nedvességforma a pórusszögletvízből és izolált kapillárisokban rekedt nedvességből áll. A növényzet számára a kapilláris nedvesség más formáihoz hasonlóan hasznosítható ugyan, kis mennyisége miatt azonban viszonylag gyorsan elfogy. III. Szabad víz Szabad víz csak a kapilláris pórusok telítődése után jelenik meg a talajban. Egyáltalán nem, vagy csak igen gyengén kötődik a szilárd fázishoz. A szabad víznek is több formája van Kapilláris gravitációs víz. A μm átmérőjű durvább pórusokban a kapilláris szívóerő értéke kisebb, mint a gravitációs erő, így ezekben a víz lassan lefelé áramlik. Ez a nedvességforma tehát átmenetet jelent a kapilláris és a gravitációs víz között. A kapilláris gravitációs vízre a talaj csupán 0,3 0,05 bar (2,5 1,7 pf) erővel hat Gravitációs víz. Az 50 μm-nél nagyobb pórusokban (ahol a vonzóerő < 0,05 bar) a víz gyorsan szivárog lefelé. A gravitációs víz vagy eléri a talajvizet és növeli annak mennyiségét, vagy a szárazabb altalaj visszatartja (kapilláris és kötött víz formájában). 3. A kapilláris gravitációs és a gravitációs víz nagy mennyiségű sót tud feloldani/szállítani. Mozgásuk az oldott anyagok és a diszpergált kolloidok lemosódását vonja maga után Talajvíz. A talajvíz az altalaj legfelső, vizet záró rétege fölött kialakult összefüggő víztükör. A talajvíz szintje alatti víztároló rétegekben valamennyi pórus vízzel telített, szabad víz azonban itt is csak a kapilláris gravitációs és a gravitációs pórusokban található. A talajvíz szintjének felszíntől való távolsága évszakonként változik. A vízszint szezonális ingadozása a talajtulajdonságoktól és az időjárástól függően az Alföldön 1 4 m-re tehető. Emelkedését a csapadék, a folyók áradása és a rendszeres túlöntözés idézheti elő. Oldalirányú mozgása szerint a talajvíz lehet mozgó vagy pangó. A mozgó talajvíz a talajból kimosott sók eltávolítását, a pangó víz pedig a sófelhalmozódást segíti elő. A felszínhez közeli sós-szikes talajvíz alapvető szerepet játszik a talajok szikesedésében. 5. Vízgőz. A Hy értékénél nedvesebb talaj levegője (a hőmérséklettől függően különböző mennyiségű) vízgőzzel telített. A vízgőz a magasabb hőmérsékletű helyekről a hidegebbek felé mozogva kicsapódhat, növelve az adott réteg nedvességtartalmát. (Ez különösen jelentős a homoktalajok éjjelente lehűlt felső rétegének vízgazdálkodásában) Holtvíztartalom, hasznosítható víz A talaj víz növény kapcsolatrendszerben növényélettani szempontból két nedvességformát, a holtvizet és a hasznosítható vizet kell megemlíteni. a) A holtvíz (HV) a talajnedvességnek a növényzet által nem hasznosítható, a gyökerek szívóerejénél erősebben kötött része. Ha a száradó talaj már csak holtvizet tartalmaz, a növényeken a tartós hervadás jelei mutatkoznak. A holtvíz mennyisége függ a talaj tulajdonságaitól (elsősorban a kolloidtartalomtól és a kolloidok minőségétől), valamint a növény fiziológiai adottságaitól (növényfaj, fajta) és korától, fejlettségétől. Ezért a holtvíznek tekintett talajnedvesség mindig csak egy közelítő érték. A holtvíztartalom megállapítása történhet: tenyészedényben nevelt jelzőnövényekkel (hervadási kísérlettel), 136
155 A talaj fizikai tulajdonságai megfelelő túlnyomás alkalmazásával vagy számítással. Tenyészedényes hervadási kísérlet. Ha a tesztnövények elérnek egy meghatározott fejlettségi állapotot, megszüntetjük a vízutánpótlást. Így a növények fokozatosan felhasználják a talaj hasznosítható vízkészletét. Amikor bekövetkezik a tartós hervadás, meghatározzuk a talaj nedvességtartalmát. A holtvíztartalom beállítása túlnyomásos készülékkel. A különböző gazdasági növények gyökérzete a víz felvételéhez maximum (átlagosan 15) bar szívóerőt tud kifejteni. Ezért egyezményesen a 15 bar (15 atm = vízoszlop cm = 4,2 pf) szívóerőnél/tenziónál nagyobb erővel kötött nedvességet tekintjük holtvíznek. A 15 bar hatóerőt túlnyomásos berendezéssel (vagy nagy fordulatszámú centrifugával) lehet előállítani. A HV becslése számítással. A holtvíztartalom becsülhető az egyszerűen meghatározható Kuron-féle higroszkópossági értékből (hy) is. Kreybig szerint: HV s% = 4 hy, illetve ahol: (8.16a. egyenlet) ρ = a talaj térfogattömege. b) Hasznosítható (diszponibilis) víz. A diszponibilis víz (DV) a talajnedvességnek a növények számára hozzáférhető (15 barnál kisebb tenziójú) része. Mennyisége, a vízkapacitás (vagy az aktuális nedvességtartalom) és a HV ismeretében, számítással becsülhető: és ahol: (8.16b. egyenlet) (8.16c. egyenlet) DVK = a szabadföldi vízkapacitásig telített talaj hasznosítható víztartalma; DV akt = a DV a talaj adott nedvességtartalma esetén; θ = az aktuális nedvességtartalom. A DV is megadható különböző mértékegységekben (tömeg%, térfogat%, mm/x cm, m3/ha). A homok-, vályog- és agyagtalajok átlagos VK, HV, DV értékeit összehasonlítva látható, hogy a vízkapacitás az agyagtalajoknál, a diszponibilis víz mennyisége viszont a vályogtalajoknál a legnagyobb (8.7. táblázat) táblázat - A VK sz, a DV és a HV átlagértéke a különböző szemcseösszetételű talajokban (tájékoztató adatok) Textúraosztály VK sz DV HV DV HV térfogat % VK %-ában homok vályog agyag Az előzőek alapján nyilvánvaló a nedvességformák talajfizikai és növényélettani felosztása közötti összefüggés. A kötött víz a holtvíznek felel meg, a mozgékony kapilláris nedvesség pedig a tartósan tárolt diszponibilis vízzel egyenlő. 137
156 A talaj fizikai tulajdonságai Vízvisszatartási- (pf-) görbék A pf-görbék a talaj egyensúlyi nedvességtartalmát mutatják a megfelelő pf-érték függvényében. A görbe egyes pontjait reprezentáló pf-értékeket a nedvességformákra jellemző pórusméretek figyelembevételével választjuk meg. A három legfontosabb szemcseosztályba tartozó (homok-, vályog- és agyag-) talajok jellemző pf-görbéjét, valamint a nedvességformák és a pórusméret közötti kapcsolatot az ábra mutatja. Ebből jól látszik, hogy azonos tenzió (pf) esetén különbözik az egyes talajok nedvességtartalma, megállapítható továbbá a HV, valamint a diszponibilis víz mennyiségének (száradás közbeni) változása, a talaj összporozitása és a pórusméretmegoszlás ábra - A homok-, vályog- és agyagtalajokra jellemző pf-görbék A teljes pf-görbe mértékadó pontjait nem lehet egyazon módszerrel, ill. eszközzel meghatározni. Más módszert és eszközöket kell alkalmazni a pf > 3 (=103 vízoszlop cm = 1 bar) tartományban, s másokat az ennél kisebb kötőerők esetén. A pf < 3-nak (0; 1,8; 2,5 pf-nek) megfelelő egyensúlyi nedvességtartalmak laboratóriumi meghatározásához olyan zárt berendezésre van szükség, amelyikben konstans szívóerő vagy nyomás biztosítható. A készülékben a nedves talajminták megfelelő szerkezetű porózus lapra kerülnek. A pf = 0 2 közötti intervallumban erre a célra műanyagszitával lefedett homoklapokat, a pf = 2 3 közötti értékek mérésekor pedig finom homok és kaolin keverékéből készült rétegeket alkalmaznak. A kívánt szívóerőt meghatározott magasságú vízoszloppal vagy vákuumszivattyúval lehet előállítani. Az egyensúly beállta (2 12 nap) után meghatározzuk a talaj nedvességtartalmát. Nálunk Várallyay szerkesztett sorozatmérésekre alkalmas berendezéseket. A pf = 3 4,2 (az 1 15 bar) tenziótartományban már erős falú, zárt acélkamrát és olyan cellofán membránt kell használni, amelyik nem engedi át a levegőt, a talajból kivont víz azonban átjuthat rajta. A hatóerőt minden esetben túlnyomással hozzuk létre. A legerősebben kötött nedvességtartalmat (pf > 4,2) minden esetben a talajminta ismert gőztenziójú térbe helyezésével állítjuk be. A talaj nedvessége ekkor a környezet páratartalmával egy idő múlva egyensúlyba kerül. A levegő vízgőztelítettsége (p%) és a pf között, Schofieldszerint, a következő összefüggés áll fenn: pf = 6,5 + log(2 logp%); 20 C-on. Az ehhez tartozó talajnedvesség szárítószekrényes módszerrel mérhető. A képlettel számítva, a 95,6% relatív páratartalmú térrel egyensúlyba hozott (Hy-nal jelölt) talajnedvességet pf = 4,7; a 35,2%-os telítettségű levegő esetén kapott nedvességet (hy) pedig pf = 6,1 kötőerő jellemzi. 138
157 A talaj fizikai tulajdonságai Megjegyzendő, hogy a pf-görbe néhány jellemző pontját (a 0; 2,5; 4,2 pf-nek megfelelő értéket) a VK max és a VK min meghatározására hagyományosan használt mintavevő hengeres módszerrel, valamint a HV közelítő számításával is becsülni lehet. Fontos, hogy a pf-görbe pontjainak egymás utáni megállapítása a kisebb pf-értékektől a nagyobbak felé haladva (a nedves talaj fokozatos víztelenítésével) történjék, ne pedig fordítva. A nedves talaj kiszárításakor, ill. a száraz talaj fokozatos nedvesítésekor ugyanis egy-egy pf-hez más nedvességtartalom tartozik. Egy vályogtalajnál pl. 4,2 pf-nél, a vízelvonáskor mintegy 12,5%-os, nedvesítés esetén pedig 7%-os víztartalom adódott. Ezt a jelenséget nedvesedési hiszterézisnek nevezzük (8.15. ábra) ábra - A nedvesedési hiszterézis megnyilvánulása egy vályogtalajnál 4.5. A talaj konzisztenciája Egy anyag konzisztenciája (összetartása, szilárdsága) a kohéziós és az adhéziós erők nagyságától függ. A talaj szilárdsága szoros kapcsolatban van a nedvességtartalommal, ezért az adott állapothoz tartozó víztartalmat mindig figyelembe kell venni. Eredeti szerkezetű minták esetén a szilárdság számszerű kifejezésére az egyirányú nyomással szembeni ellenállást (az ún. nyomószilárdságot) használjuk, a bolygatott, gyúrt minták konzisztenciáját pedig az adott állapot eléréséhez szükséges vízmennyiséggel jellemezzük. A talajtanhoz kapcsolódó vizsgálatoknál az utóbbi megoldás terjedt el. Egy talajmintához sok vizet adva, s azzal jól elkeverve, folyékony pépet kapunk, mivel a szemcséket összetartó erők nem vagy csak kismértékben érvényesülhetnek. Ha a pépet fokozatosan szárítjuk, egy idő után képlékeny (alaktartó) lesz, majd a nedvességtartalom további csökkenésekor a talaj elveszti a képlékenységét, s eléri a szilárd állapotot. A talajok konzisztenciaállapota szilárd, félszilárd, képlékeny és folyós lehet. A konzisztenciaállapotok közötti átmenetre jellemző nedvességértékeket konzisztenciahatároknak nevezzük. A leggyakrabban használt konzisztenciahatárok: a folyási határ (F h), a képlékenységi (sodrási vagy plasztikussági) határ (P h) és a zsugorodási határ (Zs h). A nedvességtartalom mind a három esetben tömeg%-egységekben van kifejezve Konzisztenciahatárok 139
158 A talaj fizikai tulajdonságai a) Folyási határ (F h). A 100 g talaj folyós állapotának eléréséhez szükséges vízmennyiség. Megállapításához speciális készülékeket használnak. A Casagrande-féle módszernél egy szabványos méretű, gömbszelet alakú rézcsészébe vitt pasztában barázdát alakítanak ki, majd a csészét egy excentrikus tengely forgatásával annyiszor ejtegetik le 1 cm magasságból, amíg a barázda 12 mm hosszúságban összefolyik. A vizsgálatot legalább három különböző víztartalomnál kell elvégezni. Az összefolyáshoz szükséges ejtésszám/víztartalom összefüggést ábrázolva, leolvasható a 25 ejtésszámhoz tartozó (a folyási határt jellemző) víztartalom. A Vasziljev-módszerrel egy szabványos méretű és tömegű acélkúp behatolási mélysége alapján állapítható meg a kívánt konzisztenciaállapot. A folyási határnak megfelelő nedvességtartalomnál a kúp éppen 10 mm mélyen süllyed a pasztába. A folyási határ értéke közel áll az Arany-féle kötöttségi számhoz, de annál valamivel nagyobb. b) Plasztikussági (sodrási) határ (P h). A képlékenység alsó határa. Ebben az állapotban, a talajból sodrással készített vékony pálcika (sodrat) már töredezni kezd. A plasztikussági határt is a minta nedvességtartalmának mérésével kapjuk meg. c) Zsugorodási határ (Zs h). A duzzadó talajok térfogata egy ideig lineárisan csökken a víztartalom csökkenésével. Amikor a nedvességtartalom egy küszöbértéket elér, a száradás már nem okoz további zsugorodást. A zsugorodási határt tehát a talajnak az a víztartalma mutatja, amelyet elérve, szárításkor nem következik be térfogatváltozás. A Zs h viszonylag pontosan megállapítható úgy, hogy a száradó talaj térfogatát és nedvességtartalmát több ízben meghatározzuk, majd a minta %-os térfogatváltozását a megfelelő víztartalom függvényében ábrázoljuk. A pontok, jó közelítéssel egy egyenes mentén fekszenek mindaddig, amíg a zsugorodást a kapilláris víz elpárolgása idézi elő. A Zs h-t az egyenesnek a nedvességtengelyre vetített metszete adja meg. Az időigényes mérések helyett a gyakorlatban legtöbbször az egyszerűen meghatározható plasztikussági (sodrási) határból számítjuk a zsugorodási határt, azaz Zs h = 0,65 P h. d) Tapadási határ (T h). Olyan nedvességi állapot, amelynél a fokozatosan száradó talaj már nem tapad sima fémfelülethez. Ha ennél nagyobb a talaj nedvességtartalma, nő a talajművelő eszközök vonóerő-szükséglete, és a talaj szerkezete is erősen károsodik táblázat - A kötött talajok konzisztenciája és az azzal összefüggő tömöríthetősége Konzisztenciahatárok Konzisztenciaállap ot Művelhetőség Tömöríthetősé g Talajtaposás hatása szilárd nehezen művelhető (rögös, hantos) csekély nem tömörít Zsugorodási határ (Zsh) Képlékenységi határ (Ph) Tapadási határ (Th) félig szilárd keményebb képlékeny jól művelhető korlátozottan művelhető (kenődő) növekvő maximális tömörít igen erősen tömörít, szerkezetromboló Folyási határ (Fh) lágy képlékeny nem művelhető csökkenő erősen szerkezetromboló folyós nincs 140
159 A talaj fizikai tulajdonságai A kötöttebb talajok (vályogtalajok, agyagtalajok) konzisztenciaállapota, művelhetősége és tömöríthetősége közötti összefüggéseket az 8.8. táblázat foglalja össze. A talaj művelése szempontjából a félig szilárd konzisztenciaállapot a kedvező. Ekkor a talaj nedvességtartalma a zsugorodási és a képlékenységi határ között van, nedves tapintású, de nem sodorható, ezért a különböző talajművelési eljárások (talajlazítás, tárcsázás, szántás) megfelelő minőségben, káros hatások nélkül elvégezhetők. A képlékenységi (plasztikus) határnál nagyobb nedvességtartalomnál a talaj kenődik, a művelés rombolja a talaj szerkezetét, míg a zsugorodási határnál kisebb nedvességtartalomnál a talaj túl merev, megnő a vonóerőszükséglet, a művelőeszközök nagy rögöket szakítanak ki. A szilárd konzisztenciájú talajt nem, vagy csak kismértékben lehet tömöríteni, a taposás nem okoz lényeges változást. Képlékeny állapotban viszont rendkívül nagy a tömörődés és a szerkezetrombolódás veszélye Konzisztenciaindexek a) Boekel-féle B-index. A plasztikussági (sodrási) határ és a tömeg%-ban kifejezett szabadföldi vízkapacitás hányadosa: A talaj taposás, tömörítés iránti érzékenységét kifejező viszonyszám. Minél közelebb van az értéke egyhez, annál nagyobb a talaj ellenálló képessége a tömörítő hatásokkal szemben. A legérzékenyebb talajoknál a B- index 0,5 körüli. b) Képlékenységi szám vagy plasztikussági index (P i). A folyási határ (F h) és a plasztikussági (sodrási) határ (P h) különbsége: P i = F h P h. A konzisztenciaállapotot kifejező nedvességtartalmak, különösen a folyási határ és a plasztikussági index értékei, nagymértékben függenek a talaj szemcseösszetételétől, a szemcsék anyagi minőségétől és a minta szervesanyag-tartalmától, ezért alkalmasak a talajok közötti hasonlóságok/különbségek kifejezésére (8.9. táblázat) táblázat - A talajok kozisztenciahatárai (Buzágh szerint) Konzisztencia-határ Homok Finom homok Iszap, vályog Agyag Folyási határ (F h) Plasztikus(sodrási határ) (P h) nincs Zsugorodási határ (Zs h) Plasztikussági index (P i) c) Relatív konzisztenciaindex (K i ). A talaj tényleges víztartalma, folyási határa és plasztikussági indexe közötti kapcsolatot fejezi ki (8.16. ábra.). Olyan jellemző, amelyben a folyási határnak megfelelő víztartalom (F h) és a talaj adott nedvességtartalma (θ) közötti különbséget a plasztikussági indexhez (az F h és a P h különbségéhez) viszonyítjuk: (8.17. egyenlet) ábra - A relatív konzisztenciaindex (Kh) értéke, valamint a talaj víztartalma és konzisztenciaállapota közötti összefüggés 141
160 A talaj fizikai tulajdonságai A relatív konzisztenciaindex, a víztartalom és a konzisztenciaállapot közötti összefüggés az ábrán látható. Ha K i = 1, a víztartalom a sodrási (plasztikussági) határnak felel meg. Ha K i = 0,5, a víztartalom a P h és F h között van: a talaj már puha. A folyási határnál K i = 0, a száraz és félszáraz talajnál pedig (amikor θ < P h) a K i > Vízmozgás a talajban Vízmozgás akkor jön létre, ha a talaj különböző pontjaiban eltérő a víz potenciális energiája. Az áramlás a nagyobb potenciális energiájú (kisebb tenziójú) vizet tartalmazó helyekről, a kisebb potenciális energiájú (a vizet erősebben kötő, nagyobb szívóerejű, szárazabb) tér irányába történik, s mindaddig tart, amíg az energiakülönbségek ki nem egyenlítődnek. Az áramlási sebesség és a mozgó víz mennyisége több tényezőtől függ. Ezek közül a legfontosabbak: a talajba jutó víz és/vagy a talajban lévő mozgékony nedvesség össztérfogata, a szelvény rétegezettsége, a rétegek tulajdonságai (porozitás, pórusméret-megoszlás stb.), a tér egyes pontjaiban lévő víz potenciális energiája és a kialakult energiakülönbségek. A vízmozgásnak három alaptípusát lehet megkülönböztetni: vízmozgás vízzel telített (kétfázisú) talajban, vízmozgás telítetlen (háromfázisú) talajban, páramozgás Vízmozgás kétfázisú (vízzel telített) talajban A vízzel telített porózus rendszerekben a gravitációs erő hatására bekövetkező vízmozgás törvényét, homokoszlopokkal végzett kísérletek alapján (8.17. ábra), elsőként Darcy (1856) fogalmazta meg. Megállapította, hogy konstans sebességű, egyirányú áramlás esetén, az oszlop alján kifolyt vízmennyiség (Q) megadható, mint 142
161 A talaj fizikai tulajdonságai ábra - Vázlat a Darcy-törvény értelmezéséhez ahol: (8.18. egyenlet) Q = az átfolyt víz mennyisége, cm3; x = a homokoszlop (talajoszlop) magassága, cm; A = az oszlop keresztmetszetének területe, cm2; l = a talajoszlop fölötti vízborítás vastagsága, cm; t = az idő, sec (vagy perc); K s = az adott rendszerre jellemző arányossági tényező (hidraulikus vezetőképesség, vagy szivárgási tényező), cm/sec. A K s gyakorlati mértékegysége talajoknál: cm/nap. Meghatározása történhet laboratóriumban (természetes szerkezetű mintákkal) vagy a helyszínen. A összefüggésből következik, hogy az átfolyt víz térfogata egyenesen arányos a talaj hidraulikus vezetőképességével, az oszlop keresztmetszetével (felületével), a hidraulikus nyomáskülönbséggel (l + x), az áramlás idejével, és fordítottan arányos a talajoszlop hosszúságával. Az időegység alatt egységnyi keresztmetszeten átszivárgó vízmennyiség (az áramlási sebesség) pedig: v = Q/At, ami az alapegyenlet átrendezésével a (8.19. egyenlet) 143
162 A talaj fizikai tulajdonságai képletnek felel meg. Mivel az ábrán vázolt rendszerben referenciaszintnek az oszlop alját tekinthetjük, valamint fennáll az l + x = H 1 H 2 = ΔH, illetve az x = z 1 z 2 = Δz egyenlőség, a telített vízáramlás sebességi egyenlete az alábbi, általánosan használt formában is felírható, (8.20. egyenlet) amiből következik, hogy: (8.21. egyenlet) Jelölések: v = az áramlási sebesség, cm/sec; ΔH = a hidraulikus nyomáskülönbség, cm; ΔH/Δz = a hidraulikus gradiens (grad H), azaz a hidraulikus nyomás egységnyi távolságra eső változása, cm/cm. A képlet jobb oldalán szereplő negatív előjel pedig azt jelzi, hogy a vízmozgás lefelé irányul Vízmozgás háromfázisú (vízzel nem telített) talajban A telítetlen talaj pórusterének egy részét víz, egy részét levegő tölti ki. Azt, hogy adott nedvességtartalom és nedvességpotenciál mellett a pórustér hány százalékát foglalja el a víz (s az milyen méretű pórusokban, milyen nagyságú erők hatása alatt áll), a pf-görbékből lehet megállapítani. A telítetlen vízmozgást a nedvességtenzió-különbségek (mátrixpotenciál-különbségek) idézik elő. A víz áramlása azonban csak az adott tenziónál vizet tartalmazó és egymással összefüggő pórusokban történhet, ezért a talaj telítetlen vízvezető képessége (kapilláris vezetőképessége) mindig kisebb, mint a telített állapotban mért hidraulikus vezetőképesség. A kettő közötti különbség annál nagyobb, minél kevesebb pórus van vízzel feltöltve. Ebből következik, hogy adott talaj kapilláris vezetőképessége (k) a nedvességállapottól függően változik, ezért azt nem lehet egyetlen számértékkel kifejezni. Jellemzéséhez a k = f(θ) vagy k = f(h m) függvénykapcsolat (8.18. ábra) ismerete szükséges ábra - A k h m függvény jellemző formája különböző textúrájú talajoknál 144
163 A talaj fizikai tulajdonságai A ábrából is kitűnik, hogy a különböző nedvességállapotokhoz tartozó kapilláris vezetőképesség (a k h m függvény alakja) a pórusméret-eloszlástól függ. Homoktalajoknál a pórusok túlnyomó része nagyméretű, a finom pórusok mennyisége elenyésző. Ezért telített állapotban nagy a hidraulikus vezetőképességük, a nedvességtartalom csökkenésével (a h m növekedésével) azonban a k hirtelen és erősen csökken. Az agyagtalajok pórustere viszont gyenge vízvezető képességű, a vizet erősen tartó, szűk kapillárisokból áll. Ezért a vízzel telített talaj hidraulikus vezetőképessége viszonylag kicsi, azonban a szívóerő (h m) növekedésével kevésbé csökken, 145
164 A talaj fizikai tulajdonságai mint a homoktalajoké, és még a nagy szívóerő-tartományokban is jelentős mértékű. A vályogtalajok pórusméreteloszlása és a nedvességállapottól függő hidraulikus vezetőképessége a legkedvezőbb. A k(h) és a h m közötti összefüggés Gardner szerint, ahol: a, n és b kísérletileg meghatározható állandók. A konstans sebességű kapilláris vízmozgás leírására, Buckingham (1907) a Darcy-törvényt kifejező képlet módosított formáját javasolta, ahol: (8.22. egyenlet) v = a kapilláris vízmozgás sebessége a vízzel nem telített talajban, cm/nap, k(h) = a h m nedvességpotenciáltól (szívóerőtől) függő kapilláris vezetőképesség, cm/ nap, ΔH/Δz = a hidraulikus gradiens, a mozgatóerő. Felhasználva a H = h m + z egyenlőséget, egyirányú függőleges áramlásra a (8.22.)a következő formára hozható (Buckingham-Darcy egyenlet), (8.23. egyenlet) amelyben a h m a cm-ekben kifejezett mátrixpotenciál A vízgőz mozgása a pórustérben A vízpárát vagy az áramló talajlevegő sodorja magával (passzív mozgás), vagy diffúzió révén mozog (aktív páramozgás) a magasabb hőmérsékletű nagyobb relatív páratartalmú helyekről a kisebb parciális nyomású pórusok felé. Mivel a talajlevegő áramlására csak nagyon ritkán kerül sor és az csak a felszín közelében lehetséges, a páramozgás döntően a diffúzióval megy végbe. A száraz talajfelszín éjszakai lehűlésekor a felfelé áramló vízpára egy része talajharmat alakjában kicsapódik, növelve a feltalaj víztartalmát A talajok nedvességforgalma A periodikus beázás és száradás miatt a talaj nedvességtartalma térben és időben folyamatosan változik. A térbeli különbségek mind vertikálisan (a nedvesség mélységbeli eloszlásában, azaz a nedvességprofil alakjában), mind horizontálisan (a tér különböző helyein fekvő szelvények nedvességprofiljában) megmutatkoznak. A térbeli és időbeli (nedvességdinamikai) változások kimutatására a rendszeres nedvességvizsgálatok alkalmasak A víz beszivárgása és szétoszlása a) Beszivárgás. A felszínre került víz a pórusokon és a repedéseken keresztül jut be a talajba. Először csak egy vékony réteget nedvesít át, megtöltve a kisebb, majd a nagyobb átmérőjű kapillárisokat és pórusszögleteket. Az ezen felüli víztöbblet a gravitációs pórusokban fokozatosan nyomul lefelé, és az átnedvesedett réteg egyre vastagabb lesz. Az átázott talaj a továbbiakban már csak átereszti a vizet a gravitációs pórusokon keresztül, az az alatti réteg viszont még csak nedvesedik. A vízbefogadás sebessége (v) kezdetben nagyobb (8.19. ábra, 1 jelű görbe), majd fokozatosan csökken, s végül állandósul. Az első, meredek szakasz felel meg a vízelnyelésnek, a második közel állandó lefutású szakaszban pedig a vizet már csak átereszti, vezeti a talaj. A beszivárgás két részfolyamata tehát egymáshoz kapcsolódva, egyidejűleg zajlik le. 146
165 A talaj fizikai tulajdonságai Ha az adott idő alatt összesen beszivárgott vízmennyiséget, a fokozatosan emelkedő összegzőgörbét kapunk (8.19. ábra, 2. görbe). értékeket vesszük figyelembe, egy ábra - A beszivárgási sebesség (1. görbe) és az összesen beszivárgott víz mennyiségének (2. görbe) időbeni változása A beszivárgási görbék értékelése egyszerűen megoldható a Kosztjakov-egyenlettel. E szerint az elnyelt összes vízmennyiség (I) és a beszivárgási idő közötti kapcsolatot (a 2. sz. összegezőgörbét) az egyenlet írja le, ahol: (8.24. egyenlet) I = a különböző időpontig befogadott víz, mm; t = a megfigyelési idő, k = egy arányossági tényező; m = az I időbeni változását mutató paraméter, amelynek értéke: < 1. A k és m egy-egy talaj adott állapotára jellemző konstans. Értéküket a mérési adatokból számítógéppel vagy a következő grafikus eljárással lehet megállapítani. Az egyenletet logaritmusos formában írva, az egyenes egyenletével megegyező: y = b + a x alakú összefüggéshez jutunk, azaz (8.25. egyenlet) Az I-t adatpárokat log -log papíron ábrázolva, talajonként eltérő meredekségű egyenest kapunk, melynek tengelymetszete a k, meredeksége az m értékét adja (8.20. ábra) ábra - A Kosztjakov-egyenletben szereplő k és m grafikus meghatározása 147
166 A talaj fizikai tulajdonságai A beszivárgási sebesség (v) időbeni változását pedig az (8.24.) egyenlet idő szerinti differenciálásával kapott összefüggés jellemzi: (8.26. egyenlet) melyben: k m = k, és mivel m < 1, az m 1 = p. Az m és a ( p), mint a szivárgás intenzitásának csökkenését mutató paraméterek, alkalmasak a talajok közötti különbségek kimutatására. A vízelnyelés kezdeti sebességét a talaj szerkezetén kívül, nagymértékben befolyásolja az eredeti nedvességtartalom is. (A szárazabb talaj sokkal gyorsabban nyeli el a vizet, mint a nedvesebb). A vízáteresztő képességet pedig főként a gravitációs pórusok mennyisége határozza meg. Az állandósult vízáteresztést jelentősen befolyásolja a szerkezet vízállósága is, ezért ez a szerkezet stabilitásának jellemzésére is használható. Nem homogén (rétegezett) szelvényben a talaj vízáteresztő képességét, mindig a legkevésbé áteresztő réteg szabja meg. A talaj nedvességtartalmának beszivárgás közbeni növekedésére, a vízadagolás módja is hatással van. Árasztás esetén pl. a felső rétegekben, egy idő múlva kétfázisú talajállapot alakul ki. Esőzés vagy esőszerű öntözés közben viszont ha a csapadék intenzitása nem haladja meg a talaj víznyelő és vízáteresztő képességét telítetlen állapot és a háromfázisú rendszerre jellemző vízmozgás jön létre. b) Nedvességkiegyenlítődés. A vízmozgás a talajban a vízutánpótlás megszűnésével sem áll meg, mivel a gravitációs és a kapilláris-gravitációs pórusok zöme akkor még vízzel van töltve. A víz áramlása addig tart, amíg a nagyméretű pórusok ki nem ürülnek, azaz amíg az adott rétegek a szabadföldi vízkapacitásnak megfelelő nedvességi állapotba jutnak. Ahogy a pórusok kezdenek kiürülni, a vízmozgás sebessége fokozatosan csökken a szelvényben. Ezt a folyamatot nedvesség-kiegyenlítődési szakasznak nevezhetjük. A kiegyenlítődés a durva szemcséjű talajokban jóval gyorsabban játszódik le, mint agyagos szelvényekben. A beszivárgó víz oldalirányú mozgása csak kötöttebb talajokban, s ott is csak pontszerű vagy vonalszerű betáplálás (pl. barázdás vagy cseppenkénti öntözés) esetén számottevő. Az, hogy meghatározott mennyiségű víz milyen mélyen áztatja át a talajt, a rétegek vízkapacitásától (VK) és kezdeti nedvességtartalmától (θ) függ. Nyilvánvaló, hogy két azonos nedvességtartalmú talaj közül, ugyanannyi csapadék hatására az fog mélyebben beázni, amelyiknek kisebb a vízkapacitása. A meghatározott vastagságú talajréteg feltöltéséhez szükséges vízmennyiség (a talaj vízhiánya = VH) tehát a 148
167 A talaj fizikai tulajdonságai VH = VK sz θ összefüggés szerint egyszerűen megadható. Attól függően, hogy a vízkapacitást és a pillanatnyi nedvességtartalmat milyen mértékegységekben fejezzük ki, a vízhiányt térfogat-%-ban, mm-ben vagy m3/ha egységekben kapjuk A talaj száradása A talajok száradása a felső talajréteg(ek) nedvességtartalmának párolgása (fizikai párolgás = evaporáció) és a vízkészlet növények általi párologtatása (biológiai párolgás = transzspiráció) miatt következhet be. Növényzettel borított területeken a két folyamat mindig összefonódik (evapotranszspiráció). A nedvességtartalom és a nedvességprofil száradás közbeni változását és a változás sebességét több tényező befolyásolja. A legfontosabbak: a talaj mozgékony vízkészlete és kapilláris vezetőképessége, a légmozgás (szél), a felszínt érő hősugárzás intenzitása és időtartama, valamint a növényzet (növényfaj és -fajta, a növény fejlettségi állapota, s az állománysűrűség). A száradás miatti nedvességtartalom-csökkenés és vízmozgás tendenciáit, legkönynyebben egyszerű modellrendszerek tanulmányozásával lehet áttekinteni. A legegyszerűbb rendszerek a növényzettel nem borított homogén talajoszlopok, mivel ezeknél csak az evaporáció hatása érvényesül. Talajoknál az evaporáció vizsgálatakor két alapesetet kell megkülönböztetni, éspedig ha a talajvíz közel van a felszínhez, illetve ha a talajvíz mélyen helyezkedik el, s nincs befolyása a felső rétegek vízforgalmára. a) Evaporáció felszínhez közeli talajvíz esetén. A talajvíz feletti kapilláris zónából a víz további szállítása, felszín felé áramlása, akkor következik be, ha a talaj nedvességtartalma és a nedvességpotenciál felfelé haladva fokozatosan csökken (a víz mind nagyobb erővel kötődik a szilárd fázishoz). Az evaporáció következtében a felső talajréteg nedvessége (s ezzel együtt a h m mátrixpotenciál és a H hidraulikus potenciál) tovább csökken, ezért folyamatosan nő a potenciálkülönbség a felső és a kapillárisan telített alsó talajrétegek között. Mivel a nedvességtartalom (és a nedvességpotenciál) csökkenésekor a k kapilláris vezetőképesség rohamosan csökken (8.18. ábra), egy idő után az újonnan kialakult hidraulikus potenciálkülönbség sem képes olyan mértékű áramlást létrehozni, amely fedezni tudná az evaporációs vízszükségletet. Emiatt a száradás mind vastagabb rétegeket érint. Nagy sebességű evaporáció esetén a felszín viszonylag rövid idő alatt annyira kiszárad, hogy a víz áramlása gyakorlatilag megáll. Ebben a rétegben ezután csak a vízgőz mozoghat a kisebb relatív páratartalmú helyek felé. A száraz felszín tehát védi a talajt a nagy evaporációs vízveszteségtől. Az állandósult feltételekre jellemző potenciál- és nedvességeloszlás egy példája az ábrán látható. Ilyen esetekben az evaporáció sebessége (v e) állandó, azaz (8.27. egyenlet) ábra - A nedvességtartalom és a potenciál mélység szerinti változása állandó sebességű evaporáció esetén 149
168 A talaj fizikai tulajdonságai A talaj kevésbé nedves részére a H, a h m (s ebből a v e) értékeit csak a k h m és a h m θ függvények ismeretében lehet kiszámítani ( fejezet). A szelvény alsó, nagynedvességtartalmú rétegeire vonatkozó számításokat azonban egyszerű elvégezni, ha a telített kapilláris vezetőképesség (k), s a h m ismert, mivel itt a k és a ΔH/Δz konstans, s a h m és H lineárisan változik a z-vel. Számítási példa. Alapadatok: k = 5 cm/nap = konstans; h m = 22 cm; z = 20 cm; H = h m + z = = 2 cm. Számított eredmények: b) Párolgás mély talajvizű területeken. Ha a talajvíz szintje mélyen van, az evaporáció csaknem kizárólag a függő kapilláris vizet (s rövid ideig a lassan szivárgó kapilláris gravitációs vizet) fogyasztja. Természetes környezetben, ha a beszivárgó víz utánpótlása megszűnik már a nedvesség szétosztódásával egyidejűleg is víz párolog el a légkörrel közvetlenül érintkező vékony talajrétegből, s megkezdődik a felszín száradása. A vízveszteség miatt pedig potenciálkülönbség, szívóerőkülönbség jön létre a felszín és az alatta lévő talajréteg(ek) között, ezért megindul a felfelé irányuló kapilláris vízmozgás. Mivel a párolgás miatti vízveszteség gyorsabb, mint a kapilláris vízutánpótlássebessége, a száradás fokozatosan mélyebbre terjed. Ebben a szakaszban tehát a lefelé, oldalirányban és felfelé is mozog a nedvesség. A szétosztódás befejeztével, ha újabb csapadék nem kerül a talajba, a kapilláris vízmozgás válik uralkodóvá. A fenti folyamatok összhatását és a talaj nedvességtartalmának mélységtől függő időbeni változását (növényzettel nem borított vályog talajon) az ábra szemlélteti. Az ábrából is látható, hogy a beázott talajok nedvességtartalma átmenetileg nagyobb, mint a természetes vízkapacitás, másrészt megfigyelhető a nedvességkiegyenlítődés, a párolgás, és a kapilláris vízutánpótlás összetett hatása ábra - A nedvesség eloszlása egy vályogtalajban a beázás folyamán és a beázás után. (1 = eredeti nedvességprofil; 2 = a talaj nedvességtartalma közvetlenül a 150
169 A talaj fizikai tulajdonságai vízadagolás megszűnése után; 3 = a nedvességprofil a víz szétoszlása után; 4 = három nappal a beázás után; 5 = a nedvesség eloszlása 10 nappal a beázás után) Az átázott talaj száradásakor három, különböző intenzitású szakaszt lehet megfigyelni. A konstans sebességű, első szakaszban az evaporációs vízveszteség mértékét elsősorban nem a talaj tulajdonságai, hanem a meteorológiai körülmények szabályozzák. Ez az ún. időjárás által kontrollált szakasz. A második, közbülső szakaszban az evaporáció sebessége a potenciális evaporáció értéke alá csökken. Ekkor a vízveszteség attól függ, hogy a fokozatosan száradó talaj mennyi nedvességet képes szállítani az evaporációs zónába. Ez a fokozatosan csökkenő sebességű, a talajprofil által szabályozott, evaporációs szakasz sokkal tovább tart, mint az 151
170 A talaj fizikai tulajdonságai első. A harmadik szakaszban az evaporáció lassú és csaknem konstans sebességű. Ez akkor következik be, amikor a felső réteg(ek) annyira kiszárad(nak), hogy a folyékony állapotú víz vezetése megszűnik, és a kiszáradt rétegekben a víz csak gőz alakban, diffúzióval mozoghat. A talaj nedvességtartalmának változása és a víz térbeli eloszlása, a fentiekhez viszonyítva jelentősen módosulhat akkor, ha a talaj növényzettel borított. A növények vízfelvétele ui. az egész gyökérzónára kiterjed, emiatt a felfelé irányuló kapilláris vízmozgás viszonylag kisebb ütemű. A víztartalom változása (az evapotranszspiráció intenzitása és mélységi kihatása) jelentős mértékben függ a talaj fizikai tulajdonságaitól, állapotától és a növényzet jellemzőitől. Mivel a nedvességmozgással mindig együttjár az oldható sók elmozdulása, a talaj periodikus beázása és száradása jellemző sóprofilok kialakulásához vezethet A talaj vízforgalmának jellemzői A talajok vízforgalmát (vízháztartását) meghatározó fontosabb tényezőket az ábrán foglaltuk össze. A vízháztartás típusát a talajszelvényre ható input és output elemek számszerű értéke, s egymáshoz viszonyított mennyisége (a vízmérlegek) alapján lehet megállapítani ábra - A talaj vízforgalmának és vízmérlegének elemei Egy terület egyszerűsített vízmérlege a következő elemekből áll: (8.28. egyenlet) Jelölések: V cs = a légköri csapadék, V ö = az öntözővíz mennyisége, V tv = a talajvízből kapillárisan felemelt víz térfogata, V of = a felszíni odafolyás (a szomszédos területről odafolyt víz térfogata), V Ep = az evaporációs vízveszteség, V Tr = a transzspirációs vízveszteség, V d = a talajon átszivárgó víz (drénvíz) mennyisége, V ef = a területről a felszínen elfolyt víz térfogata, ΔV = a terület vízkészletének változása (csökkenése vagy növekedése). Adott talaj vízmérlegét azonban a lehullott csapadéknak, az öntözővíznek és a felszínen odafolyt vízmennyiségnek csak a beszivárgó része, az ún. effektív mennyisége befolyásolja. Az effektív csapadék V cs = 152
171 A talaj fizikai tulajdonságai (a lehullott csapadék) (a növény levélzete által felfogott + a felületen elfolyt vízmennyiség), az effektív odafolyás V of = (a felületen odafolyt) (az ebből elfolyt + közvetlenül elpárolgott mennyiség). A talaj nedvességtartalmának változása (ΔV t) tehát egy-egy időszakban: (8.29. egyenlet) A vízmérleg egyes elemeinek hatása és a nedvességdinamika alapján Viszockij(1934) a talajoknál három vízforgalmi típust, Rode (1958) pedig 6 típust és 9 altípust különböztetett meg. Ezekből kiindulva, Várallyay és munkatársai a magyarországi talajok vízforgalmát 11 típusba sorolták. A különböző vízforgalmi típusok legnagyobb részét, mérsékelt égövi talajoknál, négy alaptípusra lehet visszavezetni (8.24. ábra) ábra - A talajok vízforgalmának alaptípusai: (a) erős felszíni elfolyás típusa; (b) kilúgozásos típusú vízforgalom; (c) egyensúlyi típus; (d) párologtató vízforgalmi típus 1. Erős felszíni elfolyás által befolyásolt típus. A csapadék nagy része (jelentős eróziós károkat okozva) lefolyik a lejtőkön, s csak kisebb része szivárog be a talajba : V cs >> V cs, ami a hordaléklerakódás által érintett távolabbi területek vízforgalmára is hatással van. 2. Kilúgzásos vízforgalom. A viszonylag nagy mennyiségű csapadék túlnyomó része a talajba jut. A szelvényben a lefelé irányuló vízmozgás dominál (pl. erdőtalajok). Éves periódusokban az input > output, azaz: V cs + V of > V Ep + V Tr + V ef, vagy egyszerüsítve: V cs > V ET (ahol V ET az evapotranszspirációs vízveszteség). 3. Az egyensúlyi vízmérleg típusa. A talajban a lefelé és felfelé irányuló vízmozgás hosszabb időszakokat tekintve egyensúlyban van. A talajvíz mélyen található, nincs hatással a szelvény vízforgalmára (pl. csernozjom talajok). A sokéves mérlegben: V cs V ET. 4. Párologtató vízforgalmi típus. A talajvíz a felszín közelében helyezkedik el. A szelvényben a felfelé irányuló vízmozgás az uralkodó, és ha a talajvíz szikes sós, a talaj is szikessé válik. (Ilyen vízforgalom jellemző pl. a réti talajokra és a szikes talajokra). A vízmérlegben: V cs + V of < V Ep + V Tr. 153
172 A talaj fizikai tulajdonságai 5.5. A talajnedvesség (talajoldat) kémiai összetétele A talajnedvességben különböző szervetlen sók, szerves anyagok és gázok vannak feloldva. Az oldott ásványi sók, pozitív és negatív töltésű ionokra disszociáltan találhatók, és az ionokat hidrátburok veszi körül. a) A talajoldatban főként az alábbi ionok fordulnak elő: Ca2+, Mg2+, Na+, K+, NH+4 és egyes talajoknál Al3+, Fe3+, vagy Fe2+ (kationok), HCO 3, CO2 3, Cl, SO2 4, NO 3, H2PO 4, HPO2 4 (anionok). b) Az oldott szerves vegyületek zömét szerves savak és kis molekulájú humuszanyagok alkotják, az oldott gázok közül pedig a CO 2 és az O 2 a legjelentősebb. A talajban található oldható anyagok többnyire a mállás és a talajképződés termékei, de a felszínhez közeli talajvízzel is kerülnek sók a talajoldatba. Mezőgazdaságilag hasznosított területeken ezen kívül a műtrágyák, illetve az öntözővízzel bevitt vegyületek is módosítják a talajoldat sótartalmát és sóösszetételét. Az oldott anyagok mennyisége és minősége talajonként változó. Kisebb sótartalmú talajoknál az oldat koncentrációja 1 2 g/l (erdőtalajok, csernozjom) vagy valamivel kisebb, szikes talajoknál viszont g/l, ill. esetenként ennél is magasabb lehet. Nagy sótartalmú talajokban a talajoldat ozmózis nyomása olyan nagy, hogy a növények vízfelvételét erősen gátolja A talajoldat összetételének változása Nemcsak talajtípusonként találunk jellemző különbségeket, de időszakonként a nedvességtartalom ingadozásától, a talaj biológiai tevékenységétől, a hőmérséklettől stb. függően ugyanannál a talajnál is számottevően változhat az oldott sók mennyisége és az ionösszetétel. Amikor a nedvesség elpárolgása nagymértékű, a talajoldat betöményedik, csapadékos időszakban viszont jelentősen csökken a sókoncentráció. A felhígított oldatban a kevésbé oldható sók (pl. CaCO 3, CaSO 4 2H 2O) is számottevően oldódhatnak, beszáradáskor viszont éppen ezek válnak ki legkönnyebben szilárd só formájában. Nyáron, a talaj melegedésekor, csökken a gázok (O 2, CO 2) oldhatósága is, és ez is elősegíti a karbonátok (elsősorban a CaCO 3) kicsapódását. Egy-egy só oldhatóságára a jelen lévő többi vegyület is hatással van. Általában egy anyag oldhatóságát azok a sók csökkentik, amelyek vele azonos kationt vagy aniont tartalmaznak. Növekszik viszont az oldhatóság olyan elektrolit jelenlétében, melyben az adott sóval közös ionok nincsenek. Pl. a Na 2SO 4 növeli a CaCO 3 oldhatóságát, de a CaSO 4 H 2O-ét bizonyos koncentrációhatárok között gátolja. Mivel a talajban egyidejűleg többféle anyag van jelen, a kölcsönhatások jóval bonyolultabbak, mint az említett példában. A talajoldat összetételének változása miatt felborul a szilárd és folyékony fázis között kialakult egyensúly is, és a körülményeknek megfelelő új egyensúlyi állapot jön létre. Ennek következtében többé-kevésbé módosul a talaj kicserélhető kation-összetétele is. Szélsőséges esetekben ez oda vezet, hogy alapvetően megváltoznak a talaj fizikai és kémiai tulajdonságai. A talajoldat kémiai összetételének vizsgálatához mindenekelőtt ki kell nyerni az oldatot a talajból. Ez úgy történik, hogy speciális berendezéssel kisajtolják vagy kiszívatják a nedvességet a viszonylag kis víztartalmú talajból, vagy a talajt vízzel nem elegyedő szerves anyagokkal (pl. olajjal) összekeverik, majd az olajos emulziót kézi préssel eltávolítják. (Az olaj ezután a vizes fázistól könnyen elválasztható ülepítéssel). Jóval egyszerűbb s gyakorlatilag kielégítő eljárások azok, amelyeknél a talaj oldható sóit meghatározott mennyiségű desztillált vízzel visszük az oldatba, majd a vizes szuszpenzió szűrése után kapott vizes kivonat összetételét vizsgáljuk. Több országban az Arany-féle kötöttségi szám meghatározásakor készített talajpasztához hasonló, de annál valamivel hígabb talajpép (az ún. telítési paszta) nedvességét vonják ki centrifugálással vagy kompresszoros szűrőberendezéssel (telítési kivonat). Végül a telítési kivonat elemzési adataiból következtetnek a talajnedvességben oldott anyagokra. Nyilvánvaló, hogy az említett eljárásokkal nem lehet megállapítani a talajoldat valódi összetételét. A kivonás folyamán ui. a nyomás, a széndioxid-telítettség, ill. az oldattérfogat jelentősen eltér a természetes körülményektől, s ebből következően változik az oldat összetétele is. A vizsgálatok ennek ellenére alkalmasak a 154
173 A talaj fizikai tulajdonságai különböző talajok közötti eltérések, vagy hasonlóságok kimutatására és a talajban bekövetkező változások nyomon követésére. A vizes kivonat, vagy a talajoldat elemzését főként szikes-sós talajoknál, öntözött, vízrendezett területeken és tápanyag-dinamikai kutatásoknál célszerű elvégezni Az oldott anyagok transzportja Az oldatba került ionok, molekulák mozgását több tényező és körülmény befolyásolja. Ezek közül a legfontosabbak: az oldott komponens tulajdonságai és koncentrációja, a koncentráció növekedését és csökkenését előidéző folyamatok (oldódás/kicsapódás, adszorpció/deszorpció stb), a térben kialakult koncentrációkülönbségek, az oldat áramlási sebessége. Az anyagok mozgásában három folyamat játszik szerepet. 1. Konvekció. Az áramló víz magával viszi az oldott anyagokat. A konvektív szállítás függ az oldott komponens(ek) koncentrációjától (c) és az oldatmozgás sebességétől, (8.30.a. egyenlet) ahol: J = a fluxus, az időegység alatt egységnyi keresztmetszeten átjutó anyag menynyisége; v = az oldat átlagos áramlási sebessége. Jelentős mértékű az oldatmozgás a talaj beázásakor, öntözésekor és a szárazabb felszín felé irányuló kapilláris vízáramlás esetén. 2. Diffúzió. A diffúzió általi transzport arányos a talaj egyes pontjai között kialakult koncentrációkülönbségekkel (a részecskék mozgását előidéző koncentrációgradienssel) és az ionok vagy molekulák effektív diffuziókoefficiensével (D eff), azaz (8.30.b. egyenlet) A pórusrendszer sajátságai és a szilárd fázis jelenléte miatt az egyes talajokra jellemző D eff mindig kisebb, mint a folyadékokban mért D o diffuziókoefficiens. 3. Mechanikai diszperzió. A különböző méretű, irányú és szabálytalan alakú pórusokat tartalmazó rendszerben mozgó folyadék, kisebb-nagyobb mértékben elegyedik a pórusok egy részében már jelen lévő oldattal. Mivel ez is a koncentrációkülönbségek kiegyenlítését segíti elő, gyorsítja a sók szétoszlását és vándorlását a talajban. A mechanikai diszperzió fluxusa, (8.30.c. egyenlet) melyben: D MD a mechanikai diszperziókoefficiens; Δc/Δx a koncentrációgradiens. A diffúzió és a mechanikai diszperzió összetett hatását hidrodinamikai diszperziónak nevezzük (J HD = J D + J MD). Ha az oldat áramlási sebessége elég jelentős, akkor a mechanikai diszperzió és a konvekció, amikor folyadék mozdulatlan vagy igen lassan mozog, akkor pedig a diffúzió transzportáló hatása a döntő. 6. A talaj levegő- és hőgazdálkodása 6.1. A talaj gázfázisa 155
174 A talaj fizikai tulajdonságai A talaj pórusterének a nedvesség által el nem foglalt részét levegő tölti ki, azaz: P levegő = P össz. P víz. A talaj levegőtartalma állandóan változik. Átnedvesedéskor a pórusok egy részéből (vagy nagy részéből) a víz kiszorítja a levegőt, a száradó talajban pedig fokozatosan nő a gázfázis térfogata. A talajlevegőnek fontos szerepe van többek között a növény oxigénellátása, a biológiai folyamatok és egyes kémiai folyamatok intenzitása szempontjából A talajlevegő összetétele, a komponensek eredete A talajlevegő fő komponensei a N 2, O 2, CO 2 és a vízgőz. A N 2-tartalma gyakorlatilag állandó és megegyezik a légköri levegővel (~ 79 térfogat %). a) Oxigén- és széndioxid-tartalom. Az O 2 és a CO 2 mennyiségét a pórustérben lejátszódó biológiai folyamatok szabályozzák. Ezekben a folyamatokban (gyökérlégzés, a talajlakó élőszervezetek légzése) O 2 használódik fel, és CO 2 képződik. Az oxigénfelhasználás annál nagyobb, minél intenzívebb a gyökérnövekedés és minél erősebb az edafon élettevékenysége. Aerob viszonyok között a talajban annyi CO 2-molekula képződik, ahány molekula O 2 fogy el a légzéshez, vagyis a respirációs hányados = 1. Anaerob környezetben a respirációs hányados nagyobb, mint egy. Molekuláris oxigén (O 2) a talajlevegőbe kizárólag a légkörből jut be (8.25. ábra). A két rendszer közötti gázcsere azonban nagyon lassú, ezért egy idő múlva az O 2-tartalom kisebb, a CO 2-tartalom pedig nagyobb lesz a talajban, mint a külső légtérben (8.10. táblázat). A különbség annál jelentősebb, minél nagyobb a biológiai aktivitás, és minél lassabb a talaj és a légkör közötti gázcsere. A talajlevegő összetételére hatással van a növényzet, annak fejlettségi állapota, valamint a hőmérséklet és a légköri nyomás ingadozása ábra - A talajlevegő összetételét befolyásoló tényezők táblázat - A talajlevegő és a légkör átlagos N 2 -, O 2 - és CO 2 -tartalma Közeg N 2% O 2% CO 2% légkör 79,01 20,96 0,03 talajlevegő 79,20 20,60 0,3 0,7 156
175 A talaj fizikai tulajdonságai A talajban éventeátlagosan 4000 m3 CO 2 keletkezik hektáronként. Ennek 2/3 része a talajélőlények tevékenységének, 1/3-a pedig a gyökerek légzésének tulajdonítható. A képződő mennyiséget nagymértékben módosíthatja a talaj nedvességtartalma, hőmérséklete és az elbontható szerves anyag mennyisége. A folyékony fázisban oldott CO 2 befolyásolja a talaj kémhatását, mivel oldódásakor szénsav keletkezik. Az O 2 koncentráció (és a levegővel telt pórustér térfogata) pedig a talaj redoxiállapotát határozza meg. A különböző talajok gázfázisának O 2- és CO 2-tartalma tág határok között mozoghat. A növényzet számára kedvezőtlen, ha a CO 2-tartalom 5% fölötti, ill. ha az O 2-tartalom 10% alatti a talajban. Oxigénhiányos környezetben csökken a szerves anyagok bontásának üteme, korlátozott a tápanyagfeltáródás s a gyökerek vízés tápanyagfelvétele. b) Vízgőztartalom. A talajlevegő vízgőztartalma nagyobb a légkörinél. Relatív páratartalma csak akkor csökken 95% alá, ha a talaj csak kötött vizet tartalmaz (azaz, amikor a nedvességtenzió 4,2 pf-értéknél nagyobb). Mivel a levegő vízfelvevő képessége a hőmérséklet emelkedésével növekszik, jelentős koncentrációgradiens és páramozgás jöhet létre az eltérő hőmérsékletű talajrétegek között, a melegebbtől a hidegebb réteg irányába folyó vízgőzdiffúzió révén. c) Metán és kénhidrogén. Tartósan túlnedvesedett talajokban, a szerves vegyületek anaerob lebontásakor, köztes termékként, először kevésbé illékony szerves savak (pl: ecetsav, tejsav és vajsav) keletkeznek, majd ezek CH 4-képződés kíséretében bomlanak le CO 2-re. Ha a talaj SO42 -ionokat is tartalmaz, kis mennyiségben H 2S is keletkezik, ami már kis koncentrációban is méregként hat a növények gyökerére A gázok áramlása a talajban A talajban a gázok mozgása és a légcsere két alapfolyamatra, a tömegáramlásra (az egész gázfázis konvekciós mozgására) és a diffúzióra vezethető vissza. Tömegáramlás (konvekció)indul meg akkor, ha két pont között a levegő össznyomása különbözik. Nyomásváltozást és gázmozgást hoz létre pl. a hőmérsékletváltozás, a légköri nyomás változása, a talajvízszint emelkedése, ill. süllyedése, a víz beszivárgása a talajba és a gravitációs víz elszivárgása. A konvekció csak a felszíni és a felszínhez közeli talajréteg(ek) légcseréjében játszik jelentős szerepet. Konvekciós mozgásnak tekinthető továbbá az oldott gázok víz általi szállítása. Diffúziót (az egyes komponensek mozgását a gázelegyen belül) az adott komponens parciális nyomásának növekedése vagy csökkenése idézi elő. Az áramlás mindkét esetben a nagyobb nyomású helyről a kisebb nyomású tér felé irányul, s mindaddig tart, amíg a nyomáskülönbség meg nem szűnik. Például, legyen az oxigén (O 2) az 1 atmoszféra össznyomású talajlevegőben 20,6% (ami egyenlő 0,206 atm parciális nyomással), s a CO 2 0,4% (= 0,004 atm). Mivel a légköri levegőben az O 2 parciális nyomása 0,21 atm, s a CO 2-é 0,0003 atm, ezért az oxigén a talajba (befelé) a CO 2 pedig kifelé fog diffundálni. A gázmolekulák diffúziós mozgását is a Fick I. törvénye írja le; ahol: (8.31. egyenlet) J a diffúzió útján áramló gáz mennyisége (mol/s cm2), c a koncentráció (mol/cm3), x a diffúziós úthossz (cm) és D t a gáz diffúzióegyütthatója a talajban (cm2/s). A diffúzióegyüttható értéke a pórustér geometriai jellemzőin (a pórusok térfogatán és a víz/levegő arányon) kívül, függ a gáz és a diffúziós közeg tulajdonságaitól is. Amenynyiben a talajlevegő a diffúziós közeg, a D t értéket a (8.32. egyenlet) összefüggés adja meg, amelyben D L a szabad légtérben mérhető diffúzióegyüttható, ρ L a levegővel telt pórusok térfogataránya (cm3 levegő/cm3 talaj), az f pedig a pórustér térbeli felépítettségének hatását kifejező tényező. 157
176 A talaj fizikai tulajdonságai Mivel a diffúzió viszonylag lassú folyamat, a talajlevegő oxigéntartalma csökken a mélységgel, a CO 2- koncentráció pedig nő A talaj levegőháztartása A talaj pórusterének levegőtartalma igen széles határok között változhat, a nullához közeli értéktől a (VK max) nedvességi állapottól, csaknem 100%-ig (a kiszáradt talaj levegőtartalmáig) terjedhet. A talaj levegőgazdálkodásának egyik fontos jellemzője az ún. minimális levegőkapacitás, ami a szabadföldi vízkapacitásig benedvesedett talaj levegőtartalmát jelenti. Mindazok a sajátságok, amelyek nagy levegőkapacitást biztosítanak (a durva szemcseösszetétel, a jó morzsás szerkezet), a jó oxigénellátottságnak és a kisebb CO 2-tartalom kialakulásának kedveznek. A minimális levegőkapacitás a három alapvető textúraosztály talajaira vonatkoztatva, a pórustér %-ában kifejezve, a következő: homok 30 40%, vályog 10 25%, agyag 5 10%. Magyarország éghajlati viszonyai között a feltalaj levegőtartalma az év nagy részében nagyobb, mint a minimális levegőkapacitás, mivel a nedvességtartalom általában csak kora tavasszal éri el vagy közelíti meg a szabadföldi vízkapacitás értékét. A talaj levegőzöttsége főként az O 2-ellátottság biztosítása miatt fontos, amit megbízhatóan az O 2-diffúzió intenzitása és sebessége alapján lehet jellemezni. Az O 2-ellátottság ugyanis nemcsak a talajban lévő O 2 mennyiségétől, hanem annak a felhasználás helyére való áramlásától, pótlódásától is függ. Mivel a diffúziósebesség mérése igen körülményes, ezért az O 2-ellátottságot többnyire a talajban található levegő mennyisége és a talaj légjárhatósága alapján ítéljük meg. A talaj légjárhatóságát (levegőáteresztő képességét) az egységnyi vastagságú réteg egységnyi keresztmetszetén, egységnyi nyomáskülönbség hatására, időegység alatt áthatoló levegő mennyiségével lehet kifejezni. Meghatározása manométeres és reométeres eljárással történhet. Manométeres méréskor, a talajrétegen keresztül légritkított térbe jutó levegő áramlási sebességéből következtetnek a légjárhatóságra. A reométeres módszernél pedig közvetlenül mérik a talajon átáramló levegő mennyiségét. A talaj levegőzöttségét és légjárhatóságát alapvetően a szemcseösszetétele, szerkezete (a pórusméret eloszlás, a pórusrendszer geometriai jellemzői) és nedvességtartalma szabja meg. A legtöbb szántóföldi növény O 2- ellátottsága megfelelő akkor, ha a talaj pórusterének kb. 15%-át levegő foglalja el, 5%-nál kevesebb levegő jelenléte esetén viszont O 2-hiány lép fel. Levegőigényes növények: a cukorrépa, a burgonya, a kukorica, a lucerna és a kender. Kevésbé igényesek: a kalászos gabonák és a vöröshere A talaj hőmérséklete és hőgazdálkodása A növények csírázása, növekedése, légzése, tápanyagfelvétele, a mikrobiológiai folyamatok intenzitása, a tápanyagfeltáródás üteme valamint a talajképződés kémiai és fizikai folyamatainak sebessége jelentős mértékben függ a talaj hőmérsékletétől. A talaj hőmérsékletét a beérkező és a távozó hő egyensúlya, valamint a talaj hőtani jellemzőit meghatározó tulajdonságok szabják meg A talaj hőtani jellemzői A talajok hővel szembeni viselkedését három jellemző: a fajlagos hőkapacitás, a hővezetőképesség és a hőmérséklet-vezető képesség alapján lehet értelmezni. a) A fajlagos hőkapacitás (C) azzal a (Q) hőmennyiséggel egyenlő, amely egységnyi térfogatú vagy egységnyi tömegű talaj hőmérsékletét 1 C-kal képes emelni. Mértékegysége: J/ cm3 C, ill. J/g C. A térfogategységre számított fajlagos hőkapacitást (C) az egységnyi tömegre megadott hőkapacitás (fajhő = C m) és a talaj térfogattömegének (ρ) szorzata adja, azaz C = C m ρ. A talaj alkotóelemeinek fajlagos hőkapacitását a
177 A talaj fizikai tulajdonságai táblázat mutatja. A táblázatból kitűnik, hogy a szilárd fázist alkotó anyagok hőkapacitásában nincs lényeges különbség, ezért a szerkezetes talajok hőkapacitását elsősorban a víztartalom, illetve a víz/levegő arány befolyásolja (a víz nagy és a levegő rendkívül kis hőkapacitása miatt). Minél tömörebb és minél nedvesebb a talaj, annál nagyobb a hőkapacitása. A nagy hőkapacitású talaj lassabban melegszik fel, ill. hűl le, s kisebb a hőingadozása, mint az alacsony hőkapacitásúé. b) A hővezető képesség (λ) mértéke az a hőmennyiség, ami egységnyi hőmérsékleti gradiens (cm-enkénti 1 C hőmérséklet-különbség) esetén, a talaj egységnyi keresztmetszetű (pl. 1 cm2) felületén 1 szekundum alatt átáramlik. Mértékegysége: J/cm.s. C. A táblázat szerint, a talaj alkotórészeinek hővezető képessége, az ásványi részecskék; víz; levegő sorrendben egy-egy nagyságrenddel csökken és a humusz hővezetőképessége kisebb, mint az ásványi alkotórészeké. A talajlevegő mintegy 170-szer rosszabb hővezető, mint a víz és a szilárd fázis. Ennek megfelelően a térfogattömeg és a nedvességtartalom növekedésével, nő a talaj hővezető képessége táblázat - A talaj alkotórészeinek fajlagos hőkapacitása (C), hővezető (λ) és hőmérséklet-vezető képessége (KT) Komponensek Sűrűség (fajsúly) g/cm3 Fajlagos hőkapacitás C J/cm3 C C m J/g C λ J/cm.s. C K T cm2/s. C Kvarchomok 2,65 2,12 0,80 0,088 0,044 Agyagásványok 2,65 2,12 0,80 0,029 0,015 Humusz 1,1 2,50 2,30 0,0025 0,001 Víz 1,0 4,18 4,18 0,0057 0,0014 Levegő (20 C) 0,0012 0,0013 1,08 0, ,2 Jég (0 C) 0,9 1,88 2,10 0,022 0,012 A talaj gyenge hővezető képessége a szigetelőrétegként funkcionáló laza talajfelszín szélsőséges hőingadozását és a felszín alatti réteg egyenletesen alacsony hőmérsékletét vonja maga után. Különösen kicsi a hővezető képessége a lecsapolt láptalajoknak és minden más nagy porozitású és kis nedvességtartalmú, száraz talajnak. A talajban szállított hő mennyiségét (Q) az alábbi összefüggés fejezi ki: (8.33. egyenlet) ami analóg a kétfázisú talajban történő vízáramlást leíró Darcy-törvénnyel. A hővezetőképesség tehát ugyanolyan arányossági tényező a hővezetésben, mint a vízvezető képesség a Darcy-törvényben. c) A hőmérséklet-vezető képesség vagy hődiffuzivitás (K T ) megmutatja, hogy egységnyi hőmérsékleti gradiens (1 cm távolságra lévő pontok közötti 1 C hőmérsékletkülönbség) hatására időegység alatt hány C-kal változik meg a talaj hőmérséklete. Mértékegysége: cm2/s C. A hőmérséklet-vezető képesség kifejezhető mint a hővezető képesség (λ) és a fajlagos hőkapacitás (C) hányadosa, (8.34. egyenlet) A K T értéke a talaj felmelegedésre való hajlamát mutatja és nagymértékben függ annak nedvességtartalmától. A talaj víztartalmának növekedésével egy ideig meredeken emelkedik, majd a maximum elérése után ismét csökken a K T értéke (8.26. ábra). A legnagyobb hőmérséklet-vezető képessége tehát a közepesen nedves talajnak van. (A felmelegedés és az átfagyás az ilyen talajokban terjed a legmélyebbre). 159
178 A talaj fizikai tulajdonságai ábra - A talaj fajlagos hőkapacitásának (C), hővezető képességének (λ)és hőmérséklet-vezető képességének (KT = λ /C) változása a nedvességtartalomtól függően Mivel a hővezető képesség (λ) mérése körülményes, gyakran a hőmérséklet-vezető képességet (K T) határozzák meg. Ekkor a talaj felmelegedését, a benne elhelyezett hőforrástól bizonyos távolságban észlelt hőmérsékletváltozásokkal lehet nyomon követni, s a hőmérséklet-vezető képességet a következő összefüggés adja: ahol: (8.35. egyenlet) 160
179 A talaj fizikai tulajdonságai x = a hőforrás távolsága a hőmérsékletmérés helyétől, cm; t m = a hőforrás behelyezésétől a maximális hőmérséklet eléréséig eltelt idő, sec. A hővezető képesség ezután a összefüggést felhasználva számítható: λ = K T C Hőáramlás a talajban A talajban a hőáramlás: sugárzás, hővezetés és konvekció útján történik. a) A hősugárzás. Minden véges hőmérsékletű test által kibocsátott elektromágneses sugárzás intenzitása (a kibocsátott energia mennyisége) a test hőmérsékletének 4. hatványával arányos. A sugárzás meghatározó szerepet játszik a talajfelszín hőforgalmában. A felszínre érkező sugárzás egy része visszaverődik (albedó), más részét pedig elnyeli (abszorbeálja) a talaj. Az abszorpció mértékét az abszorpciós hányados (α) adja meg, ami a talajok esetében általában 0,5 0,8 között változik. Az α értéke függ a talaj színétől, a felület érdességétől és a növényborítottságtól. A sötétebb színű és az érdesebb talaj több hőt nyel el, mint a világosabb, ill. a simább felszínű. A visszasugárzás intenzitása pedig elsősorban a talaj hőmérsékletétől függ. b) A hővezetés. A vezető-közeg részecskéinek közvetlen érintkezése által biztosított energiaátadás. Hajtóereje minden esetben a hőmérsékletkülönbség, a hőmérsékleti gradiens kialakulása. Mértéke annál nagyobb, minél nagyobb arányban alkotják a talajt jó hővezető komponensek (szilárd fázis és víz), amelyek a talaj felszín alatti rétegeinek felmelegedését is lehetővé teszik. A nedvességtartalom növekedése azonban bizonyos értéken túl a talaj felmelegedése ellen hat, a víz igen nagy fajlagos hőkapacitása (fajhője) miatt. c) Konvekció esetén a hőt az áramló folyadék vagy gáz szállítja. A talajban a szállítóközeg a legtöbb esetben a víz. A víz halmazállapotának változása (párolgás, fagyás) szintén jelentős hőáramlást okoz. A folyékony halmazállapotú víz (nagy hőkapacitása miatt) igen jelentős hőszállító, a vízgőz pedig a párolgási és a kondenzációs hő (kb J/g) miatt játszik jelentős szerepet annak ellenére, hogy kicsi a hőkapacitása. A hőáramlás a talaj szilárd fázisában kizárólag hővezetéssel, a folyadékfázisban nagyrészt konvekcióval, részben hővezetéssel, a talajlevegőben pedig döntően konvekcióval történik A talaj hőháztartása A talaj az alábbi forrásokból juthat hőenergiához: napsugárzás, a Föld belsejéből kiáramló hő, a szerves anyagok lebontása és a talajba kerülő víz. Az eső, illetve a folyóvíz által szállított hő a napsugárzásból, a termálvizek energiája a Föld belsejéből származik, a szerves anyagok lebontása pedig csak néhány esetben, pl. lecsapolt lápoknál játszik szerepet a hőháztartásban. Ezeket nem tekintjük önálló energiaforrásnak, bár egyes esetekben számottevő hatásuk lehet. A talajban lejátszódó fizikai, kémiai és biológiai folyamatokat (pl. a víz halmazállapotának megváltozását, az oxidációt és a redukciót) is hőfelszabadulás vagy hőelvonás kíséri. A víz párolgása pl. 25 C-on 2500 J/g energiafelhasználással jár. Az evaporáció révén tehát 2500 J/g hőenergia távozik a talajból a légkörbe, ha pedig vízpára kondenzálódik a felszínen, ugyanennyi hőenergia válik szabaddá és kerülhet be a felső rétegbe. A víz megfagyásakor mintegy 340 J/g hőenergia kerül a környezetbe, a jég olvadásához viszont ugyanennyi hő szükséges. Nagyobb területet és hosszabb időszakot (pl. egy évet) alapul véve, a talaj hőenergia-mérlege egyensúlyban van: annyi energiát ad le, mint amennyit a fenti forrásokból nyer. A sugárzás átalakításában a talaj mint transzformátor működik. A napból érkező, főként rövid hullámhosszuságú sugárzás a talajban nagy hullámhosszú sugárzássá, hővé alakul át. A talaj hőleadásában két folyamat játszik szerepet: a kisugárzás és a talajnedvesség elpárolgása (8.27. ábra). 161
180 A talaj fizikai tulajdonságai ábra - A felszínre érkező sugárzás sorsa A napsugárzás, mint a legjelentősebb energiaforrás a talajfelszínre érkezik, a visszasugárzás pedig innen indul ki, így a talaj hőingadozása is itt a legnagyobb. A talajhőmérséklet napi és éves menete megközelítőleg szinuszfüggvénnyel írható le (8.28. a ábra). A szelvényben lefelé haladva csökken a hőmérséklet-ingadozás és a hőmérsékleti szélső értékek a talajfelszínhez viszonyítva egyre nagyobb késéssel jelentkeznek (8.28.b ábra). A talajok hőmérsékletét, a hőingadozás mértékét és annak mélységi eloszlását közvetlenül a talaj hőtani jellemzői valamint a hőáramlásban résztvevő folyamatok határozzák meg, közvetve pedig mindazok a talajtulajdonságok, amelyek hatással vannak a hőtani jellemzőkre. Ezek közül a legfontosabbak: az összporozitás, a nedvességtartalom és a szervesanyag-tartalom ábra - A feltalaj hőmérsékletének rövid periódusú ingadozása március elején (a) és az egyes talajrétegek havi átlagos hőmérséklete 300 cm-es mélységig (b) 162
181 A talaj fizikai tulajdonságai A laza szerkezetű, sok levegőt tartalmazó talaj felszíne, mivel a levegő hőkapacitása kicsi, gyorsan felmelegszik. A levegő azonban kis hővezető képessége miatt gátolja az alsóbb rétegek gyors felmelegedését vagy lehűlését. Ezért a laza és száraz talaj felszínén rendkívül nagy, de csak kis mélységig terjedő a hőmérsékletingadozás. (Nappal a felszín erősen felmelegszik, a felgyülemlett hő azonban éjjel visszaáramlik a lehűlt légkörbe). A műveléssel előállított aprómorzsás felszín nagymértékben csökkenti a talaj felmelegedését, és megakadályozza a gyors hőmérséklet-változást (8.29. ábra) ábra - A művelés hatása a feltalaj hőmérsékletére (KREYBIG nyomán) 163
182 A talaj fizikai tulajdonságai 164
183 A talaj fizikai tulajdonságai A tömör és nedves talajok felszínén viszonylag kicsi a hőingadozás. A talaj felmelegedése (a víz nagy hőkapacitása és a párolgás közbeni hőelvonás miatt), elsősorban a nedvességtartalmától és a párolgás intenzitásától függ. 165
184 9. fejezet - Növényi tápanyagok a talajban 1. Nitrogén a talajban A nitrogénnek általában több mint 95%-a a feltalajban, szerves kötésben van jelen, humuszanyagokban, növényi maradványokban, a talaj biomasszájában és az elhalt szervezetekben. Az ásványi talajok szervesnitrogéntartalma, amely szoros összefüggésben van a szervesszén-tartalommal, 0,02 0,4% között van. A legtöbb feltalajban a nitrogén 20 40%-a aminosavak alakjában, 5 10%-a hexozaminokban (amino-cukor) és 1 7% a nukleinsavak bázisaiban (purin és pirimidin) van kötve. Szervetlen alakban és növények számára felvehető állapotban főleg a könnyen oldható, ezért könnyen kimosódó nitrát (NO3 ) alakban és csak kis mennyiségben a kicserélhető és oldott ammónium (NH4+) alakban található. Ammóniumionok nemcsak a talajoldatban lehetnek, hanem adszorbeált alakban is, kation-kicserélő helyeken. Némely ammóniumion kristályrácsokban kötődik meg, például a 2:1 rétegrácsú agyagásványok rétegei között, ahol K-ionokkal kicserélhetők, mert azonos a méretük. Az agyagásványok kristályrácsában megtalálható ammóniumionok nem kicserélhető, ezért nem felvehető alakban vannak jelen. A talajban a nitrogénnek csak igen kis része, általában kevesebb, mint 0,1%-a van jelen egy adott időpontban felvehető ásványi vegyületek alakjaiban. Így mindössze néhány kg N/ha vehető fel a növény számára közvetlenül, míg akár 6000 kg/ha is lehet különféle vegyületekben. A szerves nitrogén raktárkészletként is felfogható, mérsékelt éghajlaton évente 1 5%-a alakul át felvehetővé, a trópusokon ez az 50%-ot is elérheti. A talaj szerves anyagának nitrogéntartalma viszonylag állandó, ezért a nitrogén eloszlása a talajszelvényben megegyezik a szerves anyag eloszlásával A talaj nitrogénforrásai A talajban a szerves és szervetlen kötésben lévő nitrogén állandó körforgásban (9.1. ábra) van, az atmoszférából a növényeken keresztül a talajba, majd onnan vissza az atmoszférába kerül ábra - A nitrogén-körforgalom 166
185 Növényi tápanyagok a talajban Vulkanikus kőzetekben szinte nincs nitrogén, üledékes kőzetekben van egy csekély mennyiség, de ez már korábbi talajokból származik. A talajban lévő nitrogénnek majdnem teljes mennyisége élőlényektől ered, de ez csak a másodlagos forrás. Az elsődleges forrás az atmoszféra, hiszen a levegő 78%-a nitrogén A csapadékvíz Az atmoszférából származó csapadékban többféle nitrogénforma van jelen: NH4+, NO3 és NO2. Mennyisége kg/ha-ban számítva évenként túl kevés ahhoz, hogy a talajba kerülve a növénytermesztés szempontjából jelentős lehetne. Azonban ez a nitrogénmennyiség számottevő a természetes ökoszisztéma gazdálkodása szempontjából, pl. a meg nem bolygatott, természetes erdők és rétek esetében. A természetes növényi közösségek esetében nincsenek nagy nitrogénveszteségek, ezért a csapadékkal szállított nitrogén mennyisége éppen elegendő a kimosódási és denitrifikációs veszteségek pótlására. Általában a csapadék NH4+- N- és NO3 -N-tartalma 1 20 kg/ha évente, de iparvidékek közelében elérheti a 100 kg N/ha értéket is. A csapadék nitrogéntartalma a földrajzi szélességgel változik. A trópusi levegő 10 30%-kal több ásványi nitrogént tartalmaz, mint a sarkvidéki levegő. A hőmérséklettel is változik: melegebb évszakokban a legtöbb a nitrogén a csapadékban, és minden egyes esőnél csökken a levegő nitrogéntartalma. Az esőben több a NH4+ és a NO3, mint a hóban. A csapadékban lévő nitrogén: a talajból és az óceánokból; az atmoszféra nitrogéntartalmának megkötődéséből: elektromos úton fotokémiai úton meteoritok nyomában (ez nem jelentős), 167
186 Növényi tápanyagok a talajban ipari szennyeződésekből származik. Az atmoszférában lévő NH 3 fontos forrásai a talajfelszínről történő elillanás, fosszilis tüzelőanyagok elégetése és a természetes tüzek. A NO3 eredete még nem ismert teljesen, de a villámok hatására történő képződés kedvelt elmélet, bár a csapadékban található nitrátnak csak 10 20% képződhet ilyen módon. A villámlás okozta elektromos kisülés a levegőben lévő N 2-t NO 2-vé oxidálja, ami a vízcseppekben feloldódik és salétromos illetve salétromsavat képez A biológiai nitrogénkötés Egyes szabadon élő vagy magasabb rendű növényekkel szimbiózisban élő mikroorganizmusok képesek nitrogenáz enzimet szintetizálni, amely a nagyon stabil N 2-molekulát felhasítja, NH 3-vá alakítja, így lehetővé válik az élő szervezetek szervetlen nitrogénforrásból történő táplálkozása Mineralizáció és immobilizáció A nitrogén körforgásában a mineralizáció és az immobilizáció alapvető helyet foglal el. Ha egy talajba ásványi nitrogénforma jut, annak egy részét a növények azonnal felveszik, másik részét a mikroorganizmusok szerves kötésbe viszik, vagyis immobilizálják. A növényi maradványokban lévő nitrogén ismét visszakerül a talajba, s az elhalt állatok és mikroszervezetek maradványaival együtt más mikroorganizmusok táplálékául, ill. energiaforrásául szolgál, amely szervezetek elbontják az elhalt anyagot, és újból ammóniává alakítják, vagyis mineralizálják a megkötött nitrogént Nitrogén-megkötés nem szimbiotikus úton Erre a kék és zöld algák (Nostoc, Calothrix), illetve egyes baktériumok (Clostridium-anaerob; Azotobacter, Azotomonas aerob) képesek. A szükséges energiát a talajban lévő szerves anyagok lebontása során nyerik. Tevékenységüket a talaj ph-ja és oxigéntartalma erősen befolyásolja. Ha a talajban kevés ásványi nitrogén és sok szén van, és a ph-érték 6,5-nél nagyobb, optimálisak a N 2-megkötés feltételei. A nitrogéntrágyázás csökkenti a N 2-megkötés mértékét (9.2. ábra) ábra - A pillangós növények nitrogénfelvétele a talajból 1.3. Ammonifikáció Az ammonifikáció olyan enzimatikus folyamat, amelyben a szerves anyagok nitrogénje NH 3 alakban szabadul fel. Ebben a folyamatban igen sok enzim vesz részt, mindegyik a szerves anyagok egy speciális típusára fejt ki hatást (lásd 5. fejezet) Az ammonifikációs folyamatban egyaránt részt vesznek aerob és anaerob mikroorganizmusok, de csak aerób baktériumok oxidálják az NH4+-ot nitritté és nitráttá. Így azok a körülmények, melyek az oxigénellátást gátolják, elősegítik a NH4+ felhalmozódását, ezért a jól levegőző, megművelt talajokban a NO3 a domináns felvehető nitrogénforma. 168
187 Növényi tápanyagok a talajban Az ammonifikáció hőmérsékletfüggése lényegében hasonló a nitrifikációéhoz, de 10 C alatt még jobban lassul Nitrifikáció A nitrifikáció az ammónia mikróbák tevékenysége nitritté és nitráttá történő átalakítása. A folyamat két lépésben megy végbe: 2NH 4 + 3O 2 2NO 2 + 2H2O + 4H+ + energia, 2NO 2 + O 2 2NO3 + energia. Míg ammonifikációt nagyon sok mikróba képes végezni, nitrifkációra csak néhány speciális mikróbafaj képes aerob körülmények között. Ez a két reakció főként az autotróf Nitrosomonas (1. reakció) és Nitrobacter (2. reakció) baktériumok tevékenységének eredménye. Az első lépésben jelentősen fokozódik a talaj savanyúsága. A reakciók optimális hőmérséklete: C. Csökkenő hőmérséklet esetén lassulnak, de még 0 2 C között is van nitrifikáció. A reakciók legnagyobb sebessége 6 8 ph-érték között van, de még erősen savanyú talajokban is lejátszódik a nitrifikáció. A NH4+ átalakulását NO3 -tá nitrifikációt gátló anyagok alkalmazásával lassítani lehet. Ezt a mezőgazdaságban azért alkalmazzák, hogy csökkentsék a nitrátkimosódást és a denitrifikációt Nitrogénmegkötés szimbiotikus úton Elsősorban pillangósokkal szimbiózisban élő Rhizobium baktériumok képesek erre. A szükséges energiát a gazdanövény szolgáltatja. A rhizobiumok jól átszellőzött talajt és gyengén savanyú, gyengén alkálikus ph-t igényelnek. Pillangósoknál kg N/ha/év (borsó, bab) mennyiségtől 300 kg N/ha/év (here, lucerna) mennyiségig terjedő nitrogénmegkötéseket mértek (9.1. táblázat). A legtöbb ökoszisztémában egyensúly áll fenn a szerves kötésben lévő nitrogén vonatkozásában a mikrobiális N 2-kötés és a csapadékkal érkezett nitrogén, valamint a kimosódási és a denitrifikációs veszteségek között. A talaj nitrogéntartalmát a klíma, a vegetáció, a talajtulajdonságok és művelt talajok esetében a trágyázás, valamint a talajművelés határozzák meg. Ha a vegetáció, ill. a talajhasznosítás megváltozik, megváltozik a talaj nitrogénszolgáltató képessége táblázat - A N 2 -megkötés éves mértéke, N/kg/ha 1 Csapadékkal 1 10 Nem szimbiontákkal 45 Szimbiontákkal Lucerna 260 Vöröshere 170 Fehérhere 130 Szója 120 Borsó A netto mineralizáció 169
188 Növényi tápanyagok a talajban Mivel a két folyamat, a mineralizáció és az immobilizáció a talajban, párhuzamosan megy végbe, az adott időpontban a talajban talált ásványi nitrogén mennyisége a két ellentétes irányba ható folyamat eredményének különbsége. Ha az ásványinitrogén-szint csökken az idővel, az netto immobilizációt jelent, ha emelkedik az idővel, akkor netto mineralizációt jelent A C/N arány szerepe a mineralizációnál A szerves maradványok nitrogéntartalma amelyet a C/N aránnyal jellemzünk elsőrendű jelentőséggel bír a két ellentétes irányú folyamat a mineralizáció és az immobilizáció nagyságának szabályozásában. Azoknál a maradványoknál, melyek C/N aránya nagyobb 30-nál, az ásványinitrogén-készletek csökkennek a mikroorganizmusok hatására fellépő netto immobilizáció következtében. Ha a maradványok C/N aránya 20-nál kisebb, a netto mineralizáció következtében nő az ásványi nitrogén szintje (9.3. ábra) ábra - A szerves anyag bedolgozásának hatása a talaj nitrát-n-tartalmára A talajba kerülő kevés nitrogént tartalmazó növényi maradványok elbomlását kísérő NO3 -szintek és a CO2- képződés változását is bemutatja az ábra. A mikrobiális tevékenységnek kedvező körülmények között gyors lebomlás játszódik le, miközben CO 2 alakban jelentős mennyiségű C szabadul fel. A mikroorganizmusok nitrogénigényük fedezésére, ásványi nitrogént fogyasztanak el; azaz bekövetkezik a nitrogén netto immobilizációja. Amikor a C/N arány a lebomló anyagban 20 alá süllyed, a NO3 -szintek ismét nőni kezdenek a netto mineralizáció következtében. Az, hogy mennyi idő szükséges a mikroorganizmusoknak ahhoz, hogy a növényi maradványok C/N arányát arra a szintre csökkentsék, ahol a nitrogén ásványi formái ismét elkezdenek felhalmozódni, az olyan tényezőktől függ, mint az alkalmazott szerves anyag mennyisége, annak lignintartalma és a talaj mikroflórájának respirációs képessége. Ésszerű becslés az, hogy a mikrobiális tevékenység szempontjából kedvező körülmények között, a netto mineralizáció a lebomlás kezdetétől számított 4 8 héten belül fog lezajlani. Ennek megfelelően, ha nagy C/N aránnyal rendelkező növényi maradványokat dolgoznak be a talajba közvetlenül a növények vetése előtt, akkor külön nitrogéntrágya adagra lesz szükség, a mikroszervezetek által időlegesen immobilizált nitrogén pótlására Nitrogénveszteségek a talajban A nitrogén-körforgalomban igen sok veszteséget okozó tényező van: 170
189 Növényi tápanyagok a talajban denitrifikációs veszteségek, az ammónia gáz alakban történő elillanása, erózió okozta veszteségek, NH4+-fixáció az agyagásványrácsban, NO3 -kimosódás. A fentieken kívül a talaj nitrogéntartalma szempontjából veszteségnek számít a terméssel elvitt nitrogén is Denitrifikáció A talaj nitráttartalmának a nitrogén oxidációs állapotának változása közben bekövetkező csökkenését denitrifikációnak nevezzük. A nitrogénveszteségek egy része denitrifikáción alapul. 15N-tel végzett vizsgálatok kimutatták, hogy a talajba adott nitrogén 30 50%-a veszendőbe mehet denitrifikáció következtében. Közép-európai viszonyok között, szabadföldi mérésekből kimutatták, hogy csak kb. 7% a biológiai denitrifikáció okozta veszteség (amely azonban 1 16% között ingadozik). A kémiai denitrifikáció még kevesebb veszteséget okoz. A denitrifikációa talaj NO3 tartalmától, a talajvíz telítettségétől, a rendelkezésre álló szén mennyiségétől, a hőmérséklettől és a ph-tól függ. Ha a talaj nagymértékben telített vízzel (több mint 80%-os telítettség), nagyfokú denitrifikáció történik, ugyanis anaerob körülmények között néhány baktériumfaj (pl. Pseudomonas) a nitrit- és nitrátionok oxigénjét elektronakceptorként tudja használni. A redukció lépései: NO3 NO2 N 2O N 2, Ebben a folyamatban az elektrondonor, azaz a redukálóanyag a szerves kötésben lévő szén, vagyis a növényi maradványok anyaga. Ez a fajta denitrifikáció csak akkor következik be, ha az oxigén már majdnem teljesen elfogyott a talajban. Különösen a rosszul drénezett, tömődött talajokban történik denitrifikáció, a rendkívül lassú O 2-diffúzió következtében. A denitrifikációs folyamat kb. 5 C-nál indul meg, és mértéke a hőmérséklet emelkedésével fokozódik. 6 ph-érték alatt csekély mértékű, 6 7-nél elég nagymértékű a folyamat. A dinitrogénoxid (N 2O) nemcsak közbenső terméke lehet a reakciónak, hanem végterméke is, amikoris az atmoszférába illanhat, ha a felszínhez elég közel képződött. A természetes ökoszisztémákban nincs nagy a jelentősége a denitrifikációnak. A mezőgazdasági termelés során nitrogénműtrágyák alkalmazása esetén jelentős N 2-veszteségek léphetnek fel. A denitrifikáció előnyös is lehet, ha a gyökérzóna alatt megy végbe, s megakadályozza a nitrát talajvízbe kerülését A gáz alakú ammónia elillanása A talajba műtrágyaként juttatott ammóniumionok, valamint a karbamidból képződő ammónia egy proton felvételével ammóniumion alakjában megkötődik a kationcserélő helyeken. Ha a talajnak nagy a kationcserélő kapacitása, nagy a nedvességtartalma és nem lúgos a kémhatása, a gáz alakú ammónia vesztesége minimális lesz. Azt is kimutatták, hogy a talajon lévő növényzet is csökkenti az NH 3 elillanását. Nagy veszteségek léphetnek viszont fel, a növénytakaró nélküli lúgos kémhatású talajoknál, ha nagy mennyiségű nitrogéntrágyát használnak és azt csak sekély műveléssel dolgozzák be a talajba. Jelentős még az istállótrágya-halmokból vagy a talajfelszínen szétszórt istállótrágyából, esetleg a karbamidból gáz alakban felszabaduló ammónia okozta veszteség Eróziós veszteségek Az erózió egyben nitrogénelhordást is jelent. Ha 1 t talajt visz el az erózió, 4% szerves anyagot feltételezve annak 1/20-a a nitrogén, azaz tonnánként 2 kg veszteség is felléphet. Az erózió következtében fellépő talajveszteség nem ritkán t/ha, és ez kg/ha nitrogénveszteséget jelent. 171
190 Növényi tápanyagok a talajban Az erózióval elszállított talaj nagyobb része mezőgazdaságilag művelt területről származik, benne a nitrogén legnagyobb része szerves kötésben van, és folyókba, tavakba kerülve eutrofizációt okoz Ammóniumion-fixáció az agyagásványrácsban A talajoldatból az agyagásványok rácsai közé beépülő NH4+-ionok energetikailag olyan helyzetbe kerülnek, hogy más ionokkal nem cserélhetők ki. Ezt a jelenséget ammóniumfixációnak nevezzük. A talajokban és az ásványokban mg/kg mennyiségben találtak fixált NH4+-ionokat. A kis értékek homoktalajokra, a nagyon nagyok agyagtalajokra, illetve csillámokra és illitekre jellemzők. A növények táplálása szempontjából csak az agyagásványok rétegeinek szélén megkötött (frissen fixált) NH4+ion jöhet számításba. Ha a talajt ammónium-szulfáttal trágyázzák, akkor a talaj megkötőképességétől függően több vagy kevesebb NH4+ fixálódik viszonylag gyorsan, s csak fokozatosan szabadul ismét fel. A talajban az NH4+-ionok 3 fázisban lehetnek jelen. Ezek között egyensúly áll fenn. Ha a növények a talajoldatból felveszik az NH4+-ot, vagy nitrifikáció útján csökken az oldatban a NH4+tartalom, a fixált NH4+-ból egy rész szabaddá válhat. Mivel a káliumionok hasonló nagyságú ionsugaruk miatt az NH4+-ionokhoz hasonlóan viselkednek, a talajoldat káliumkoncentrációjának növelésekor nő a fixált NH4+-ionok mennyisége Nitrátkimosódás A nitrogén főleg NO3 alakban mosódik ki. Intenzív növénytermesztés alatt álló talajokon csökken a kilúgozódás. A kimosódás akkor lép fel, ha sok NO3 van a talajoldatban, és elegendő víz áramlik lefelé ahhoz, hogy a NO3 -ot magával vigye a gyökérzóna alá. A nitrátterhelés talajszelvénybeli eloszlásának lehetőségeit a 9.4. ábra mutatja be, aszerint, hogy milyen folyamat során mozdult el a nitrátanion. Amennyiben csak konvekcióval mozog, egy front mozog lefelé a talajban. Ha a konvekció mellett diffúziós diszperziós mozgás is van, egy szimmetrikus koncentrációcsúcs halad végig a talajszelvényen. A talajkolloidok negatív töltése következtében a negatív töltésű nitrátionok nem kötődnek a talaj szilárd fázisához, így mozgásuk a konvekciós anyagmozgásnál gyorsabbnak tűnik. Ezzel szemben azokon a talajokon, amelyekben pozitív töltésű kolloidok is vannak, az anionok megkötődnek, ezért csökken a nitrátkimosódás mértéke ábra - A nitrát-n-koncentráció változása a talajban. a) A konvekcióval történő mozgás; b) A konvekcióval, diffúzióval és diszperzióval történő mozgás; c) A negatív töltésű felület taszítja az anionokat, és ez gyorsítja a mozgást; d)az anion-adszorpció lassítja a mozgást; e/1) A kerülőutak miatt lassúbb az elmozdulás; e/2) Gyors kimosódás a makropórusokon, repedéseken keresztül 172
191 Növényi tápanyagok a talajban A talajban található repedéseken, makropórusokon keresztül jelentős mértékű lehet a nitrátkimosódás. A makropórusokban a víz és vele együtt a nitrát mozgása gyorsabb az átlagos elmozdulásnál, ezzel szemben a mikropórusokban található talajoldat és annak nitráttartalma az átlagosnál lassabban mozdul lefelé. A nitrátkimosódás természetes feltételei a humid és szubhumid területek talajainál állnak fenn, csak kisebb mértékben a szemiarid vidékeken és alig vagy egyáltalán nem az arid zónában. A humid és szubhumid régiókban a vegetációs periódus után kimosódhat, vagy denitrifikálódhat a talajban maradó nitrát, esetleg mindkettő előfordulhat. Egyes esetekben a NO3 felhalmozódik az altalajban, majd lefelé haladva a talajvízbe jut. Ez a talaj tulajdonságaitól, a klímától, az adott nitrogénműtrágya mennyiségétől és a termesztési gyakorlattól függ. Az arid és szemiarid a talajban maradó NO3, ha a gyökérzónában marad, akkor a következő termés számára nitrogénforrásul szolgál. Az öntözéses gazdálkodásban fokozottan fennáll a NO3 -kimosódás veszélye. A nitrogénkimosódásra nagy hatással van a növényállomány, a talaj fedettsége, a vegetációs periódus tartama és a gyökérzóna mélysége (pl. homoktalajon, szántóföldi hasznosításnál a nitrogénkimosódás 90 kg ha/év is lehet, míg rét, legelő esetében csak 20 kg N/ha/év értéket mértek). Nyilvánvaló, hogy homoktalajoknál a kimosódás és a mélységben történő nitrátelmozdulás sokkal nagyobb mértékű lehet, mint agyagos talajoknál Környezeti vonatkozások Környezeti szempontból napjaink egyik legjelentősebb talajtani problémája a nitrátkimosódás. Hozzájárul a talajvizek és az ivóvízforrások nitrátszennyeződéséhez. Az EU-határtérték 11,3 mg NO3 -N/liter, amelyet sajnálatos módon nagyon sok hazai kútvíz nitráttartalma meghalad. A folyóvizekbe és tavakba kerülő nitrátmennyiség pedig hozzájárul az eutrofizációhoz. 2. Foszfor a talajban 2.1. A foszforkörforgalom A foszforkörforgalom sok vonatkozásban hasonlít a nitrogén-körforgalomhoz. Lényeges különbség a kettő között, hogy a mikrobiális szervetlen foszfátasszimiláció valamint a szerves foszfátok mikroorganizmusok által történő bontása során nem következik be oxidációsszám-változás. A nitrogénhez hasonlóan foszforból is jelentős mennyiséget tartalmaz a mikróbák szervezete, és a talaj szerves anyagában is a foszfor a második legnagyobb mennyiségben jelen lévő tápelem. Hangsúlyozni kell a mikroorganizmusok foszforkörforgalomban betöltött szerepét, mivel segítségükkel valósul meg az immobilizáció-mineralizáció folyamatpár, amelynek során a mikroszervezetek oldható 173
192 Növényi tápanyagok a talajban foszfátvegyületeket visznek szerves kötésbe, illetve a szerves kötésből ismét oldhatóakká alakítják azokat (9.5. ábra) ábra - A foszfor körforgalma a talajban 2.2. A talajfoszfor eredete A foszfor a talajokban általában mg/kg mennyiségben fordul elő. Egy 500 mg P/kg tartalmú talaj a szántott rétegére átszámítva 1120 kg P/ha-t tartalmaz. Azon talajok, amelyek savanyú vulkáni kőzetekből képződtek, kevés, a bázikus kőzetekből képződöttek közepes vagy nagy mennyiségű foszfort tartalmaznak. A száraz éghajlaton lévő, kevéssé mállott meszes talajok foszfortartalma gyakran nagy, mivel sok bennük az apatit, és nincs kimosódás. A mállás és a kilúgozás fokozatosan eltávolítja a kalciumot a humid régiók talajaiból, és ez a foszforvegyületek összetételében, illetve koncentrációjában változást okoz. A kezdeti változások javítják a P felvehetőségét, mert az arid régiókhoz hasonlóan szervesfoszfor- és adszorbeált foszfátionok keletkeznek. Később (9.6. ábra) a foszfor nagy része vassal és alumíniummal reagálva, majd a vasoxidokba bezáródva ismét kevésbé felvehetővé válik ábra - A foszforvegyületek alakulása a talajképződés során humid viszonyok között 174
193 Növényi tápanyagok a talajban A talajokban az átlagos 0,05%-os érték megfelel a Föld szilárd kérgében található foszforkoncentrációnak. A feltalaj foszfortartalma nagyobb, mint az altalajé. Nem művelt területeken ez a dúsulás a növényi maradványok felhalmozódása következtében lép fel. Ez a folyamat meglehetősen lassú. A művelt talajokban a műtrágyázás is elősegíti a foszfor feldúsulását a szántott rétegben. A foszfor szervetlen és szerves kötésben fordul elő. A szerves kötésben lévő foszfor az ásványi talajok szántott rétegében lévő foszfor 25 65%-át teszi ki. A kevéssé mállott talajokban a szervetlen foszfor apatitban és kis mennyiségben szilikátokban fordul elő. Másik része apatitból mállás útján átalakult másodlagos ásványokban és a műtrágyafoszfor átalakulása következtében keletkezett vegyületekben található. Ezek az átalakulásból keletkezett foszforvegyületek igen finom eloszlásúak, így az agyagfrakcióhoz kapcsolódnak, ezért az agyagfrakció foszfortartalma általában nagyobb, mint a durvább szemcseméretű frakcióké A szervetlen foszforvegyületek Szinte mindegyike nehezen oldható orto-foszfát. A kalcium-foszfátokhoz tartozik a hidroxilapatit [Ca 5(PO 4) 3(OH)] és a fluorapatit [Ca 5(PO 4) 3 F]. Ezek általában izomorf keverékben fordulnak elő, mert az OH és a F hasonló ionátmérőjű, és helyettesíteni tudják egymást. Az apatit csak bázikus talajokban stabil, ph=7 alatt elbomlik (9.8. ábra). A műtrágyafoszfátok általában kalciumhidrogén-foszfáttá (CaHPO 4), illetve apatittá alakulnak. Erősen savanyú talajokban amorf Al-foszfátok mellett variszcit AlPO 4 2H 2O és könnyebben oldható sztrengit (FePO 4 2H 2O) mint stabil foszforvegyületek is előfordulhatnak. Anaerob körülmények között talajvíz hatása alatt álló talajok redukciós szintjében vivianit (Fe 3(PO 4) 2 8H 2O található Szerves foszforvegyületek A szerves foszforvegyületek legnagyobb részét (50%) az inozit-hexafoszforsav sói, a fitátok teszi ki. A fitátionok az ortofoszfátionokhoz hasonlóan viselkednek adszorpciókor és kicsapódási reakciókban. Ezért főleg adszorbeált alakban vannak jelen, s nehezebben mineralizálhatók, mint a többi vegyület. A nukleinsavakban 175
194 Növényi tápanyagok a talajban kötött foszfor a talajokban csak 5 10%-ot tesz ki. A többi szerves foszforvegyület, a foszfolipidek, a cukorfoszfátok és a foszforproteinek kevesebb, mint 1 2%-ot érnek el. Jelentős mennyiségű foszfor kötődik azokhoz az Al- és Fe-ionokhoz, amelyek a humin- és fulvosavakkal alkotnak komplexet. A talajoldatban lévő foszfor egy része is szerves kötésben lehet. Ezt a növények közvetlenül nem tudják felvenni, csak a fitáz enzim bontása után Az adszorbeált alakban kötött foszfor Mennyisége a ph-érték csökkenésével nő, és savanyú talajokban a növények számára a legfontosabb foszforforrásként szolgál. A foszfátionokat képesek adszorbeálni a Fe és az Al hidroxidjai, illetve oxidjai, az agyagásványok (főleg az allofán) és a szerves anyagok, ha komplex kötésben vasat vagy alumíniumot tartalmaznak. Ebből adódik, hogy a P-adszorpció főleg nagy vasoxid-tartalmú talajokban jelentős. Humid klímában, a talajok savanyodásával párhuzamosan nő a P-adszorpcióra való hajlam is. A P-adszorpció az oxidásványok és a szilikátos agyagásványok élein vagy más felületein található hidroxilionok helyettesítésével játszódik le. Kimutatták, hogy egy adszorbeált foszfátion vasoxi-hidroxid ásványok felületén két szomszédos OH-iont helyettesít. Ezzel magyarázható, hogy a vasásványok miért kötik meg a foszfort erősebben, de kisebb mennyiségben, mint a többi ásvány. Az Al-tartalmú ásványok által megkötött foszfor jóval felvehetőbb, mint a vastartalmú ásványok által megkötött foszfor Oldatfoszfor A szervetlen foszfátionok az agyagásványok és a szerves anyagok pozitív töltésű helyein adszorbeált állapotban vannak jelen. Az adszorbeált foszfor és a többi szilárd fázisban lévő foszfor egyensúlyban van az oldott foszforral, és a szilárd fázisban lévő foszfátok között is egyensúly áll fenn. A talajoldatban lévő foszfor amely főleg dihidrogénfoszfát- és hidrogénfoszfát-ion (H2PO4 és HPO42 ) mennyisége általában rendkívül kicsi. A szántott réteg a legtöbb talajban 1 kg P/ha-t, némely talaj oldata azonban csak 0,1 kg P/ha-t tartalmaz. A növények közvetlenül csak ezt a feloldott foszfort tudják felvenni. A növények átlagosan kg/ha foszfort fogyasztanak évente, tehát a talajoldat foszforveszteségét gyakran kell pótolni. A pótlás történhet szerves anyag mineralizációja vagy adszorbeált foszfor oldatba kerülése útján. A talajoldatba kerülő foszfort felvehetőnek tekintjük, és labilisnak nevezzük, megkülönböztetésül a kevésbé felvehető foszfortartalékoktól A foszfor mineralizációja és immobilizációja A mineralizáció és immobilizáció folyamata egyidejűleg játszódik le a talajban. A talajoldat foszfátkoncentrációja az ásványi formák közti egyensúlyon túl ezen két ellentétes folyamat viszonyától függ: A lebomlásban lévő szerves maradványok foszfortartalma kulcsszerepet játszik a talajban lévő oldható foszfor mennyiségének szabályozásában. Netto foszforimmobilizáció akkor következik be, ha a szén szerves foszfor arány 300 vagy ennél nagyobb, netto mineralizáció pedig akkor, ha az arány 200 vagy annál kevesebb. A növényi maradványok gyors elbomlásának kedvező feltételei a jó levegőzöttség és nedvességellátás, a C-os hőmérséklet növelik a szerves foszfor mineralizációját A foszfátfixáció A talajba került vízoldható foszforműtrágya-hatóanyag (H2PO4 ) növények számára kevésbé vagy egyáltalán nem felvehetővé alakulásának folyamata a foszfátfixáció. Számos kísérletben kimutatták, hogy a vízoldható formában a talajokhoz adott foszfor (pl. kalciumdihidrogénfoszfát, Ca(H 2PO 4) 2) nem marad változatlan hosszú ideig, hanem átalakul a sok nehezen oldódó forma 176
195 Növényi tápanyagok a talajban egyikévé. A fixációban mind biológiai, mind kémiai folyamatok részt vesznek, az utóbbiaknak van nagyobb jelentőségük a műtrágyafoszfor megkötésében. A 9.7. ábra a ph jelentőségét mutatja a fixálási reakciók esetében. A legtöbb talajnál a foszfor felvehetősége akkor maximális, ha a gyengén savanyú semleges tartományban van a talaj ph-értéke. A P-fixáció mértéke az agyagásványok minőségétől is függ, és a következő sorrendben csökken: amorf hidroxidok > goethit = gibbsit > kaolinit > montmorillonit ábra - A szervetlen foszfátok növényi felvehetősége a ph függvényében Erősen savanyú talajokban a foszfor gyorsan kicsapódik nehezen oldható Fe- és Al-foszfátok alakjában, vagy az oxidok felületén adszorbeálódik. Ez különösen a sok vasat tartalmazó talajoknál (lateriteknél) jelentkezik. Ezekre a talajokra viszonylag sok foszfortrágyát kell juttatni, hogy a növények szükségletét kielégítsük. Meszes talajokban kevésbé oldható kalcium-hidrogénfoszfát CaHPO 4 és Ca 3(PO 4) 2 keletkezik, s az utóbbi fokozatosan átalakulhat karbonát-apatittá, ami még nehezebben oldódik. A foszfátfixáció további mechanizmusa a foszfátadszorpció során az oxi-hidroxidok felületi OH-csoportjainak kicserélése, két kötődéssel. Szintén a fixáció jelenségéhez tartozik amidőn a talajszemcsék felületén megkötődő foszfátionok a szemcse belsejébe diffundálnak, és sokkal nehezebben hozzáférhetővé válnak A talajfoszfor oldhatósága A talajfoszfor oldatba kerülése egyrészt azt jelenti, hogy a szilárd foszforvegyületek feloldódnak, de azt is jelentheti, hogy a foszfor deszorbeálódik. Az adszorbeált foszfornál az oldódási folyamat valójában egy ioncsere OH -, HCO3 - és szerves anionokkal. A normális ph-tartományban, megművelt talajoknál a szerves kötésben lévő foszforon kívül az oldott foszfor H2PO4 és HPO42 -ionok alakjában található mennyisége a ph-tól függ. Pl. ph-4,5-nél gyakorlatilag csak H2PO4 található, ph-6-nál a H2PO4 /HPO42 arány 90:10, és ph-8-nál 10:90. A PO43 -ionok jelentős mennyiségben csak ph-9,5 fölött jelennek meg. A talajfoszfor oldhatósága, oldódási sebessége és pufferolása a növények foszforellátása szempontjából fontos, mivel a talajoldat mindenkori foszfortartalma alig több, mint 1/100-a a növények foszforszükségletének egy vegetációs periódus alatt. A talajoldat optimális foszforkoncentrációjának 0,2 0,4 mg P/liternek kell lennie 177
196 Növényi tápanyagok a talajban ahhoz, hogy a növényeket kellően el tudja látni foszforral. Ásványi talajok mélyebben fekvő szintjeiben a foszforkoncentráció igen csekély, a talajoldatban csak 0,003 0,1 mg P/liter található. A szervetlen foszforformák oldhatósága igen komoly növénytáplálási probléma. A kalcium-foszfátok alkálikus közegben oldhatatlanok lesznek, a vas- és alumínium-foszfátok pedig savanyú környezetben válnak oldhatatlanokká. A foszfor oldhatóságára a legkedvezőbb a semlegeshez közeli, gyengén savanyú közeg (9.8. ábra) ábra - A foszfátok oldhatósága a talaj-ph-tól függ A szerves kötésben lévő foszfor csak akkor mineralizálódik, ha elbomlik a szerves anyag. Ekkor a foszfor oldható, felvehető alakokba megy át. A szerves kötésben lévő foszfor szervetlenné alakítása enzimatikus úton megy végbe, elsősorban foszfatáz enzim segítségével. Ha a talajok redoxipotenciálja kicsi, nő a vasoxidokhoz kötött foszfor oldhatósága, mert a redukáló környezetben a vas (III)-oxidok a hozzájuk kötődött foszfátionok szabaddá válása során vas (II)-vegyületekké redukálódnak. A foszforoldhatóság anaerób körülmények közötti fokozódása megmagyarázza, hogy miért van a talajokban több felvehető foszfor vízzel történt elárasztás után, például rizstermesztéskor. A szerves anyagok többféleképpen is kifejtik hatásukat a foszfor oldhatóságára: A szerves anionok, pl. a humin- és fulvosavak, deszorbeálják a foszfátionokat vagy adszorpcióval blokkolják a foszfátionok elől az adszorpciós helyeket. 178
197 Növényi tápanyagok a talajban Némely szerves sav az Al3+-, Fe3+-, ill. Ca2+-ionokkal vízoldható komplexet képez, ezáltal lehetővé teszi az egyébként nehezen oldható foszforvegyületek oldhatóságát A foszfor mozgása a talajban A növények tápanyagellátása szempontjából a mineralizáció és az oldódási egyensúlyi reakciók megfelelően gyorsak. Az utánpótlási sebességet a talajon belüli lassú foszfátmozgás határozza meg. A H2PO4 - és a HPO24 -ionoknak arról a helyről, ahol belépnek a talajoldatba, el kell jutniuk a gyökerekig. Kis mennyiségben tömegáramlással jutnak el a gyökerekhez, de nagyobb részük iondiffúzióval vándorol a talajon át. Minden szállítási mód rendkívül lassú, ha a távolság több, mint 5 10 mm, vagy ha a talaj száraz. Az effektív szállítási sebesség kisebb és a hatótávolság is a rövidebb a kevésbé oldódó foszforvegyületek esetében. A rosszul oldódó foszforvegyületeket tehát a gyökerek közelében kell elhelyezni Környezeti vonatkozások A foszfor a feltalajból az altalajba vándorolhat, és igen kis mértékben ki is mosódhat a gyökérzónából. Agyagos talajok feltalajából a foszfor csak cm mélységig vándorol ezt állapították meg olyan lösztalajoknál, amelyek évtizedeken keresztül jóval több foszfortrágyát kaptak, mint amennyit a növények ki tudtak vonni. Ugyanezt az eredményt kapták egy szabadföldi kísérlet parcelláiban, ahol 110 éven át 33 kg P/ha/év szuperfoszfáttal trágyáztak: a foszforvándorlást réten-legelőn 38 cm mélységig, szántóföldön 50 cm mélységig tudták kimutatni. A talajon átszivárgó vizek elemzésével megállapították, hogy a foszforkimosódás általában kevesebb, mint 0,3 kg P/ha/év. Természetesen lehetnek olyan körülmények, amikor ennél jóval nagyobb: felláptalajoknál és kevés foszfort adszorbeáló homoktalajoknál, ha nagy mennyiségű víz szivárog rajtuk keresztül és ha vízoldható foszfátokkal, híg trágyával vagy kommunális szennyvízzel történik a trágyázás és öntözés. Elősegíti a foszforvándorlást, ha nagy mennyiségű foszfor szerves kötésben van a talajoldatban. Ez a hígtrágyázás és a szennyvízzel történő öntözés esetében áll fenn. A foszforvándorlás durva szemcsés talajokban részben kolloidok alakjában is végbemehet. Az utóbbi évtizedekben a folyók foszfortartalma 300%-kal nőtt. A növekedés legfőbb oka az, hogy a tisztítószerek foszfort tartalmaznak. A mezőgazdaságilag művelt talajok legnagyobb foszforvesztesége erózió következtében lép fel. Ha azt vesszük alapul, hogy a szántott rétegben kg P/ha van, akkor egy tonnányi talaj elhordásával 0,2 0,8 kg foszfort is elveszítünk. A felszíni vizekbe kerülő foszfor mennyisége kritikus kérdés, mert a foszforkoncentráció növekedése indíthatja be az eutrofizációt, az algák elszaporodását. A vizinövények életéhez szükséges többi tápanyag ugyanis jóval könnyebben eljut az élővizekbe, ahol a produkció korlátja éppen a foszforkoncentráció. Ezért döntő jelentőségű például a Balaton vízminőségének javításával a tóba jutó foszfor mennyiségének drasztikus csökkentése, illetve a már ott lévő foszfor lehetséges eltávolítása. 3. Kálium a talajban 3.1. A talaj kálium-körforgalma A kőzetekben általában sok kálium van. A talaj összes káliumtartalma 0,2 3,3%. A talajoldat káliumtartalma mg/liter között mozog. Csapadékkal 2 6 kg K/ha/év jut a talajba. A káliumellátás természetes körülmények között nem korlátozó tényező a növények fejlődésében (9.9. ábra) ábra - A kálium körforgalma a talajban 179
198 Növényi tápanyagok a talajban 3.2. A kálium forrásai A kálium eredete a földkéreg egyik leggyakoribb ásványával, a földpáttal kapcsolatos. A másik bőséges forrást a csillámok, főleg a biotit és a muszkovit jelentik. A K-Al-szilikátokból hidrolízissel válik szabaddá a kálium. A káliumnak a természetben kloridja, szulfátja és borátja is ismert. A másodlagos ásványok közül az illit a legfontosabb káliumtartalmú agyagásvány. A homok-, vályog- és az agyagfrakcióból egyaránt felszabadul kálium, de a kisebb talajrészecskék adják le az egységnyi tömegre számított legtöbb káliumot. A mikroorganizmusok által megkötött kálium mennyisége csekély: kg/ha, ehhez járul a mikroorganizmusok biomasszatömege, ami 3000 kg/ha káliumot tartalmaz A talaj káliumformái A kálium a talajoldatban ion formájában, a kolloidok felületén adszorbeált ionként (kicserélhető formában), az agyagásványok kevéssé hozzáférhető töltéshelyein megkötve (nem kicserélhető formában) és a primer káliumásványok kristályrácsaiban található (9.10. ábra) ábra - A kálium körforgalma a talajban 180
199 Növényi tápanyagok a talajban A kicserélhető kálium a szervetlen agyagásványok és a szerves anyag negatív töltésű helyeihez kötött hidratált ion alakban fordul elő. Ezen hidratált K-ionok mérete azonos az ammóniumionokéval, és ugyanakkora erővel kapcsolódnak a felülethez is, de ez a kapcsolódás nem olyan erős, mint a többi makrotápelem kationjáé (Ca, Mg). Ezért a hidratált K-ionok könnyen kicserélhetők. A kálium sohasem képez kovalens kötést a szerves anyaggal. Ionok formájában marad a növényekben is, és elhalásuk után kimosódik a szerves anyagból. Ezért a talajban zömében csak szervetlen kálium előfordulásával kell számolni. A káliumtartalmú ásványok mállási sebessége megegyezik a legtöbb talajásvány mállási sebességével. A talajoldatban lévő kicserélhető és nem kicserélhető K+-tartalom között egyensúly áll fenn A növények káliumellátása A talajokban található összes kálium mennyisége általában több évtizedre (sőt évszázadokra) is elegendő lehet, de a talajban lévő csillámok és földpátok kismértékű oldhatósága következtében csak igen kis káliummennyiség kerül oldatba egy vegetációs periódus alatt. A talaj humusza is csak igen kis mértékben szolgáltat káliumot a növények számára. Egy adott vegetációs periódusban a növények által felhasznált K+ legnagyobb része gyakran azonos mértékben a kicserélhető K+-ból és az oldat-k+-ból származik. A nem kicserélhető kálium jelentőségét például az mutatja, hogy egy lucernatermés kb. 150 kg/ha káliumot vesz fel a talajból, a kicserélhetőkálium-tartalom pedig csak kg/ha. Tehát csak rövid ideig lehetne termelni, ha nem lenne utánpótlás a nem kicserélhető készletből. A növényi felvétel mellett a kálium más módon is immobilizálódhat: a mikróbák szervezetébe beépülve vagy az agyagásványok rácsába záródva fixálódhat. A nem hidratált K+-ion majdnem akkora, mint egy oxigénion. Tökéletesen beleillik az agyagásvány tetraéderes felszínének mélyedéseibe. Az ily módon fixált kálium ugyanazokat a helyeket foglalja el, mint a csillám rétegeit összetartó K+-ionok. Mindezek mellett a fixált káliumot inkább elraktározottnak, mint elveszettnek kell tekinteni. Így például az illit esetében fixált K+-ion könnyebben válik szabaddá, mint az eredeti ásványi kálium Káliumkötő és káliumszolgáltató agyagásványok A talajok káliumháztartásának jellemzésére vezette be Stefanovits a káliumhordozó és káliumkötő ásványok fogalmát. Káliumhordozónak tekinthető a csillám, az illit és a káliföldpát, amelyek szerkezetükben jelentős mennyiségű káliumot tartalmaznak. A káliumhordozó ásványok biztosítják a talaj kálium-utánpótlást. Káliumkötő ásványnak elsősorban a szmektitek tekinthetők, hiszen a talajoldatból a rétegközökben könnyen megkötik a káliumot. A műtrágyázási szaktanácsadásban közvetlenül hasznosítható az agyagtartalom és a káliumkötő ásványok %-os értékének szorzatából adódó K-kötési értékszám. Amennyiben ez az értékszám kisebb mint 8, a műtrágyakálium talajoldatból történő megkötődésének mértéke elhanyagolható, 8 16 között a káliumtartás mértéke mérsékelt, között jelentős, 32 felett pedig igen jelentős Káliumegyensúly a talaj és a talajoldat között A kicserélhető kálium és a talajoldat káliumkoncentrációja közötti egyensúlyt a talajkolloidok káliumtelítettsége, a káliummegkötés erőssége és mindenekelőtt a megkötőhelyekért versengő kationok (elsősorban a Ca2+ és a Mg2+) befolyásolják. Ez jut kifejezésre a Q/I-görbénél is, ahol a kicserélhetőkáliumtartalom változását az aktivitási aránnyal (K/(Ca+Mg)1/2 szemben ábrázolják. A Q/I-görbék meredeksége a kálium-pufferkapacitás, amely megadja, hogy a talajoldat káliumaktivitása milyen mértékben képes a K+- és Ca2+-kicserélődés következtében fellépő változásnak ellenállni. Azonos agyagásvány-összetétel esetén az agyagtartalommal nő a pufferkapacitás. Nagy rétegtöltéssel rendelkező agyagásványok nagy káliumfixáló képesség mellett nagy pufferkapacitással is rendelkeznek. Ilyen talajokon akkor is nagyok a terméseredmények, ha a talajoldatban kicsi a káliumkoncentráció. Ezzel szemben a kis pufferkapacitású talajoknál ehhez nagy káliumkoncentrációk szükségesek a talajoldatban. 181
200 Növényi tápanyagok a talajban 3.7. Környezeti vonatkozások A káliumkimosódás a gyökérzónából a kálium-műtrágyázás mértékétől, a káliumfixálástól, a talajok káliumtelítettségétől és az átszivárgó víz mennyiségétől függ. Jelentős lehet a kimosódás agyagban szegény homoktalajok és művelés alatt álló felláptalajok esetében, mert a K-ionok csak gyengén kötődnek a szerves anyaghoz. Ilyen talajoknál kg K/ha/év kimosódásokat is mértek, de nagy mennyiségű híg trágya alkalmazásakor ez még több is lehet. A mélyebb talajrétegek, amelyek az erózió során felszínre kerülnek, gyakran ugyanolyan vagy nagyobb káliumtartalmúak, mint a felső talajrétegek, ezért erózió hatására a talaj káliumszolgáltató képessége nem változik. Mégis számolhatunk erózió okozta káliumveszteséggel, ugyanis ha 1% a talaj összes káliumtartalma, akkor az eróziónak kitett területekre vonatkoztatva a talajból évente átlagosan 653 kg/ha kálium veszhet el. 4. Kén a talajban 4.1. A kén körforgalma A ábrán a kénkörforgást mutatjuk be. A mállási folyamatok során a primér ásványok kéntartalma szulfáttá (SO42 ) alakul, amit a növények felvesznek, és szerves kötésekbe, pl. a fehérjék ciszteinjébe és metioninjába építenek. Amikor a növényi és állati szervezetek visszakerülnek a talajba, és ott a mikroorganizmusok hatására elbomlanak, a szerves kén egy része ismét SO42 -tá alakul, más részét a mikrobák veszik fel szervezetükbe, s innen a humuszba kerül. A talajba a műtrágyákból, a különféle típusú peszticidekből, az öntözővízből és az atmoszférából kerül a kén. Erősen reduktív körülmények között a talajban kénhidrogén (H 2S) képződhet, amely azután az atmoszférába távozik ábra - A kén körforgalma a talajban Az atmoszférából a csapadékkal talajba kerülő kén mennyisége (mezőgazdasági területeken) 5 kg/ha/évtől (ipari területeken) 200 kg/ha/év értékig terjedhet A talajok kéntartalma 182
201 Növényi tápanyagok a talajban A talajban lévő eredeti kénforrás a vulkáni kőzetekben lévő pirit (FeS 2). A mállás és a talajképződés folyamán a piritben lévő kén SO42 -tá oxidálódik, amit végül a növények és a mikroorganizmusok vesznek fel, s ezek szervezetén keresztül a kén bekerül a talaj szerves anyagába. Némelyik talajban a kén egy része gipsz (CaSO 4 2H 2O) és epszomit (MgSO 4 7H 2O) alakban van. Száraz vidékeken, ahol nincs elegendő csapadék a SO42 kimosódásához, a gipsz gyakran a CaCO 3-felhalmozódás alatti rétegben gyülemlik fel. A talaj összes kéntartalma tág határok között változik: erősen kilúgozott talajokban, humid éghajlati körülmények között igen csekély mennyiségű kén lehet (0,002%), arid és szemiarid éghajlati viszonyok között, meszes és sós talajokban viszont az 5%-ot is elérheti Szervetlen kén a talajban A talajban lévő kén főként SO42 (szulfát) formában van jelen, bár alacsonyabb oxidációs fokú vegyületek; szulfidok, szulfitek, thioszulfátok és elemi kén is előfordulnak. Vízzel borított talajokban a kén redukált alakban fordul elő, pl. H 2S, FeS, FeS 2. A pirit gyakran a fő szervetlen kénforma nedves és vízzel borított talajokban. Bizonyos körülmények között elemi kén is képződhet. A szulfátadszorpció olyan talajokra jellemző, amelyek savanyúak, ezekben alakulhatnak ki a Fe- és Al-oxidokon és agyagásványokon a pozitív töltések, aminek következtében anioncserére képesek. A szerves anyag negatív hatással van a SO42 adszorpciójára, ami a felszíni talajrétegek csekély szulfáttartalmát magyarázza Szerves kén a talajban A humid és szemihumid éghajlatú területeken a talajban lévő összes kén szerves formában található. Ez egyben azt is jelenti, hogy a C, N és S mennyisége között szoros összefüggés van. A világ különböző részeiről származó talajok átlagos C/N/S aránya feltűnően hasonló, megközelítőleg 140:10:1,3. A talajban előforduló fontosabb szerves kénvegyületek a következők: kéntartalmú aminosavak, pl. a cisztein és a metionin, szulfolipidek és a tiolvegyületek kinonokkal és redukáló cukrokkal képezett vegyületei. A talajokban lévő szerves anyagok és szerves maradványok kéntartalmának növények számára felvehető alakba történő átalakulása kizárólag mikrobiológiai folyamat. Ha a talaj jól levegőzik, a szerves kén SO42 -tá oxidálódik (mineralizálódik), amit a legtöbb növény fel tud venni. Ezzel párhuzamosan a szulfátot felveszik a mikroorganizmusok, és beépítik a szervezetükbe. Ezt a folyamatot immobilizációnak nevezik. A talaj szerveskén-tartalma csak akkor fog növekedni, ha a körülmények kedveznek a szerves anyagok felhalmozódásának. A kén átalakulása mineralizáció-immobilizáció útján a nitrogén és a foszfor átalakulásának sémáját követi, vagyis a két folyamat párhuzamosan játszódik le. Ennek megfelelően a növények számára felvehető SO42, amely a talajoldatban található, a két ellentétes folyamat különbségéből adódik: A két folyamat relatív sebességét természetesen befolyásolják azok a tényezők, melyek a mikroorganizmusok tevékenységére hatnak, beleértve a növényi maradványok talajba jutását is. Ha az adott növényi maradványok C/S aránya 200 alatt van, akkor a SO42 ra nézve nettó mineralizáció, ha a C/S arány 400 fölött van, nettó immobilizáció áll fenn Kénoxidáció és -redukció a talajban A ként oxidáló baktériumok főleg a Thiobaccilusok az elemi ként (S) vagy a szulfidot (S2 ), melyek redukált és vas-pirit alakban vannak (FeS és FeS 2), kénsavvá (H 2SO 4) oxidálják. A piritekből akár tisztán kémiai úton, akár biológiai úton kénsav alakulhat. Anaerob körülmények között viszont a mikróbák a szulfátot szulfiddá redukálhatják. A szulfátot redukáló mikroorganizmusok hatása abban nyilvánul meg, hogy a fém-szulfidok, különösen a Fe2+ - szulfid, kicsapódnak. A mikrobiális szulfátredukció az oka az agyagpalákban, a külszíni fejtéseknél előforduló szulfidoknak és a természetes gázok H 2S-tartalmának. 183
202 Növényi tápanyagok a talajban A SO42 -ot csak néhány, szigorúan anaerob baktérium tudja H2S-dá redukálni: a Desulfovibrio és a Desulfotomaculum. Lényegében a SO42 a C-metabolizmusban az O2-t helyettesíti, ugyanúgy, ahogy a NO3 -ot is felhasználják a denitrifikáló baktériumok. Anaerob talajokban a szulfid további átalakulása tioszulfátok és elemi kén képződéséhez vezet, amely vegyületek mikroorganizmusok segítségével oxidálódhatnak vagy redukálódhatnak. Az anaerob körülmények különösen kedveznek a mikroorganizmusok illékony szerves kénvegyületeket képző tevékenységének (merkaptánok, alkilszulfidok stb.). A talajban az illékony kénvegyületek fontosak, mert stimulálhatják vagy elnyomhatják egyes patogén gombák növekedését, a nitrifikációt és más biokémiai folyamatokat is gátolhatnak. 5. Kalcium a talajban 5.1. A kalcium forrásai A kalcium primér forrásai a kalcit, az aragonit, a dolomit és a gipsz. A kalcit CaCO 3 fő alkotórésze a mészkőnek, a márgának és a meszes homokkőnek. Az aragonit is CaCO 3-ásvány, normál atmoszférikus körülmények között kevésbé stabil, mint a kalcit. A dolomit [CaMg (CO 3) 2] amellett, hogy kalciumforrás, magnéziumforrás is. A gipsz (CaSO 4 2H 2O) üledékes kőzetek közönséges ásványa, a mezőgazdaságban meszezőanyagnak használják. Az apatitban, a plagioklászban és a hornblendében is van kalcium. A kalciumásványok valamivel gyorsabban mállanak, mint az átlagos talajásványok, ezért a mállás és a kimosódás előrehaladtával csökken a kalciumtartalom. Az átlagos kimosódási veszteségek 387 kg Ca/ha, 118 kg Mg/ha és 44 kg K/ha. Humid területeken a veszteségek még nagyobbak volnának, ha a Ca2+ és a Mg2+ nem kötődne erősen a kationcserélő helyekhez A talajok kalciumtartalma A arid területek sós talajaiban 5% kalcium is lehet, míg a humid területek (trópusok) talajaiban csak 0,01% a kalcium. A mérsékelt égövi humid területek talajaiban 1 2% kalcium található. Igen csekély az erősen kimosódott, kicsiny kationcserélő kapacitással rendelkező talajok kalciumtartalma. Mérsékelt égövi talajokban az előbbieknél több kalcium van, kivéve a nagyon savanyú homoktalajokat. A mérsékelt égövi talajoknál sokkal hamarabb van szükség meszezésre a ph növelése céljából, mint a növények kalcium igényének kielégítése érdekében. A mérsékelt égövi talajok kicserélhetőbázis-tartalmának 75 85%-át a kalcium teszi ki: legtöbbjük a szántott rétegben kg/ha kicserélhető kalciumot tartalmaz. Ez a nagy mennyiség tart egyensúlyt a talajoldat igen csekély oldott kalcium-tartalmával. A kalcium nagy mennyisége a kicserélhető kationok helyein azzal magyarázható, hogy a Ca2+-ionnak a 2+ töltéséhez képest viszonylag kicsi a hidratáltion-mérete, és ez a kalcium nagyobb fokú adszorpcióját idézi elő. A kalciumadszorpció a humusznál a legnagyobb fokú, mert ott nagy a kationcserélő kapacitás, ezenfelül a Ca-ionok a szerves vegyületekkel kelátokat is képezhetnek. Ha a talaj ph-értéke csökken, a talajban lévő kicserélhető kalcium (és más bázikus kation) mennyisége is csökken, ha a ph-érték emelkedik, a kicserélhető kalcium mennyisége is nő. Ha nagyon sok kalcium van jelen, CaCO 3 alakban kicsapódhat és pufferolhatja a talaj ph-ját. A CaCO 3 vízben nem oldódik, de CO 2-tartalmú vízben igen. A talaj levegőjében lévő CO 2 parciális nyomása határozza meg a talajoldatban lévő CO 2 gáz mennyiségét, s egyben meghatározza a CaCO 3 oldódásának mértékét is. A talajoldatban a kalcium kétértékű pozitív ionként vagy HCO3, SO42, esetleg Cl -ionokkal képzett ionpárokban van jelen. 6. Magnézium a talajban A magnézium legnagyobb része szilikátok alakjában van jelen: amfibolok, piroxének, olivinek, biotitek és néhány agyagásvány (kloritok, vermikulitok) tartalmazzák. Alkálikus talajokban ezeken kívül még dolomit, 184
203 Növényi tápanyagok a talajban magnezit és kalcit (1 3%) tartalmaz magnéziumot, arid és szemiarid talajokban könnyen oldható MgSO 4 7H 2O alakban is előfordulhat. A tengerhez közeli talajok aeroszolok alakjában sok magnéziumhoz jutnak. A talajok átlagos magnéziumtartalma kb. 0,5%. A talajoldatban Mg2+-ion alakban vagy HCO3, SO42 - és Cl -ionokkal ionpárok alakjában van jelen. A dolomitos mészkő oldódása is a talajoldat CO 2-tartalmával áll kapcsolatban: CaMg (CO3)2 + 2H2CO3 Ca2+ + Mg2+ + 4HCO3 A magnéziumkimosódás az átszivárgó víz mennyiségétől, a talajoldat magnéziumkoncentrációjától, a talajok magnéziumtelítettségétől és sok más tényezőtől függ. A kicserélhető magnézium a felvehető magnézium legjelentősebb forrása a talajban. A magnézium a kalciumhoz hasonlóan viselkedik a talajoldatban és a talajkolloidokon adszorbeálva. A nem hidratált Mg2+ elég kicsi ahhoz, hogy beférjen az ásványi szerkezet oktaéderes üregeibe (a kalcium több helyet igényel). A vulkáni kőzetekben lévő magnézium szoros kapcsolatban van a vastartalmú ásványokkal (ferromagnézium): olivin, inoszilikátok, biotitcsillám. Üledékes kőzetekben a dolomit alkotórésze. Az említett magnéziumásványok mind mállékonyabbak, mint a földpátok, a kvarc és hidratált oxidok. A talajok magnéziumtartalma hamarabb merül ki, mint a kálium-, nátrium- és kalciumtartalma. A hidratált Mg-ion nagyobb, mint a hidratált Ca-ion, így gyengébben kötődik a talajkolloidokon. Ennek a hidratáltion-méretnek a következménye az is, hogy sok magnéziumot tartalmazó talajkolloidnak nagyobb a duzzadóképessége, jobban diszpergálódik, kevésbé átjárható, és több vizet képes visszatartani, mint a több kalciumot tartalmazó talaj. Ez akkor következik be, ha a kationcserélő kapacitás több, mint 30%-át a kicserélhető magnéziumionok adják. A talajoldatban nemcsak a Ca2+, hanem a Mg2+ is kevés a kationcserélő helyeken lévő magnéziumhoz képest. A magnézium is specifikus adszorpcióval kapcsolódik a kationcserélő helyeken, ezért a talajoldatban lévő magnéziumkoncentráció igen kicsi lehet. A magnéziumnak különleges szerepe van a vermikulit esetében. Ennek az agyagásványnak a rétegei kellően ki vannak tágulva ahhoz, hogy két réteg víz és a Mg2+-ionok elférjenek, hogy a rétegek közötti negatív töltéseket semlegesítsék. A vermikulit mállás esetén jó magnéziumforrás. Hasonlóképpen rácsközi térben kötődik a Mg egyes kloritokban, oktaéderes síkot alkotva. 7. Mikroelemek a talajban Milyen formában vannak a nyomelemek a talajban? Vízoldható alakban: a. szabad kationként b. szerves és szervetlen komplexek ligandumaiként. Agyagásványok kicserélési helyein. Az ily módon kötött kationokat ki lehet cserélni NH4+-ionnal. Specifikusan adszorbeált állapotban. Némely mikroelem (pl. Cu2+) agyagásványokhoz és/vagy vas- és mangánoxidokhoz kötődik, annak ellenére, hogy a Ca2+-ionok vagy más elektrosztatikusan kötött kation nagy feleslegben vannak jelen. Ezek az ún. specifikusan adszorbeált nyomelemek. Szerves anyagok (növényi maradványok, humusz, élő szervezetek) által komplexek alakjában megkötve vagy adszorbeálva. Oldhatatlan csapadékokban, a vas- és mangánoxidok által bezárt formát is ideértve. Primer ásványokban és a szilikátanyagok oktaéderrácsában a Fe és Al izomorf helyettesítésében részt vevő kationként. Az egyes formák között azonban nem éles a határ, pl. a szorpciós reakciókat nem lehet könnyen megkülönböztetni a kicsapódástól. Vagy pl. a szerves anyag és az agyag egyaránt rendelkezik kationcserélő helyekkel, s mindkettő nehezen felvehető alakban tartja vissza a kationokat. 185
204 Növényi tápanyagok a talajban A legtöbb talajban csak igen kis mennyiségű mikroelem van a növények számára felvehető állapotban, azaz vízoldható és kicserélhető alakban (9.12. ábra). De az ilyen állapotban lévő mikroelemkészlet egyensúlyban vannak a specifikusan adszorbeált és a szerves anyaghoz kötött készletekkel. Így ha a talajoldatban csökken a mikroelemek koncentrációja (a növények felvétele vagy kimosódás következtében), az egyes elemek át tudnak menni az oldhatatlan vagy kevésbé oldható formákból az oldhatókba. Sok talajban igen nagy a jelentősége a szerves formában kötött készletnek ábra - A mikroelemek körforgalma a talajban 7.1. Vas A harmadik leggyakoribb elem a kőzetekben és az ásványokban. Legfontosabb a talajokban leggyakrabban előforduló ásványai a hematit (Fe 2O 3), a magnetit (Fe 3O 4) és a hematit hidratált alakja, a limonit (2Fe 2O 3 3H 2O), goethit (FeOOH), valamint a pirit (FeS 2). A talajoldatban a vas kétféle ionformában tud létezni, ezt a redox feltételek határozzák meg. Anaerob körülmények között Fe2+ alakban van. Ez dominál a talajvízben, ahol 1,0 10 mg/l a koncentrációja. Aerob körülmények között Fe3+ alakban van, ekkor a Fe2+ instabil, és Fe3+-má oxidálódik. Az Fe3+-ion az Al3+-ionhoz hasonlóan viselkedik, gyorsan körülveszi 6 molekula H 2O oktaéderes koordinációban, és Fe (H2O)63+ alakul ki. Kőzetekben és talajokban jelentős mennyiségben fordul elő, de a Fe3+-ion vegyületeinek egy része rendkívül oldhatatlan. A Fe3+-vegyületek az erősen elmállott talajokban halmozódnak fel. A trópusok vörös talajainak egyik legjelentősebb alkotórészei. A vasércek csak savanyú talajokban képesek annyira oldódni, hogy a növények szükségletét kielégíthessék. Ha a talaj ph-értéke 4,5 alatt van, a vas toxikussá válhat. A vulkáni kőzetekben a vas túlnyomórészt F(II) alakban van jelen. A vízzel elárasztott talajokban a vas ilyen alakban marad, és kékesszürke színt idéz elő a nedves talajokban. A Fe2+-ion vegyületei között sok rosszul oldódó van, de a Fe (III)-vegyületek még oldhatatlanabbak. A vashiány alkálikus talajokban jelentkezik. Levegőtlen viszonyok mellett a talajokban rozsdás foltok jelentkeznek. Ezeket azok a Fe2+-ionok okozzák, amelyek addig vándorolnak, amíg oxidatív körülmények közé kerülve hidratált vas (III.)-oxidként kicsapódnak. Ha a Fe (III)-vegyületek eléggé koncentrálttá válnak a talaj egy adott helyén, akkor ott kicsi, kemény 186
205 Növényi tápanyagok a talajban vaskonkréciók keletkeznek. Speciális körülmények között a kicsapódott vasvegyületek összecementálódott réteget alkothatnak. Levegőzött körülmények között a vas nagy része Fe (III) alakban van a talajban, és az ásványi részecskéken a humuszanyagokhoz kapcsolódva bevonatot képez. A Fe (III)-oxid (Fe 2O 3) vöröses színe a humusszal és más talajalkotóelemekkel keverve a talaj különféle barna árnyalatait eredményezi. Ez a vas általában a növények számára nem felvehető. Vashiány akkor jelentkezik, ha a talajásványokból nem válnak szabaddá Fe (II)-ionok, hogy az évenként Fe (III)-má történő oxidációt kompenzálják. Nagy ph-értékeknél mind a Fe (II), mind az Fe (III) oldhatósága sokkal kisebb, mint kis ph-értékeknél. A Fe(OH) 3 és az Fe(OH) 2 egyaránt rosszul oldódik, és nagy ph-értékeknél kicsapódik. Ha a talajokat túlságosan meszezik, a korábban felvehető vas kicsapódhat. Mivel a vas-foszfátok rosszul oldódnak, ezért vas- és foszfáthiányt egyaránt okozhat a képződésük, és egymás hiányát is fokozhatják. A vasvegyületek a foszfor adszorpcióját és kicsapódását idézik elő savanyú talajokban. Semleges és alkálikus talajokban a nagy foszfortartalom csökkentheti a vas felvehetőségét, és hozzájárulhat a vashiányhoz. Vashiányt okozhat a nagy mennyiségű mangán és réz is Mangán A mangán minden élőlény számára esszenciális elem. A talajok átlagos mangántartalma mg/kg. Egyes talajszintekben 3000 mg Mn/kg is található. A talajokban a mangán főleg mangánoxidok, szilikátok és karbonátok alakjában található. Ezeken kívül lehet adszorbeált állapotban elsősorban vasoxidokon és szerves komplex vegyületekben, valamint kicserélhető és oldható formában (Mn2+ alakban) is. A magánoxidok gyakran vasoxidokkal asszociáltan fordulnak elő. A mangánoxidokban általában a kobalt, a nikkel, a cink, a kadmium és az ólom akkumulálódik. A talajfejlődés során a mangán jobban vándorol és kimosódik, mint a vas, különösen a savanyú talajok pl. podzolok rendkívül mangánszegények lehetnek. A talajoldatban a mangánionok és szerves komplexek formájában van jelen. A mangán oldhatóságát a szerves mangánkomplexek határozzák meg, mindenekelőtt a semleges és az alkálikus talajokban, ahol az oldott mangán 90%-a szerves komplex lehet. Valamennyi nehézfém közül a mangán képezi a legkevésbé stabil komplexeket, ezért más kationok könnyen kiszorítják a vegyületeiből. Savanyú talajokban nagyrészt Mn2+-ionok vannak a talajoldatban, bár instabil közbülső termékként Mn3+-ionok is keletkezhetnek, amelyek azonban Mn2+-ionokká és oldhatatlan Mn (IV)-oxidokká alakulnak: 2Mn3+ + 2H 2O Mn2+ + MnO 2 + 4H+. A szerves mangánkomplexek mellett a mangánoxidok jelentik a legfontosabb mangántartalékot a növények számára. A mangánoxidok a talajoldat Mn2+-ionjaival ph-tól függő egyensúlyban vannak: MnO 2 + 4H+ + 2e = Mn2+ + 2H 2O Ha nő a H+-ionkoncentráció, az egyensúly eltolódik jobbra, és több Mn2+ képződik. Ha a ph egy egységgel csökken, a Mn2+-koncentráció 100-szor nagyobb lesz az oldatban. Az adszorbeált mangán is meghatározhatja a talajoldat ph-függő Mn2+-koncentrációját; ez mindenekelőtt erősen savanyú talajokban fordul elő. A mangán redukciós folyamataira kedvezően hat a sok lebontható szerves anyag, a nagy agyagtartalom, a tömör szerkezet és a nagymértékű víztelítettség. A Mn (III, IV)-oxidok redukcióját a talajban anaerob körülmények között élő baktériumok hajtják végre. A Mn (III, IV)-redukció mértéke olyan nagy lehet, hogy a mangánoxidok mangánjának 20%-a 3 nap alatt átalakul kicserélhető Mn2+-ionokká. A víz elpárolgása során a Mn2+-ionok újra oxidálódnak Réz A réz a legtöbb talajban Cu2+-ion alakban fordul elő, de ahol reduktív körülmények vannak, ott Cu+ fordul elő. A talajban található réz koncentrációját nagyban befolyásolja az anyakőzet. Több mint 1000 talajmintát megvizsgálva mg/kg rezet találtak. 187
206 Növényi tápanyagok a talajban A talajban lévő réz legnagyobb része szerves anyaghoz kötött, de egy része a vasoxidokhoz és más talajkolloidokhoz kapcsolódik. Ezekhez olyan erősen kapcsolódhatnak a Cu-ionok, hogy még a Ca-ionoknál is nehezebben cserélhetők ki. A talajoldatban csak néhány mg/kg réz van. A réz a savanyú talajokban a legoldhatóbb, a ph-érték emelkedésével csökken az oldhatósága. Szerves talajokban igen gyakori a rézhiány, ui. ezekben a talajokban nincsenek mállásra képes ásványok, kőzetek, így nincs rézpótlás. Ugyanez vonatkozik némelyik savanyú homokos és kavicsos talajra is. A réz felhalmozódása toxikussá válhat a növények számára, pl. ott, ahol nagy adagú réztrágyázást végeztek. Réztartalmú fungicidek ismételt alkalmazása vagy szennyvíziszap adagolása is eredményezhet toxikus rézkoncentrációt a talajban Nátrium Az oldatokban zajló kémiai reakciók szempontjából a nátrium és a kálium igen hasonlóan viselkedik. A talajban már jelentős az eltérés. A nátrium földpátokban előfordul, de csillámokban nem. A nátriumföldpátok kissé gyorsabban mállanak, mint a káliumföldpátok. A talajoldatba került Na-ionok nem fixálódnak, és kevésbé erősen kötődnek a kationcserélő helyekhez, mint a K-, Mg- vagy Ca-ionok. Ezért a nátrium a talajból legkönynyebben kimosódó bázikus kation. A talajok nátriumtartalma fokozatosan csökken az idő előrehaladtával, míg a káliumtartalom majdnem állandó marad. A nátrium nagy része végül is eléri az óceánt, ahol a NaCl a legnagyobb mennyiségben előforduló só. Az arid területek talajaiban néha felhalmozódik a nátrium, mert nincs kimosódás. Ez sós és szikes talajok keletkezéséhez vezet. A Na-ion által diszpergált talajkolloidok és a lúgos ph a szikes talajokban jelentősen akadályozza a növényi fejlődést Klór A klór a talajban majdnem teljes egészében kloridion alakban fordul elő. A Cl -ionok töltése azonos, mérete majdnem azonos az OH -ionokéval, ezért ásványi szerkezetekben a Cl helyettesíti az OH -ionokat. A klór egy része szerves vegyületekhez kötött. Kimutatták, hogy savanyú talajokban a kloridok segítik a mineralizációt, és gátolják a nitrifikációt. A fémionok kloriddal alkotott vegyületei igen jól oldódnak, ezért humid éghajlaton a klór könnyen kimosódik a jól drénezett talajokból. Szárazabb körülmények között a talajok oldatai sok kloridot tartalmaznak. Ezek a kloridok igen mozgékonyak a talajban: lefelé mozdulnak el csapadék hatására és felfelé, ha párolgás történik a talajfelszínről. A felfelé történő elmozdulás hozza létre a sós talajokat arid körülmények között. Az elpárolgó víz sót hagy vissza a talaj felszínén, ezért száraz periódusokban fehér kéreg keletkezik Bór A bór a savanyú talajokban B(OH)3, az alkálikus talajokban B(OH)4 alakban adszorbeálódik a Fe- és Aloxidok, az illit, a montmorillonit és a kaolinit rácsainak élén. A szilikátásványokon a ph emelkedésével nő a bóradszorpció, de ha a kalciumionok nátriumionokra cserélődnek, csökken. A talajban különböző formákban lehet a bór: vízoldható bór, szerves anyaghoz kötött bór, agyagásványokban kötött bór, boroszilikát. Oroszországban az arid területek sós talajai sok bórt tartalmaznak, ami gyakran toxikus a növények és az állatok számára. Humid területeken kimosódik a bór. A kimosódás és a növények együtt fokozatosan kimerítik a talajok bórkészletét, és bórtrágyázást tesznek szükségessé. A legkisebb bórkoncentrációkat savanyú, kilúgozott talajokban, durva szemcsés homoktalajokban és szerves talajokban mérték Szilícium A földkéregben az oxigén után a leggyakoribb elem. A talajban 6 különálló kristályos ásvány alakjában fordul elő: kvarc, tridimit, kristobalit, coezit, strisovit és opál. Az opál kivételével mindegyik ásvány képlete SiO 2, de a szilícium-tetraéderek térbeli elrendezésében különböznek. Az opál képlete SiO 2 nh 2O. A flint is szilíciumásvány, és még számos amorf, nem kristályos vagy parakristályos szilíciumásvány létezik. 188
207 Növényi tápanyagok a talajban Az oldható szilíciumvegyületek többségében a földpát ásványokból származnak, pl. az anortitból (CaAl 2Si 2O 8) és az albitból (NaAlSi 3O 8). Mindkettő plagioklászásvány, s a mállásnak a legkevésbé ellenálló. A szilíciumásványok csak ph-9 fölött oldódnak. 2 9 ph-érték között állandó a szilikátion-koncentráció (140 mg/liter), ha ennél nagyobb lesz, polimerizáció játszódik le, míg visszaáll a kezdeti koncentráció, és a talajoldatban polimerek és monomerek keveréke található. A monomerek lánc vagy gyűrű alakban kapcsolódhatnak. A kovasav az alumínium oxihidroxidokon adszorbeálódhat, ez az agyagásvány-képződés kiindulópontja: H4SiO4 = H+ + H3SiO4 H3SiO4 + Al(OH)3 Al(OH)2OSi(OH)3 + OH. A kovasavnak először disszociálnia kell, hogy negatív töltésű ionként az alumínium-hidroxidokhoz kapcsolódhasson. A kovasav arra is képes, hogy fémionokkal komplexeket alkosson. Ez a reakció a mállás folyamatában fontos. A fémszilikát komplex ionformában van jelen, tehát oldatban van. A podzolosodás során a Fe és az Al szervetlen komplexek alakjában vándorol lefelé. A kovasav a talaj szerves anyagaival is komplexet képezhet, főleg a humin- és a fulvosavakkal. Ez a reakció a kőzetek és ásványok mállásában játszik fontos szerepet, mert a huminsavak szilícium iránti nagy affinitása a kőzeteket és az ásványokat megbontja Szelén A talajok általában 0,02 2,0 mg/kg szelént tartalmaznak, a közép- és észak-európai talajok 1 mg/kg-nál kevesebbet. A szelén- a klór-, a bróm- és jódhoz hasonlóan a tenger felől kerül a talajokba. A szelén különböző oxidációs fokú lehet: + 6 (szelenát: SeO42 ), + 4 (szelenit: SeO32 ), 0 (elemi szelén), és 2 (H2Se). Erősen oxidáló körülmények között amelyek az arid és szemiarid területek humuszban szegény száraz talajaira jellemző-ek, a szelén főként szelenát (SeO42 ) alakban van jelen. Mérsékelten oxidáló körülmények között amelyek a humid területek humuszos talajszintjeire jellemzőek, a szelenit (SeO32, HSeO3 ) uralkodik. A talajkolloidok a szelenátokat csak kevéssé adszorbeálják, és szulfátok hatására könnyen deszorbeálódnak. A szelenitek ezzel szemben sokkal erősebben adszorbeálódnak, és a szulfátok vagy a kloridok alig képesek deszorbeálni őket, viszont a foszfátok igen nagy mértékben ki tudják szorítani az adszorpciós helyeikről a szeleniteket. A szelenitadszorpcióban Fe-, Al-oxidok és szerves anyagok játszanak szerepet Kobalt A talajokban az anyakőzettől függően 1 40 mg, leggyakrabban 5 15 mg Co/kg van. A kobalt vasban és mangánban gazdag szilikátokhoz kötődik, valamint vas- és mangánoxidokkal asszociált állapotban található. Az oxidok felületén adszorbeálva és az oxidok belsejébe zárva fordulhat elő, de oxidrácshoz is kapcsolódhat. Különösen a mangánoxidok lehetnek kobaltakkumulátorok. Terheletlen talajban, a mangánoxidokban 3400 mg Co/kg-ot is mértek. 6-os ph-érték fölött igen nagy az oxidok kobaltadszorpciója. A ph csökkenésével csökken az adszorpció mértéke is, és nő a kobalt oldhatósága és felvehetősége. PH-5 alatt a Co2+ -ionok dominálnak a talajoldatban. A ph emelkedésével nő az oldható szerves anyagok által komplex kötésbe vitt kobalt aránya, és ph-6 fölött eléri a 90%-ot Molibdén A molibdén a talajoldatban molibdát (MoO42 )-ion alakban fordul elő. Igen kis mennyiségben van jelen a talajban, de a növények is csak igen kis mennyiségben igénylik. A molibdátionnak igen sok, a foszfátionéhoz hasonló reakciója van. Erősen adszorbeálódik Fe- és Aloxihidroxidokon. A molibdén a lúgos tartományban oldhatóbb, mivel a molibdátion negatív töltésű. A molibdén 189
208 Növényi tápanyagok a talajban oldhatósága kb 10-szeresére nő, ha a ph egy egységgel emelkedik ph-7 fölött. Savanyúbb talajokban az oldhatóság egységnyi ph-emelkedés esetén 100-szorosára nő. 8. A trágyázás hatása a talajra A trágyaszerek különösen ha huzamosan és nagy mennyiségben alkalmazzák őket olykor kedvezőtlen változásokat idéznek elő a talajban. Az intenzív növénytermesztés trágyaszerek alkalmazása nélkül is a gyökérlégzés hatására fokozatosan savanyíthatja a talajokat. Ezt mutatja a ábrán a kontrollparcella változása. Ehhez járulhat még napjainkban a jelentős savas ülepedés hatása is. A műtrágyák, különösen a NH4+ és a nitrogéntartalmúak, szintén hozzájárulhatnak a talajok savanyodásához. Rendszeres mésztrágyázással illetve alkalmankénti meszezéssel megállítható a ph-csökkenés. A műtrágyázás ph-t csökkentő hatása hátterében a Ca- és Mg-ionok szántott rétegből történő elmozdulása áll (9.14. ábra). A savanyodás fokozódásával párhuzamosan egyes toxikus mikroelemek oldható mennyisége is megnő a talajban. Az ábrázolt (9.14) esetben a gödöllői rozsdabarna erdőtalajon folytatott sokéves műtrágyázás eredményeként a mangán mennyisége növekedett meg kimutatható módon ábra - A környezeti hatások és a műtrágyázás savanyító hatásának alakulása 1972 és 1989 között ábra - A talaj AL-oldható Ca-, Mg- és Mn-tartalma 14 évi műtrágyázás után 190
209 Növényi tápanyagok a talajban A nitrogénműtrágyák a talajba kerülve egyfelől a termesztett növények tápanyagául szolgálnak, másfelől a növények által fel nem vett nitrogénmennyiség további átalakulásokon mehet keresztül, illetve elmozdulhat a szántott rétegből. Az NH4+-ionok nitrifikálódnak, és NO3 -ionokká alakulnak, vagy szmektit tartalmú talajokban fixálódhatnak az agyagásvány rácsszerkezetében, illetve lúgos kémhatás esetén gáz alakban elillanhatnak a talajból. A mélyebb talajrétegekbe kerülő NO3 -ionok egyrészt elvesznek a gyökerek számára, másrészt továbbmosódhatnak a talajvízbe. A növekvő nitrogénműtrágya-adagok hatására a talaj mélyebb rétegeiben felhalmozódott NO3 -N mennyiségét a ábra mutatja be ábra - 16 évi nitrogén-műtrágyázás hatása a talajszelvény nitrát-n-tartalmára 191
210 Növényi tápanyagok a talajban A foszforműtrágyák hatóanyaga a talajban fele-fele részben szerves, illetve szervetlen formában halmozódik fel. A szerves foszfátvegyületek elsősorban akkor szolgálnak a később termesztendő növények foszforforrásául, ha a szervetlen foszfátvegyületek csupán kismértékben hozzáférhetők. A foszfor a talajba jutva adszorbeált állapotba kerül, vagy az aktuális ph függvényében szervetlen foszfátvegyületeket képez. Semleges és lúgos közegben elsősorban különböző oldékonyságú kalcium-foszfátok képződnek, míg savanyú talajokban vas- és alumínium-foszfátok jönnek létre. Huzamos foszforműtrágyázás hatására jelentősen nőhet a talaj szántott rétegének foszfortartalma (9.16. ábra). A foszfátionok ugyanis kevéssé mozgékonyak a talajban, és felhalmozódnak a szántott rétegben. Csupán Hollandiában és Dániában, a közeli talajvíz esetében és rendszeres nagy adagú szervestrágyázáskor tapasztalták a foszfor talajvízbe jutását ábra - A talaj AL-oldható foszfortartalmának alakulása évenkénti foszforműtrágyázás esetén és a foszforműtrágyázás szüneteltetésekor Szuperfoszfát rendszeres használatakor nagy mennyiségben felhalmozódnak a talajban a műtrágyában ballasztanyagként jelen lévő CaSO 4 szulfát-ion komponense. Mozgékonyságuk következtében a mélyebb talajrétegekbe is bemosódhatnak (9.17. ábra). Gyakran megnövekszik a talajok Cd-tartalma is rendszeres szuperfoszfát-trágyázás esetén ábra - 16 évi foszforműtrágyázással kijuttatott szulfát eloszlása a talajszelvényben 192
211 Növényi tápanyagok a talajban A káliumtartalmú műtrágyák hatóanyaga a talajba kerülve adszorbeálódik a kolloidok felületén, vagy a káluimkötő agyagásványokban fixálódik, esetleg laza talajokban a mélyebb talajrétegekbe mosódhat. A sokéves műtrágyázás során a talajban felhalmozódó káliumionok már nemcsak a szántott rétegben, hanem a mélyebb talajrétegekben is megtalálhatók (9.18. ábra) ábra - A talaj AL-oldható káliumtartalmának alakulása a talajszelvény mélységében 14 éves kálium-műtrágyázás hatására Tekintettel arra, hogy a mikroelemeket kis mennyiségben alkalmazzák trágyázáskor, nem fejtenek ki számottevő hatást a talaj tulajdonságaira. A kalcium- és magnéziumtrágyázás mint korábban bemutattuk a talaj ph-beállításának eszköze. A szerves trágyák rendszeres nagy adagú alkalmazásakor a kedvező hatások mellett szintén tapasztalható nitrátkimosódás és az említett foszfátelmozdulás is. Nagy C/N arányú növényi maradványok bedolgozásakor lép fel az ún. 193
212 Növényi tápanyagok a talajban pentozánhatás, amelynek eredményeként a talaj mikroszervezetei időlegesen nitráthiányt okoznak a talajban a termesztett növények számára. 194
213 10. fejezet - Talajképződési folyamatok A talaj jelenlegi tulajdonságai a kőzetből talajjá válás, majd a talajfejlődés során fellépő fizikai, kémiai és mikrobiológiai folyamatok hatására alakulnak ki. Így alakul ki a talajra jellemző rétegzettség, ami együttesen a talajszelvény viselkedését is megszabja. E folyamatok egymással összefonódva jelennek meg és fejtik ki hatásukat, ugyanakkor az egyik folyamat előfeltétele lehet a másiknak. A talajképződési folyamatok külső és belső hatásokra jönnek létre és rendszerint két egymással ellentétes folyamatpár pillanatnyi egyensúlyát jelentik. A folyamatok megjelenésük után felerősödnek, majd állandósulnak vagy elhalnak, de hatásuk a talajtulajdonságokra még ezután is fennmarad, így például a víz hatására fellépő rozsdásodás még akkor is felismerhető, ha maga a vízhatás már megszűnt. A folyamatok mindegyikéhez három feltétel szükséges: anyag, a folyamatot kiváltó hatás (energia), valamint idő. 1. A humuszosodás A humuszosodás folyamatában alakul ki a talajra jellemző szerves anyag, a humusz. Előzménye a talajra jutó szerves anyag átalakulása, majd bomlása, a bomlástermékeknek a talaj ásványi anyagával való keveredése és kapcsolódása. A humuszosodást befolyásoló tényezők: a talajra és a talajba jutó szerves anyag mennyisége és minősége a szerves anyag bomlásának feltételei, a bontást végző szervezetek milyensége és aktivitása a bomlástermékekből keletkező új, a talajra jellemző anyagok a humuszanyagok keveredése és kötődése a talaj ásványi anyagával. A talajra és a talajba jutó szerves anyag mennyisége a rajta élő növénytársulástól függ. A Föld különböző övezeteiben a növényzet más és más szervesanyag-termelésre képes, de a talajban felhalmozódott humusz mennyisége nem követi ezeket az arányokat, amint azt a ábrán látjuk ábra - A növényi biomassza és a talaj szervesanyag-mennyisége a különböző ökoszisztémákban. Az oszlopok szélessége arányos az egyes biomok területi elterjedésével. Az oszlopokra írt számok a C-készletet jelentik petagramokban (Pg), a Föld egészére vonatkozóan. A = trópusi erdő, B = szavanna, C = mérsékelt égövi mezőség, D = mérsékelt égövi lombos erdő, E = boreális erdő, F = tundra. ANDERSON,
214 Talajképződési folyamatok A talajba jutó és ott elbomló szerves anyag nemcsak mennyiségében különbözik a földrajzi övezetekben, hanem minőségében is. A fás növényzet nagy lignintartalma, valamint a csersavszármazékok nehezen bonthatók le, míg a cellulóz- és a hemicellulóz-tartalmú fűfélék szerves anyaga könnyebben bontható a mikroszervezetek által. A bontás irányára és sebességére hatása van a C/N aránynak is, ami a mezőségek növényzetében kedvezőbb. De a növények szerves anyagának összetétele nemcsak a növényfajtól függ, hanem a talajtól is, amelyen a növény díszlik. Saját vizsgálataink szerint az a tény, hogy ugyanazon fafaj savanyú talajon vagy meszes talajon nőtt, jelentős különbséget jelent az erdei alom CaO MgO K 2O arányában. Bükk esetében savanyú talajon ez az arány kg/ha, meszes talajon kg/ha, míg tölgy (kocsánytalan tölgy) esetében illetve kg/ha. A talajba azonban nem csak az alomból jut szerves anyag. A növények életfolyamataik során különböző kis moltömegű szerves anyagokat választanak ki gyökereiken, amelyek nagy része savkarakterű. Például a kukorica 16 g/kg gyökértömeg mennyiségben választott ki savas váladékot egy 32 napos kísérlet folyamán. Hasonló értékeket kaptak árpa, búza és zöldségfélék esetében is, valamint a fás növények vizsgálatakor. Kis molekulájú szerves savak jutnak a talajba a talajlakó gombák tevékenysége folyamán is, elsősorban oxálsav. Különösen a patogén gombák tűnnek ki nagy oxálsavtermelésükkel. Vannak olyan gombák, amelyek 1 g gombafonal száraz anyagra számítva 1 g oxálsavat termelnek. A gyökérváladék és a gombák által termelt kis moltömegű szerves savak választéka ennél sokkal nagyobb, mert az oxálsav mellett nagyobb mennyiségű hangyasav, citromsav, tejsav, maleinsav is keletkezik. Ezek oldó- és komplexképző, esetenként pedig redukálóhatása a talajképződési folyamatokban igen jelentős. A talajban lejátszódó mikrobiológiai folyamatok jelentősége ennél sokkal nagyobb területen érvényesül. Sok esetben a folyamatok végterméke a szén-dioxid, amint az a ábrán látható. 196
215 Talajképződési folyamatok ábra - A talajba jutó szerves anyagok mikrobiális lebontásának szakaszai. Az ábrán feltüntetett B jelölés a talajban élő mikroszervezetek biomasszáját jelenti. STEVENSON, A talajba jutó szerves anyagok mikrobális lebontásának szakaszai. Az ábrán feltüntetett B a talajban élő mikroszervezetek biomasszáját jelenti (Stevenson, 1986). Annak bemutatására, hogy a talajban élő mikroszervezetek tömege milyen jelentős, a ábra szolgál ábra - A mikrobiális biomassza szerves-c-tartalma, mg g 1, illetve a mikrobiális, valamint a talaj szerves-c-tartalmának aránya %-ban, az USA egy agyagbemosódásos barna erdőtalajában, különböző növényállomány esetén. ELLERT és GREGORICH,
216 Talajképződési folyamatok Annak következményeként, hogy a különböző övezetekben és ennek megfelelően a különböző talajok esetében a talajba jutó szerves anyag mennyisége és minősége is különböző, valamint az elbontását végző mikroszervezetek faji összetétele és tevékenysége is más, a humusz minőségében is jelentős különbségek vannak. Ennek a különbözőségnek az egyik jellemzője a különböző kémiai csoportokhoz tartozó szerves szénvegyületek aránya, amit a ábrán mutatunk be néhány USA-beli talaj példáján ábra - A különböző kémiai kötésű szerves C megoszlása a 13C-NMR spektroszkópos vizsgálatok alapján, az USA néhány jellemző talajában. OADES et al (1) fekete nyirok; (2) podzol; (3) savanyú trópusi talaj; (4) agyagbemosódásos b. e. t.; (5) karbonátos réti talaj; (6) mezőségi talaj; (7) láptalaj Az ábrából látható, hogy míg az aromás kötésben levő C közel egyforma arányban szerepel mind a hét talajban, addig a karboxil-c a karbonátos réti talajban van a legnagyobb arányban, a szénhidrát-c a mezőségi talajra jellemző, míg az alifás kötésben levő C a trópusi, a podzol és a láptalaj jellemzője. A szerves szén különböző formában megjelenő alkotórészei a talajtulajdonságokra is különbözőképpen hatnak. További különbséget jelent a talaj szervesanyag-talajtulajdonságokra gyakorolt hatásában az, hogy ezek az 198
217 Talajképződési folyamatok anyagok milyen kötésben vannak a humuszban. Így a legállandóbb a Ca-mal alkotott kötés, de hasonló stabilitást ad a hidrogénhidakon át kialakult agyagásvány humusz kötés, ami különösen a szmektitekre jellemző. Ezek a kötések hozzák létre a legállandóbb szerkezetet és ennek következményeként a jó vízgazdálkodást. A humuszanyagok további sorsa és jellegzetessége a talajlakó állatok keverőhatásának következménye. A giliszták, a hangyák és a rovarálcák a talajban mozogva és táplálkozva intenzív keveredést idéznek elő a talaj szerves és az ásványi része között. Ennek következtében mélyül a humuszos szint, és a mélységgel változik a talajszelvény humusztartalma. További keverőtevékenységet folytatnak a talajlakó kisemlősök mint a vakond, a hörcsög, az ürge, a pocok, a cickány, de keveri a talaj humuszos rétegét a róka, a borz, a földi kutya, az üregi nyúl is. A humuszanyagok oldat alakban való mozgása a talaj-ban a mi mérsékelt égövi éghajlatunk alatt alárendelt szerepet játszik, de humid éghajlat alatt a podzolos és a trópusi talajokban nagyobb szerephez jut. Mint minden anyagátalakulási folyamatnak, a humuszosodásnak is fontos feltétele a rendelkezésre álló idő. Ahhoz, hogy egyensúlyba jussanak a talaj szerves anyagának építését és bontását végző folyamatok, ezalatt pedig kialakuljon az adott talajra és termőhelyre jellemző humusz, időre, esetenként több száz vagy ezer évre van szükség. A ábrán bemutatjuk egy folyó öntésterületén, a különböző korú elöntéseken kialakult humusz mennyiségét ábra - A szénfelhalmozódás időbeni alakulása a Tanana folyó (USA) árterületén fekvő öntéstalajokban. VAN CLEVE et al
218 Talajképződési folyamatok Amint a ábrán látható az öntésiszap szervesszén-tartalma kezdetben gyorsan nő, és közel 200 év alatt a kezdeti állapot hatszorosát éri el. Azonban már ezen a rövid szakaszon is látható a folyamat intenzitásának a csökkenése, ami később még jelentősebb lesz, majd állandósul a humusztartalom. A humusz korának meghatározását a szénizotóparány mérése is lehetővé teszi. A és táblázatokban közölt adatok két tényt igazolnak: a kémiailag elválasztható humuszfrakciók kora között jelentős különbség 200
219 Talajképződési folyamatok lehet, de ez nem jelenti azt, hogy a kémiailag könnyebben mobilizálható humuszanyagok a fiatalabbak és a nehezen oldhatók az idősebbek. Kiderül e táblázat adataiból az is, hogy az ugyanazon talajszelvény különböző rétegeiben található humuszanyagok kora is igen különböző lehet táblázat - A kurszki csernozjom egyes rétegeiben található szerves anyag kora (Arszlanov és Geraszimov szerint Mélység, cm Kor, év ± ± ± ± ± táblázat - NSZK-beli talajok humuszfrakcióinak kora években (Scharpenseel adatai szerint) Frakciók Csernozjom Podzol Fulvosav 1800 ± ± 40 Himatomelánsav 1390 ± ± 80 Barna huminsav 4890 ± ± 60 Szürke huminsav 2910 ± ± 70 Humin 2810 ± ± 70 A humusztartalom időbeni változásához hozzátartozik az is, hogy ha egy mezőséget szántóföldi művelésbe vesznek, akkor a humusztartalom a felére csökken, és ugyanígy változik a humusz, ha egy erdőt kivágnak, és azt nem követi újratelepítés vagy felújulás. A humuszosodás folyamatát összefoglalva a következő körülmények hatását kell figyelembe venni: a talajra jutó szerves anyag mennyisége, minősége; a bontást végző mikroszervezetek faja és tevékenysége; a keletkezett humusz kémiai összetétele; a szerves-ásványi kötések jellege; a humuszanyagok keverését végző talajlakó állatok tevékenysége. 2. A mállás Mint talajképző folyamat már szerepelt a 4. fejezetben tárgyalt anyagban. A mállás folyamatának megismerése nélkül nem válik érthetővé a talaj ásványi anyaga, de nem érthetők meg azok a változások sem, amelyek a már kialakult talajban végbemennek. Talán a legmegfelelőbb közelítés e kérdéskörhöz az, ha a mállást a talajképző kőzet talajjá válása kezdetének, ugyanakkor a talajban végbemenő mállást a talajképződési folyamatok egyik lényeges tényezőjének tartjuk, melynek nagy szerepe van a talajtulajdonságok kialakulásában. Míg az első szakaszt a kőzetből származó elsődleges ásványok másodlagos ásványokká alakulása jelenti, a második szakaszt a már kialakult másodlagos ásványok tovább bomlása és szintézise képezi. Mivel mindkét folyamatot tárgyaltuk már az ásványi rész ismertetésénél, itt csak azt kívánjuk kiemelni, hogy ahogy a szerves anyag átalakulása útján jönnek létre az oly fontos szerves kolloidok, úgy a mállás eredményezi az ásványi kolloidok képződését, és ez szabja meg minőségüket is. 201
220 Talajképződési folyamatok 3. A kilúgozás Tulajdonképpen a mállás következménye, illetve velejárója. A mállás folyamán a bomlástermékek egy része újraegyesül, és új ásványt alkotva a talajban marad, míg más részük oldhatóvá válik és eltávozik a talajszelvényből. Ezt az igen sokrétű folyamatot a talajtan önkényesen két részre osztja. A szénsavas mésznél vízben könnyebben vagy azzal azonos mértékben oldódó anyagok talajszelvényből, vagy csak valamely szintjéből történő kimosódását nevezzük kilúgozásnak, míg a vízben ennél nehezebben oldódó anyagok kimosódását már más talajképző folyamat részének tekintjük. A kilúgozás előfeltétele a lefelé áramló talajoldat, valamint az oldható anyagok jelenléte vagy keletkezése. Szükséges még a megfelelő közeg: a megfelelő kémhatás és a redoxi viszonyok. De a kilúgozással sok esetben együttjár a már oldott anyagok kicsapódása, felhalmozódási szintek kialakulása, ezért ezt is a kilúgozási folyamat részének tekintjük. A kilúgozás tehát függ a csapadék mennyiségétől, az evapotranszspiráció mértékétől; e kettő szabja meg a talajban lefelé irányuló nedvességmozgás intenzitását, függ a jelen lévő és a vízben oldott CO 2 mennyiségétől, valamint a savas légköri ülepedéssel érkező SO 2 és NO x mértékétől. Hatással van a kilúgozásra a savas gyökérváladékok mennyisége is, csakúgy, mint az alombomlásból származó szerves savak. De szabályozza a kilúgozás folyamatát a talajon élő növényzet vízfelhasználása is. Míg a lágy szárú növényzet gyökérzete a felszín közelében képezi a nagyobb tömeget, ezért a vízfelvétel is a felső talajszintekből történik, a fás növények nagy része mélyen gyökerezik, ezért a vízfelvétel 60 és 100 cm között erőteljes. Ennek következtében a nyári szárazabb időszakokban a gyökerek szívóhatása visszafordítja a lefelé áramló talajnedvességet, és a gyökérzónában töményíti be. A kilúgozás folyamatában az alkáli fémek, valamint az alkáli földfémek ionjai válnak szabaddá a mállás során, és ezeket kötik meg sót képezve a savas CO 2, valamint a szerves savak és a savkarakterű anyagok. Ha a talajoldatok betöményednek, az oldhatósággal fordított sorrendben válnak ki a sók, míg a jobban oldódók tovább mosódnak lefelé. Így csapódik ki a betöményedő talajoldatból a dolomit, a kalcit attól függően, hogy milyen az oldatban a Ca/Mg arány. A kilúgozás mértékét csökkenti, ha a felszínre Ca- vagy Mg-ion jut a szálló porból, a növényzet által felvett, majd kiválasztott vagy az alom ásványosodása után felszabadult alkáli- és alkáliföldfém-ionokból. A kilúgozás eredménye a karbonátok kimosódása a felső talajszintekből, majd a mélyebb szintekben vagy a talajképző kőzetben való felhalmozódása. A kilúgozás folyamatának igazolását az egyes szintek karbonáttartalmának meghatározásával vagy a helyszínen sósavas lecseppentéssel végezhetjük el. A kilúgozás folyamatában nemcsak a karbonátok és hidrogén-karbonátok válnak mozgékonnyá, hanem a kovasav is mobilizálódhat. Ez utóbbi a talajoldatban jelen levő kálium- és magnéziumionokkal másodlagos alumíniumszilikátokat képezhet, vagy a szénsavas mészkicsapódásokat cementálja össze. 4. Az agyagosodás Az agyagosodás folyamatában felgyorsul az elsődleges szilikátásványok átalakulása, illetve bomlása, és másodlagos ásványok képződnek belőlük. Ennek hatására a talajszelvényben több az agyag, mint a talajképző kőzetben, mert a másodlagos ásványok nagy része az agyagfrakcióba tartozik mérete alapján. A kilúgozás lényegesen felgyorsítja az agyagosodás folyamatát, mert a karbonátmentes szintek kémhatása savassá válik, ezért a kilúgozást az agyagosodás előfutárjának tekinthetjük. Az agyagosodás kolloidméretű kristályos, vagy amorf ásványok képződését eredményezi. A mállás ismertetése során már utaltunk arra, hogy az agyagfrakció kristályos fázisa nagyrészt agyagásványokból áll, melyet vasvagy alumínium-oxidhidrátok kísérnek. Az amorf rész tág határok között változó arányban tartalmaz kovasavból és vas-, valamint alumínium-oxidhidrátokból álló elegyeket, így allofánokat vagy imogolitot. Az agyagosodás folyamatának hatása az elsődleges ásványoknak a talajképző kőzetben észlelt arányához képest csökkenését jelenti. Ezzel arányosan nő a talajszintek agyagtartalma. Ha a folyamat számszerűségét kívánjuk kiszámítani, azt csak a karbonátmentes talajtömegre való átszámítás útján tehetjük. A karbonátok kilúgozódása és felhalmozódása ugyanis eltorzítja az egyes szintek tömegviszonyait. Az agyagmérlegek adatai szerint az 1 m2 felszín alatt fekvő talajban az agyagosodás 50 és 200 kg agyagtöbbletet mutatott. Abban az esetben, amikor az agyagosodást az agyagszétesés követi, az agyagmérleg negatív eredményhez is vezethet, mert a kőzet agyagtartalma, valamint a kezdetben képződött agyag elbomlik, és a bomlástermékek kimosódnak a talajszelvényből. 202
221 Talajképződési folyamatok Az agyagosodás folyamatának jellemzésére bemutatjuk egy barnaföld szelvényének ásványi összetételét a talaj teljes anyagára és a leiszapolt agyagfrakcióra vonatkozóan (10.6. ábra) ábra - Egy, az agyagosodás folyamatával jellemezhető barna föld szelvényének ásványi összetétele a talaj teljes anyagára, valamint a szintekből leiszapolt agyagfrakciókra vonatkozóan Az ábrán látható az A és B szint egyenletes agyagosodása és bennük az agyagos rész talajképző kőzethez viszonyított felhalmozódása, valamint az A és B szint agyagásványainak hasonlósága. 5. Az agyagbemosódás Az agyagbemosódás folyamatában a felső talajszintek, vagyis az A szintek agyagtartalma lényeges változás nélkül levándorol az alatta fekvő, vagyis a B szintbe. Mivel a folyamat mind savas, mind lúgos közegben lejátszódhat, a két jelenséget külön-külön tárgyaljuk. Savas, vagyis karbonátmentes közegben az agyag peptizációját az alombomlásból származó szerves anyagok váltják ki. Az A szintben elmozdult agyag a B szintben halmozódik fel, kitöltve annak pórusait, bevonva a talaj szerkezeti elemeinek felületét. A kicsapódás oka részben a peptizáló szerves anyag mikrobiális elbontása, részben a megváltozott kémiai környezet, úgymint a kevésbé savas ph, a valamivel töményebb és nagyobb kalciumtartalmú talajoldat. A folyamat helyszíni felismerését segíti az A és B szintek agyagtartalmában észlelhető különbség, valamint a szerkezeti elemek felületén fellépő agyaghártya. Segíti továbbá a folyamat helyszíni felismerését az A szint világos, fakó színe (a B szint sötétebb, barnás vagy vörösesbarna árnyalatú). Pontosabb meghatározását segítik a laboratóriumi vizsgálatok, például a vékony csiszolatok mikroszkópos vizsgálata, az agyagos rész teljes kémiai elemzése, valamint a szemcseösszetétel szintenkénti meghatározása. A vékony csiszolatok segítségével felismerhetők az agyaghártyák, és a vizsgált felületen észlelt részarányukból megállapítható a gyakoriságuk. A szintekből leiszapolt agyagos rész teljes elemzése a 203
222 Talajképződési folyamatok molekuláris viszonyszám kiszámításával igazolhatja, hogy az agyagos rész a bemosódás folyamán valóban nem változott meg. Az egyes szintek szemcseösszetétele alapján kiszámíthatjuk a textúradifferenciálódási hányadost (B szint agyag-%: A szint agyag-%). Ha valóban csak agyagbemosódás játszódott le, akkor ez az érték kisebb mint 1,2. Ha ezen túlmenően az egyes szintek ásványi összetételét és a leiszapolt agyagos rész agyagásvány-összetételét is meghatározzuk, akkor azt tapasztaljuk, hogy egyes esetekben van különbség az agyagásványok egymás közötti arányában. Ez abból következik, hogy az A szintben a peptizáció folyamán a szmektitek könnyebben mobilizálódnak, mint az illit. Ennek következményeként az A szintben nagyobb lesz a viszonylagos illitarány, míg a B szintben a szmektitek viszonylagos mennyisége nő meg, anélkül, hogy az ásványok megbomlanának vagy átalakulnának (lásd ábra) ábra - Egy agyagbemosódásos barna erdőtalaj ásványi összetétele a teljes talajban, valamint a leiszapolt agyagfrakcióban Mint azt a fejezet elején említettük, az agyag vándorlása nemcsak a savanyú erdőtalajokban, hanem lúgos közegben, vagyis a szikes talajokban is felléphet. A rétiszolonyec-szelvényekben a kilúgozási A szint ugyanúgy elszegényedik kolloidokban, és a felhalmozódási B szint ugyanúgy gazdagodik agyagásványokban, mint az erdőtalajokban. Ennek igazolására bemutatjuk a ábrát, melyen egy rétiszolonyec-szelvény ásványi összetételét adjuk meg ábra - Egy réti szolonyec szelvényének ásványi összetétele a teljes talajban, valamint a leiszapolt agyagfrakcióban 204
223 Talajképződési folyamatok A szikes talajok agyagbemosódási folyamatát elárulja az A szint fakó, világosabb, ( egérszürke ) színe, valamint a B szint sötétebb, barnásfekete árnyalata, nagyobb agyagtartalma, valamint rendszerint oszlopos szerkezete. Ez utóbbi a sok duzzadó agyagásvány jelenlétének, az erőteljes duzzadásnak/zsugorodásnak köszönheti kialakulását és fennmaradását. A kilúgozási szint mind a savanyú, mind a lúgos közegben bekövetkezett agyagbemosódás hatására azért fakul ki, mert az elsődleges ásványszemcsék, amelyeknek nagy része kvarc, levetve sötétebb színű kolloidköpenyét, eredeti világosabb színével szabja meg a szint színét. 6. Az agyag szétesése, a podzolosodás és a szologyosodás E folyamat annak következménye, hogy az alom felől folyamatosan érkeznek a savas szerves anyagok, és ezek az A szintben kolloidszegény talajanyagra hatnak, ezért hatásuk már nemcsak a kolloidok diszpergálásában és peptizálásában érvényesül, hanem megtámadva az agyagásványokat azok alkotóelemeikre való szétesését váltják ki. Azt azonban hozzá kell tenni, hogy itt nem egy egyenletes, hanem fokozódó hatással állunk szemben, mert a talaj savanyodásával megváltozik a rajta díszlő növénytakaró is, amely nemcsak savanyúságtűrő, hanem fokozottan savanyúságtermelő is. Ahogyan a kilúgozás, az agyagosodás, majd az agyagbemosódás folyamata halad előre, úgy válik a savanyúságot előidéző alom összetétele is mind savanyúbbá az erdők talaján. Ez az erős savanyodás textúradifferenciálódás hatására társul az A szintben fellépő váltakozó redukció és oxidáció folyamatával, ami tovább fokozza a savanyúságot és az agyagásványok szétesését. A bomlás termékei közül a kovasav többnyire helyben marad, míg a vas és az alumínium ionos vagy komplex kötésben levándorol a felhalmozódási, azaz a B szintbe. Ott kicsapódnak a vas-, valamint alumíniumoxidhidrátok, és amorf vagy gyengén kristályos formában kiválnak. Ezért a podzolosodás kémiai felismerésének módja a frissen kicsapott, ezért könnyen oldható vas- és alumíniumvegyületek kimutatása, meghatározása. Erre az oxalát oldhatóvas- és alumínium-meghatározásának módszerét, a Tamm-módszert használjuk. 205
224 Talajképződési folyamatok A podzolosodás folyamata felismerhető a helyszíni vizsgálat alapján az erős textúradifferenciálódás, az A szint piszkosfehér színe és a B szint vörösesbarna vagy barnásfekete színe segítségével. A podzolos talajokban felismerhetők a vas vegyértékváltásának jegyei, elsősorban a vaskiválások porló vagy erezett formái. A kémiai és az ásványtani vizsgálatok adatai erőteljes savasodást, az ásványi rész pedig az agyagtartalom összetételében is jelentős különbséget mutat az A és a B szint között. Mind a teljes kémiai elemzés, mind a röntgendiffrakciós ásványvizsgálatok igazolják az agyagszétesés folyamatát. Az A szint agyagos részében a teljes kémiai elemzés adataiból számított molekuláris viszonyszámok jóval nagyobbak, mint a B szint agyagfrakciója esetében. Az A szint ásványai között az elsődleges ásványok mennyisége a kvarc kivételével csökkent, kevés a másodlagos ásvány, míg a B szintben több az elsődleges szilikát, emellett amorf és kristályos vas valamint alumínium mutatható ki. Az agyagásványok szétesése nemcsak savas közegben mehet végbe, hanem lúgosban is. Ebben az esetben a szikesek felszínén és részben az A szintben is frissen kicsapódott kovasav mutatható ki. Erről az 5%-os KOHban oldható kovasav mennyisége ad információt. A szikes talajok agyagásványainak szétesését szologyosodásnak nevezzük, mely folyamat a felszín kifehéredésével, az A szint porszerű fehér kovasavtól származó tarkaságával jelentkezik. 7. A kovárványosodás A homokon kialakult talajok jellemző folyamata. Lényege, hogy a homokban mint xerogélben a lefelé mozgó híg talajoldatokból kicsapódó anyagok nem összefüggő felhalmozódási szintet hoznak létre, hanem egymás alatt ismétlődő rétegeket. Ennek oka a kolloidikában Liesegang-jelenség néven ismert folyamat, vagy ahogy ma értelmezzük, a kémiai hullámok jelensége. A folyamat feltétele a híg talajoldatok gyors diffúziója, amit a homokszemcse-összetétel biztosít, a gyengén vagy erősebben savanyú közeg és az oxidatív viszonyok. Ennek következtében kovárványosodás csak ott léphet fel, ahol a homok 10%-nál kevesebb leiszapolható részt tartalmaz, nem karbonátos és nem glejes. A réteges felhalmozódási szint kialakulása lehet mind az agyagbemosódásos erdőtalajokban képződő agyagvándorlás, mind a podzolos talajokban kicsapódó vas- és alumínium-oxidhidrátok kiválásának következménye. Ha a homokban nincs rétegzettség, az ismétlődő kovárványcsíkok egymástól való távolsága és a csíkok vastagsága kizárólag a mozgó talajoldatok töménységétől és a diffúzió sebességétől függ. Ilyen esetben a 2 3 cm vastag vörösbarna csíkok egymástól cm-re ismétlődnek a talajszelvényben. A csíkozott talajszelvény vastagsága 1 2 m, de lehet 4 m is. Ha a homokban kissé iszaposabb vagy tömődőttebb homokcsíkok vannak, a kovárványcsíkok ezekhez kötődnek. Ha a homokot a periglaciális időszakban krioturbáció érte, ami a tömődött vagy iszapos csíkokat kimozdította eredeti helyükből, a kovárványcsíkok lefutása a fagyváltozékonyság által okozott formákat követi. Így jönnek létre a zsák vagy üst alakú kovárványcsíkok. Gyengén löszös homokokban a finom frakció aránya szerint mind közelebb képződnek a csíkok és mind vastagabbak, majd egy határon túl a felhalmozódási szint összefüggő réteget alkot. 8. A glejesedés A levegőtlenség következményeként fellépő redukció hatására megy végbe. Szemmel láthatóvá a vas vegyértékváltása válik. Mind a szervetlen, mind a szerves anyagok redukciója lejátszódik a talajban, de azokkal nem jár oly mértékű színváltozás. A glejesedés elindulhat a talajvíz felől és a felszíni vízborítás irányából egyaránt, sőt bekövetkezhet a talajszelvényben kialakult tömődött és vízzáró felhalmozódási szintek felett is. A redukciót jelző kékesszürkés glejszinteket rendszerint kíséri a rozsdás szint is, az időleges oxidáció hatására. A redukciót kémiai reakciók és mikrobiológiai folyamatok egyaránt kiválthatják, sőt a vasbaktériumok energiaforrása a vas vegyértékváltásából adódik. A vas mellett a redoxi folyamatok kiterjednek a nitrogénvegyületekre, a mangánionokra és a kénvegyületekre is. 206
225 Talajképződési folyamatok A helyszíni talajvizsgálatokban a glejesedést vörös vérlúgsó 1%-os oldatával tudjuk kimutatni az erőteljes kék színeződéssel járó reakció segítségével. Jellegzetes glejreagens az alfa-alfa-dipiridil, mely a kétértékű vassal erős rózsaszín színeződést ad. 9. A szikesedés A szikesedés folyamata az adszorpciós viszonyok olyan változását jelenti, melyben a talajkolloidok felületén kötött kationok között megnő a nátriumionok mennyisége és aránya. Ha a kicserélhető kationok arányán belül, a nátrium eléri az S-értéknek 15%-át, általában megjelennek a kedvezőtlen talajfizikai tulajdonságok, mint a rossz vízáteresztés, a nagy holtvíztartalom, az erős duzzadóképesség és az elfolyósodás, a peptizáció. De nemcsak a nátriumionok adszorbciója vált ki kedvezőtlen talajfizikai viselkedést, hanem a magnéziumé is, ez esetben a határérték az S-érték 30%-a. A kedvezőtlen tulajdonságok fellépését befolyásolja az agyagfrakcióban található agyagásványok minősége is. Általában kimondható, hogy a nagy szmektittartalmú talajok már kisebb NaS%-értéken mutatnak kedvezőtlen fizikai viselkedést, mint az illit domináns talajok. A kicserélhetőnátrium-tartalom megnövekedése a talajoldatban megjelenő sók menynyiségére és minőségére vezethető vissza. Ha a talajvízből vagy a felszíni vizekből talajoldatba jutott betöményedő sók sok nátriumot és/vagy magnéziumot tartalmaznak, szikesedést váltanak ki. Ezért kell figyelemmel kísérni az öntözővíz minőségét vagy a sós talajvíz szintjének megemelkedését. 10. A láposodás A talajképződési folyamatok speciális esete, amikor a talajképződés állandó, vagy az év nagy részében fennálló vízborítás alatt játszódik le. A víz alatt a vízi növényzet maradványai kizárólag levegőtlen körülmények között bomlanak le. Ebből következik, hogy a bomlástermékek alapvetően különböznek a szárazföldi bomlásterméktől, a humusztól. A vízi növényzet összetétele is különbözik a száraz térségeken termett növényi társulások szerves anyagától. Az anaerob bomlás által termelt szerves anyag, a tőzeg a bomlás mértéke szerint három fokozatba sorolható, a nyers tőzeg, a vegyes és a szuroktőzeg fokozatokba. Ezek megkülönböztetése a növényi szövetek fennmaradása szerint történhet. A nyers tőzeg vagy szalmás tőzeg túlnyomórészt rostos növényi részek kevéssé átalakult maradványaiból áll, míg a szuroktőzegben már nincsenek szemmel látható növényi részek, hanem az egész szerves anyag feketés, átalakult szervesanyag-tömeggé változott. A tőzegréteg szervesanyag-tartalma 60 80% is lehet. A láposodás folyamata azonban eredményezhet kisebb szervesanyag-tartalmú terméket is, ezt kotunak nevezzük. A lápok nagy részét az ember lecsapolta, majd ennek hatására megindult a tőzeganyag mennyiségének csökkenése. A kiszáradt tőzeganyagot részben elfújja a szél, részben az aerób körülmények között megindul a tőzeg szerves anyagának kémiai és mikrobiológiai bomlása. A láposodás mint anaerob folyamat metánképződéshez vezet, ami öngyulladás esetén lidércfény -ként ismert. Az állandóan nedves tőzeg pedig záptojásszagú, ami a kénvegyületekből képződött kénhidrogén jelenlétére utal. A magyarországi tőzeglápok anyagában gyakran találhatók vízi csigák héjai, amelyek a lassú bomlás útján szénsavas mészből álló anyagukból kalciumot visznek oldatba. Ezek a sikláptőzegek semlegesek vagy gyengén lúgos kémhatásúak. A láp másik formája a tőzegmohák anyagából képződik; ez mind a kiindulási szerves anyag tekintetében, mind a bomlás feltételeit illetően eltér a síklápokon lejátszódó folyamatoktól. A tőzegmohák anyaga alulról itatódik át vízzel és bomlik el ugyancsak anaerob körülmények között. Általában a mohatőzeg savas kémhatású, és kevés ásványi anyagot tartalmaz. A kertészeti földkeverékeknek mindkét tőzegféleség fontos alkotórésze. 207
226 11. fejezet - A talajok osztályozása Magyarország talajtakarója igen tarka, sokrétű, ami a talajok gazdasági értékében is érvényre jut. Ezért különösen fontos, hogy a mezőgazdaság fejlesztésének lehetőségét vizsgálva, lehetőleg pontos, a tudomány mai álláspontjának megfelelő és a gyakorlati igényeket a lehető legjobban kielégítő ismereteket szerezzük a talajról mint a mezőgazdasági termelés eszközéről. A talajok megismerésének, tulajdonságaik sokoldalú feltárásának előfeltétele a rendszerezésük, mert a helyesen megválasztott talajosztályozási rendszer megkönnyíti a sokféle talaj áttekintését, összehasonlítását és egyben megkülönböztetését. A természettudományos rendszerzésnek, amely mind az elméleti, mind a gyakorlati igényeket a legjobban elégíti ki, magából a talajból kell kiindulnia, és a talaj egészét kell tekintetbe vennie. Nem korlátozódhat tehát valamely kiragadott, esetleg pillanatnyilag fontosnak tűnő talajtulajdonságra. A természettudományi alapokon nyugvó talajosztályozási rendszert genetikai és talajföldrajzi osztályozási rendszernek nevezzük. Azért genetikai, mert a talajokat fejlődésükben vizsgálja, és a fejlődés egyes szakaszai a típusok alkotják az osztályozás egységeit. Azért talajföldrajzi, mert a földrajzi törvényszerűségeket szem előtt tartva egyesíti a típusokat a főtípusokban. Hangsúlyoznunk kell, hogy a talaj minden tulajdonsága a talajfejlődés eredménye, legyen az fizikai, kémiai vagy biológiai jellegű, ezért mindezek összessége jellemzi és határozza meg a talaj típusát, valamint alacsonyabb osztályozási egységeit. A genetikai talajosztályozás keretén belül különböző szinteket választunk el, amelyek alapján a talajokat főtípusokba, típusokba, altípusokba, változatokba, helyi változatokba és talajcsoportokba rendszerezzük. Munkánk célkitűzése és részletessége szabja meg, hogy milyen szintet választunk, vagyis az osztályozásban milyen részletességet követelünk meg. 1. Az osztályozás alapja Az egyes osztályozási egységek elhatárolásának alapja a talajon magán felismerhető jelenségek segítségével megállapított folyamattársulás, amely a talaj kialakulása óta fellépő anyag- és energiaátalakulási folyamatok összességét foglalja magában. Ha tehát helyesen osztályozzuk a talajt, akkor megnevezésével minden tulajdonságát egyszerre jellemezzük. A folyamat társuláson belüli szerepe és erőssége is kifejezésre jut a talajrendszerben, azonban ennek tárgyalása előtt magukkal a folyamatokkal kell részletesen foglalkoznunk, hogy szerepüket, hatásukat megérthessük. A talajban lejátszódó folyamatok ellentétpárokat alkotnak, melyek egymással dinamikus egyensúlyban vannak. Ez az egyensúly eltolódhat egyik vagy másik folyamat javára. Az eltolódás lehet periódusos, hosszabb vagy rövidebb szakaszos, de lehet állandó is. A talajban lejátszódó folyamatok fizikai vagy kémiai folyamatok, nagy részük mozgatórugója azonban a talajon és a talajban élő lények tevékenysége, vagyis biológiai folyamat. Néhány fontosabb folyamatpárt megnevezve megkíséreljük ezek szerepét és hatását felvázolni. A talajban ható folyamatpárok: a szerves anyag felhalmozódása a talaj benedvesedése kilúgozás a szerves anyag elbomlása, a talaj kiszáradása, sófelhalmozódás, agyagosodás agyagszétesés (podzolosodás), agyagvándorlás (lessivage) agyagkicsapódás, 208
227 A talajok osztályozása oxidáció savanyodás szerkezetképződés redukció, lúgosodás, szerkezetromlás, talajerózió talajborítás (szedimentáció). Nem állítjuk, hogy ezzel az összes lehetséges és a talajképződésben szerepet játszó folyamatpárt kiemeltük, mert ismeretes, hogy az említetteken kívül a talaj felmelegedése lehűlése, duzzadása zsugorodása és egyéb folyamatpárok is hatnak a talajra, de úgy véljük, hogy első megközelítésben elegendő a felsorolt folyamatpárok hatását vizsgálnunk, hogy a talaj termékenységét döntően befolyásoló, ezért az osztályozás alapját képező jelenségeket megérthessük (11.1. ábra) ábra - A talajban időben és térben lejátszódó elem- és anyagmozgás folyamatai. FÜLEKY, 1988 után. a = humuszosodás; b = kilúgozás; c = agyagosodás (FP = földpát, Cs = csillám) d = agyagbemosódás; e = agyagszétesés; f = kovárványosodás; g = glejesedés; h = szikesedés; i = láposodás. 209
228 A talajok osztályozása 210
229 A talajok osztályozása E folyamatok a talajfejlődés folyamán egymáshoz kapcsolódnak és folyamattársulásokat alkotnak. A talajosztályozás alapját képező talajtípust tehát a folyamatok társulása jellemzi. Talajtípus. A típusba mint rendszertani egységbe azokat a talajokat soroljuk, amelyek hasonló környezeti tényezők együttes hatására alakultak ki, a talajfejlődés folyamán hasonló fejlődési állapotot értek el, és egyazon folyamattársulás által jellemezhetők. Ezért minden lényeges, a talaj termékenységét megszabó tulajdonságuk is hasonló. Főtípus. A talajosztályozási rendszer magasabb egységét, a főtípust a rokon típusok egyesítésével alkotjuk meg. Ebben már jelentős szerephez jut a földrajzi szemlélet, mely a hasonló földrajzi környezet hatását hivatott kifejezésre juttatni. Altípus. Meghatározásakor a típusra jellemző folyamattársulás keretén belül az egyes folyamatok erőssége szolgáltat alapot a besoroláshoz. Ugyanígy osztályozzuk a talajokat a változat és az alacsonyabb rendszertani szinteken. Mindenkor azokat a jellegeket, folyamatokat és ezek erősségét vesszük alapul, amelyek az adott talajtípus termékenysége tekintetében a legnagyobb befolyást gyakorolják. 2. A talaj fejlődése A talajban lejátszódó folyamatok nem függetlenek egymástól. A legtöbb esetben kölcsönhatás, okozati összefüggés ismerhető fel közöttük, éppen ezért társulásuk és nem külön-külön való szerepük jellemző a talaj termékenységére. A folyamatok a talajfejlődés folyamán törvényszerű sorrendben jelennek meg, egymásnak mintegy előfeltételét képezve. Így előz meg például az erdőtalajokon minden más folyamatot a humuszosodás (vagyis a szervesanyag-felhalmozódás és -bomlás során kialakult egyensúly), amelyhez a kilúgozás társul, majd azt az agyagosodás, az agyagvándorlás, esetleg az agyagszétesés vagy a redukció követi (11.2. ábra) ábra - Az egyes talajdinamikai folyamatok sorrendje és társulása a löszön kialakult erdőtalajok fejlődése folyamán Ezzel a sorrenddel párhuzamosan erősödik a talaj savanyodása is, amely az egyes folyamatok következménye, pl. a humuszosodásnak és a kilúgozásnak, vagy oka pl. az agyagvándorlásnak, az agyagszétesésnek, melyek viszont a redukciót vonják maguk után. Ez azonban nem jelenti azt, hogy a folyamatok fellépésének mind a 211
230 A talajok osztályozása sorrendje, mind az időpontja előre meghatározott. A fejlődés iránya és a folyamatok sorrendje a talajképző tényezők, a természeti viszonyok összhatásától függ. A társulások kialakulása folyamán láthatjuk azt is, hogy az előfeltételtképező folyamatok nem szűnnek meg az új folyamat fellépése után, hanem tovább fejlődnek, hatnak a talaj tulajdonságainak kialakulására és fejlődésére. Ugyanakkor a meginduló új folyamat, mintegy rátelepülve az előfeltételét képező folyamatra, először rohamosan erősödik, majd hatása állandósul, és így lehetőséget ad újabb folyamatok társulásba való bekapcsolódására. A mezőgazdasági termelés intenzitásának növekedésével együtt járnak a jelenkori talajképződési folyamatok. Ezek az öntözés, a lecsapolás, a kémiai talajjavítás, az erőteljes és évenként ismétlődő trágyázás hatására lépnek föl. Mindaddig csak az alacsonyabb osztályozási egységekbe való soroláskor vesszük ezeket figyelembe, amíg a talajon olyan jelentős változások nem lépnek fel, amelyek már a magasabb osztályozási egységek határértékeit is meghaladják.a jelenkori talajképződési folyamatok ismerete és a tudatos irányításuk igen fontos, mert a talajok termékenységét és hasznosíthatóságát nagymértékben megszabhatják. A genetikai és a talajföldrajzi osztályozási rendszer (11.1. táblázat) alapján a hazai talajokat a főtípusok szerint tárgyaljuk a továbbiakban táblázat - Magyarország talajainak genetikai és talajföldrajzi osztályozási rendszere Főtípus Típus Altípus Váztalajok köves, sziklás váztalaj kavicsos váztalaj földes kopár karbonátos nem karbonátos futóhomok karbonátos nem karbonátos lepelhomok humuszos homok karbonátos Kőzethatású talajok humuszkarbonát-talaj nem karbonátos kétrétegű rendzina fekete barna vörös agyagos rendzina fekete nyirok ranker Közép- és délkelet- karbonátmaradványos európai barna erdőtalajok barna erdőtalaj 212
231 A talajok osztályozása csernozjom barna erdőtalaj csernozjom jellegű barna erdőtalaj típusos csernozjom barna erdőtalaj erdőmaradványos csernozjom barnaföld típusos visszameszeződött mélyben kovárványos agyagbemosódásos barna erdőtalaj gyengén podzolos típusos mélyben kovárványos podzolos barna erdőtalaj erősen podzolos közepesen podzolos mélyben kovárványos pangó vizes barna erdőtalaj kovárványos barna erdőtalaj podzolos agyagbemosódásos podzolos agyagbemosódásos típusos humuszos savanyú barna erdőtalaj nyers humuszos savanyú humuszos Csernozjom talajok öntés csernozjom karbonátos nem karbonátos kilúgozott csernozjom mészlepedékes csernozjom típusos alföldi mélyben sós réti csernozjom karbonátos nem karbonátos mélyben sós 213
232 A talajok osztályozása szolonyeces Szikes talajok szoloncsák a sók minősége szerint szoloncsák szolonyec réti szolonyec a sók minősége és mennyisége szerint kérges közepes sztyeppesedő réti szolonyec másodlagosan szikesedett talaj közepes mély elszikesedett csernozjom elszikesedett réti talaj Réti talajok szoloncsákos réti talaj szulfátos elszikesedett öntéstalaj szódás szolonyeces réti talaj szolonyeces erősen szolonyeces réti talaj karbonátos nem karbonátos mélyben sós mélyben szolonyeces öntés réti talaj karbonátos nem karbonátos lápos réti talaj típusos szoloncsákos szolonyeces csernozjom réti talaj karbonátos nem karbonátos mélyben sós mélyben szolonyeces szolonyeces Láptalajok mohaláptalaj 214
233 A talajok osztályozása rétláptalaj tőzegláptalaj kotus tőzegláptalaj tőzeges láptalaj kotus láptalaj lecsapolt és telkesített rétláptalaj telkesített tőzegláptalaj telkesített tőzeges láptalaj A mocsári erdők talajai telkesített kotus láptalaj A folyóvizek, tavak üledékeinek, valamint a lejtők hordalékainak talajai nyers öntéstalaj humuszos öntéstalaj lejtőhordalék-talaj karbonátos nem karbonátosa karbonátos, kétrétegű nem karbonátos, kétrétegű karbonátos nem karbonátos karbonátos, kétrétegű nem karbonátos, kétrétegű réti öntés csernozjomok lejtőhordaléka erdőtalajok lejtőhordaléka rendzinák lejtőhordaléka vegyes üledékek 3. A talajok genetikai osztályozási rendszere A ábrán bemutatott vázlat a táblázat anyagát foglalja össze azért, hogy segítségével a genetikai osztályozás törvényszerűségeit szemléltessük. Az ábrán látható két szelő a főtípusokat három mezőre osztja. A vízszintes szelő alatt találjuk azokat a főtípusokat, amely típusokhoz tartozó talajok képződését és fejlődését külső vagy belső tényezők akadályozzák. Összefoglaló néven ezeket a főtípusokat romtalajoknak nevezzük ábra - A talajosztályozás főtípusainak rendszere 215
234 A talajok osztályozása A függőleges választóvonaltól balra a vízszintes szelő fölött találjuk azokat a talajokat, amelyek kialakulását csak a reájuk jutó csapadékvíz befolyásolja. Ezek az ún. éghajlat által befolyásolt vagy zonális talajok, pl. a barna erdőtalajok és a csernozjomok, valamint az intrazonális, kőzethatású talajok. Ezen belül a kőzet talajfelődést irányító hatása a vízszintes szelőtől távolodva, tehát fölfelé haladva fokozatosan gyengül. A függőleges választóvonaltól jobbra találjuk azokat a talajokat, amelyek képződését a csapadékból közvetlenül a felszínre jutó víznél több nedvesség irányítja. Ez a víztöbblet származhat időszakos vízborításból, közeli talajvízből vagy hosszabb ideig tartó elöntésből egyaránt. A vízhatás a vízszintes szelőtől távolodva fokozatosan gyengül. Ezeket a talajokat együttesen azonális, illetve hidromorf talajoknak nevezzük. A főtípusokat típusokra osztjuk, a rájuk jellemző folyamattársulásokat az egyes főtípusok tárgyalása során mutatjuk be. Ezzel kapcsolatosan szükségesnek tartjuk megjegyezni, hogy a folyamatok jelölései közül több nem csak egy főtípusban és nem csak egy típusban szerepel. Ez azonban nem jelenti azt, hogy a különböző típusokban azonos névvel jelzett folyamatok minden részletükben, hatásukban és termékükben azonosan lennének. Az alapjában véve és elvileg hasonló folyamatok között, aszerint, hogy mely típusban lépnek föl, különbségek lehetnek. Így például a humuszosodás majd minden főtípusban és típusban szerepet játszik. Minden esetben a szerves anyag elbomlását és képződését magában foglaló folyamatról van szó, melynek jellege és terméke azonban a talajtípus szerint változó, sőt az adott folyamatra éppen ez a jellemző. Míg a váztalajokban a szerves anyag és az ásványi rész kapcsolata általában gyenge, és sok a biológiailag és kémiailag át nem alakult növényi rész a szerves anyagban, a kőzethatású erdőtalajokban a szerves és ásványi anyagok kötődése már erősebb, ugyanakkor a szerves anyag nagyobb mérvű felhalmozódása is kíséri. A barna erdőtalajok főtípusában a savanyú jellegű humusz az uralkodó, melyben sok a fulvósav, a csernozjomokban 216
235 A talajok osztályozása viszont a huminsavak kalciummal alkotott sói, a humátok jellemzők. Ezt a jelleget váltja fel a szikesekben a nátriumhumát megjelenésével jellemzett szerves anyag, illetve a réti talajokban a vashoz kötött huminsav. A réti talajokból pedig fokozatos átmenettel jutunk el a víz alatt képződött és felhalmozódott lápi humuszig, illetve a tőzegig, aminek részleges elbomlását és átalakulását nevezzük humuszosodásnak, a szerves anyag víz alatti átalakulását és felhalmozódását pedig tőzegesedésnek. Mindez nem hagy kétséget az iránt, hogy a különböző típusokban fellépő humuszosodás a különbségek mellett számos közös és alapvető vonást is jelent, ezért a részfolyamatok közös névvel való megjelölésének jogossága nem vitatható. De nemcsak a humuszosodás folyamatának jellege változik meg főtípusonként, hanem a többi folyamaté is, így a savanyodásé, a kilúgozásé vagy a kovárványképződésé, ha nem is ilyen mértékben. Különbséget látunk a humuszosodás folyamatában, illetve más folyamatokban egy főtípuson belül is. Így a barna erdőtalajokban a szerves anyag képződésének közös jellemzője, hogy savanyú, többnyire fulvósavak által jellemzett szerves anyagból álló termék keletkezik, de emellett van a talajtípusok szerves anyaga között is különbség. A felsoroltakból láthatjuk, hogy a talajban lejátszódó folyamatok nem egyszerűsíthetők le egy-egy kémiai vagy fizikai folyamatra. Éppen a talajok genezisében mutatkozó különbségek adnak eltérő jelleget a folyamatoknak, amelyek azután folyamattípusokban (pl. humuszosodás) egyesíthetők. Sok esetben a folyamatok különbözősége ad lehetőséget a talajtípusok vagy alacsonyabb osztályozási egységek elkülönítésére és meghatározására, vagyis termékenységük jellemzésére. A talaj szervesanyag-összetétele, a különböző huminsavak és fulvósavak aránya alapul szolgál az erdőtalajok és a csernozjomok valamint a réti talajok felismeréséhez. A glejesedés jellege alapján választhatjuk el a pszeudoglejes és a réti vagy lápos talajokat, de sorolhatnánk még számtalan olyan helyszínen vagy laboratóriumi vizsgálatok útján megkülönböztethető folyamatot is, melyek a talajok helyes megítélésében döntő segítséget nyújtanak. E folyamatok és azok társulásai segítségével a főtípusokat, típusokat és altípusokat a következőképpen jellemezhetjük. 217
236 12. fejezet - Főtípusok, típusok és altípusok 1. Váztalajok A váztalajok főtípusába azok a talajok tartoznak, amelyek képződésében a biológiai folyamatok feltételei csak kismértékben vagy rövid ideig adottak, ezért a biológiai folyamat hatása korlátozott. Ez a korlátozás lehet a talajképző kőzet tulajdonságainak következménye, vagy származhat a felszín állandó, gyors változásából. Mindezek következményeként a talajképződés folyamatának lezajlásához nem áll rendelkezésre elegendő idő. A felszín változásának oka lehet a folytonos és erőteljes vízerózió, valamint a defláció. A váztalajokban lejátszódó folyamatokat a következőkben röviden jellemezzük. Humuszosodás. A humuszosodás a felszínen megtelepült növény-, majd állatvilág által termelt és átalakított szerves anyag kapcsolata a többé-kevésbé átalakult kőzetrészekkel, illetve ásványi talajalkotókkal. Előfeltételei a növénytakaró, amely a szerves anyagot termeli, a mikroorganizmusok és az állatvilág, amelyek azt átalakítják és a talajba keverik. Következménye a sötét színű, szerves anyagban gazdag, ásványi részeket is tartalmazó réteg, melynek vastagsága és tulajdonságai a humuszosodás feltételeitől függenek. A talajképződés termékeinek elszállítása. Víz és szél egyaránt lehet szállító. Előfeltételei a meredek lejtő és a kis talajellenállás a vízerózióval szemben, illetve a laza vagy a könnyű talajszemcsék a defláció esetében. Következménye, hogy a talajképződés hatására átalakult kőzetrészek elmozdulnak képződésük helyéről, míg ott ismételten a változatlan kőzet kerül a felszínre. A talajszemcsék állandó mozgása. Elsősorban a szél hatására következik be. Előfeltétele: száraz talajfelszín, homokszemcsék, amelyek mérete eléggé kicsi ahhoz, hogy a szél elmozdítsa, és olyan erős szél, amely a homokszemcséket felragadja vagy görgeti. Következménye a homokmozgás, vagyis a futóhomok, amelyben a homokszemcsék állandóan változtatják egymáshoz viszonyított helyzetüket. Ennek következményeként az esetleg fellépő humuszosodás hatása sem jut érvényre, mert a humuszos részekhez mindig újabb, nem humuszos talajrészek keverednek és még így sem maradnak képződésük helyén. A kőzet mállással szembeni ellenállása. Olyan esetben jut érvényre, amikor a talajképző kőzet tömör és még viszonylag kis erózió esetében is kevés az idő ahhoz, hogy a talajképző folyamat a kőzetet átalakítsa. Előfeltétele a mállásnak ellenálló, tömör kőzet. Következménye a sziklás felszín, melyen a talajképződésnek csak gyenge, kezdeti nyomai észlelhetők. A váztalajok tulajdonságait igen nagy mértékben a talajképző kőzet sajátosságai szabják meg Köves, sziklás váztalajok Többnyire hegyvidékeinken találhatók, olyan helyeken, ahol a tömör kőzet aprózódása és mállása még nem haladt olyan mértékben előre, hogy a növényzet megtelepedésére, magasabb rendű, nagyobb szervesanyagtömeget termelő növénytársulás számára elegendő vizet és tápanyagot tudjon szolgáltatni. Különösen ott találhatók kiterjedten, ahol a talajpusztulás erőteljes, és a víz vagy a szél a fizikai aprózódás, valamint a kémiai mállás termékeit közvetlenül keletkezésük után elszállítja. A talajréteg általában 10 cm-nél vékonyabb és sziklás foltokkal váltakozva fordul elő Kavicsos váztalajok Ebbe a típusba tartoznak azok a talajképződmények, amelyek a jelenkori vagy régi folyók volt árterületein, teraszain, törmelékkúpjain találhatók. Kavicstartalmuk a földes részhez viszonyítva olyan nagy, hogy ez a szelvény vízgazdálkodását és tápanyag-szolgáltató képességét nagymértékben lerontja. A kavicsos váztalajok szelvényében a megközelítően tiszta kavicsból álló szinteket egy vékonyabb-vastagabb iszapos takaró fedi, amely vagy a folyóvízi hordaléklerakódás utolsó szakaszából származik vagy hullóporos eredetű. E takaró vastagságától függ, hogy a kérdéses talaj a váztalajok közé sorolható vagy nem. A dunántúli, nagy kiterjedésű kavicshátakon egymás mellett találjuk a kavicsos, agyagbemosódásos barna erdőtalajokat és a kavicsos váztalajokat. Azt, hogy egyik vagy másik talajtípus alakul-e ki, az eredeti iszaptakaró vastagsága, az esetleges lösz-lepel valamint a talajpusztulás mértéke szabja meg. Igen fontos kritériuma a váztalajok elhatárolásának a 218
237 Főtípusok, típusok és altípusok földes rész és a kavics aránya az egységnyi térfogatban. Általában az 50%-nál kisebb kavicstartalom még lehetőséget ad a talajképződésre, ha viszont az egyes rétegekben a kavicstartalom 80 90%, már nincs elegendő anyag a talajképződéshez, így csak váztalajok keletkezhetnek Földes kopárok Az ide tartozó váztalajok már nem tartalmaznak tömör kőzetdarabokat, az erózió következtében felszínre kerülő laza, üledékes kőzeteken keletkeznek. Így a talajképződés folyamatát nem a mállékony anyag hiánya vagy a kevés mállástermék elszállítása, hanem a felszín gyors és állandó pusztulása akadályozza. A talajképződés és a biológiai folyamatok huzamosabb ideig való hatását az eróziós folyamatok teszik lehetetlenné. A humuszosodás a talajszelvénynek csak egészen kis rétegét érinti. A talajképző kőzet mélyebb átalakulására nincs lehetőség, mert a talajpusztulás a már esetleg átalakult anyagot elszállítja a helyéről, és mindig újabb és újabb anyag kerül a talajképződési tényezők hatása alá. A karbonáttartalom alapján a nem karbonátos és a karbonátos földes kopárok talajait választjuk el. A talajréteg, vagyis a humuszos szint itt sem haladja meg a 10 cm-t, illetve művelés alatt álló területeken a szántott réteg vastagságát Futóhomok és jellegtelen homoktalajok Ide soroljuk mindazokat a képződményeket, amelyekben még nem ismerhetők fel határozottan a talajképződés bélyegei, a humuszosodás, a szervetlen anyagok átalakulása, vándorlása, felhalmozódása stb. Állandó növénytakaró nem tud megtelepedni rajtuk, a gyér növényzet csak kevés szerves anyagot szolgáltat, így igen gyenge a szervesanyag-termelés, és a képződött kevés humuszanyag is gyorsan ásványosodik. A vizet gyorsan elnyelik. Kiszáradva az egyes homokszemcsék felszabadulnak és mozgékonnyá válnak. Mivel kevés kolloidot tartalmaznak könnyen kiszáradnak, és ilyenkor a szél elgörgeti a homokszemeket a helyükről, vagy felragadva továbbszállítja. Az állandóan változó felszín lehetetlenné teszi, hogy a növénytakaró ugyanarra a talajrészre huzamosabb ideig kifejtse hatását. Tápanyag-szolgáltató képességük rossz. Altípusok. A homok karbonáttartalma alapján megkülönböztetjük a karbonátos valamint a nem karbonátos altípusokat, továbbá a lepelhomokot. Így nevezzük azokat a talajokat, amelyekben a homokborítás nem haladja meg az 1 2 m-t, és alatta iszapos, löszös üledék vagy eltemetett humuszos talajszint következik. Változataik. Elkülönítésükben több szempontot kell szem előtt tartani. A homok szemcsenagysága szerint megkülönböztetünk durva- és finomhomok-változatokat. Az előbbiben a 0,5 mm és annál nagyobb szemcsék mennyisége az uralkodó. A finom szemcséjű homokban az uralkodó szemcseméret 0,1 0,3 mm átmérőjű. A jellegtelen homoknak igen fontos tulajdonsága az ásványi összetétele. Ennek alapján a szilikátszegény változatban azokat a homokokat egyesítjük, amelyekben a kvarc mellett 5%-nál kevesebb a szilikát. Közepesen szilikátosnak nevezzük azokat a változatokat, amelyekben a szilikáttartalom 5 20%, szilikátgazdagnak, amelyekben 20%-nál több. A változatok elkülönítésének alapjául szolgálnak a deflációs viszonyok is, megkülönböztetve a homokkifúvásos és -felhalmozódásos területek talajait. A humusztartalom alapján humuszszegény (0,5%-nál kevesebb szerves anyag) és gyengén humuszos (1% körüli szerves anyag) változatokat különböztetünk meg. A hidrológiai viszonyok is alapul szolgálhatnak a változatok elhatárolásában. Így mélyen fekvő talajvizű (4 m-nél mélyebb), közepes talajvízállású (2 4 m), felszínhez közel fekvő talajvizű (1 2 m) és felszínhez igen közel fekvő talajvizű (1 m feletti talajvíz) változatokat különböztetünk meg. Azokon a területeken, ahol a homoktalajok termékenysége céljából területrendezés és talajjavítás folyt, rónázott, rétegesen javított, lápföldezett és mélyen forgatott változatokat is megjelölhetünk. Nyírségi, a Duna Tisza közi, valamint somogyi homokterületeinken a futóhomok nem önálló, nagy kiterjedésű területek talaja, hanem a felszín kiemelkedőbb részein, a buckákon található, a buckák közeit pedig a humuszos homok, sőt a homokos réti, valamint a lápos talajok foglalják el Humuszos homoktalajok Ide soroljuk azokat a talajokat, amelyekben a humuszos szint morfológiailag megfigyelhető, de a talajképző folyamatoknak egyéb jele nem mutatkozik. Általában a humusztartalom 1%-nál nem kevesebb, a humuszréteg vastagsága pedig 40 cm-nél nem nagyobb. A humuszos homoktalajok termékenysége jobb a futóhomokénál. Nagyobb a víztartó, ugyanakkor jó a vízáteresztő képességük. Nehezebben száradnak ki, így kevésbé vannak kitéve a szél pusztító hatásának. Tápanyag-szolgáltató képességük gyenge. 219
238 Főtípusok, típusok és altípusok Altípusaik. A karbonáttartalom alapján különválasztjuk a karbonátos és a nem karbonátos szelvényeket. A harmadik altípus a kétrétegű homok, amelynek szelvényében a felszínen lévő humuszos szinten kívül a homokréteg alatt iszapos, löszös vagy humuszos talajszínt található, legfeljebb 2 m mélységben. Változataik. Ugyanúgy határolhatjuk el, mint a jellegtelen homokokat, de a humuszréteg vastagsága alapján még további két változatot is elkülöníthetünk: a sekély humuszrétegű (0 20 cm-es) és a közepes humuszrétegű (20 40 cm-es) változatokat. A humuszos homoktalajok futóhomoktól és jellegtelen homoktalajoktól való szabatos elhatárolása meglehetősen nehéz feladat. Számtalan átmenetüket a szelvények morfológiai vizsgálatakor a víz és a szél szeszélyes játékainak nyomait, az eltemetett szintek, az iszapos, agyagos rétegződések számtalan kombinációját találjuk, amelyek a talaj termékenységében, a termőhelyi értékben jutnak kifejezésre. 2. Kőzethatású talajok A kőzethatású talajok főtípusába azokat a talajokat soroljuk, amelyekre az erőteljes humuszképződés, valamint a talajképző kőzet tulajdonságaitól jelentős mértékben függő szervesásványi kolloidok kialakulása jellemző. A kilúgozás bennük általában kismértékű. A főtípushoz tartozó egyes típusokban lejátszódó folyamatokat a következőkben jellemezzük. Humuszosodás. Folyamata azonos a váztalajoknál leírtakkal. Kilúgozási folyamat. E néven foglaljuk össze azokat a kémiai hatásokat, amelyeket a felülről lefelé irányuló vízmozgás, a talajban termelt savas jellegű szerves anyagok indítanak el. Előfeltételük az elegendő csapadék vagy felszíni víz, ami legalább az év nagyobb részében biztosítani tudja a felülről lefelé irányuló vízmozgást; a gazdag szervesanyag-takaró, ami bomlástermékeivel a savas jellegű anyagokat szolgáltatja; valamint az olyan kőzet, amelynek vízáteresztő képessége elegendő a kilúgozás termékeinek mélybe szivárgásához. A folyamat következménye a fémionok só alakban való kimosódása a felső rétegekből, elsősorban a talajfelszínből. Sorrendben először az alkáli fémek, majd az alkáli földfémek sói lúgozódnak ki, tehát a mállás folyamán keletkező nátrium- és kálium-, valamint a kalcium- és a magnéziumvegyületek távoznak a mélyebb szintek vagy a talajvíz felé. Humuszkötés kalcium által. E folyamatban a humuszosodás alkalmával képződött savas jellegű szerves anyagok a szénsavas mész kalciumával sót, kalcium-humátot képeznek. Előfeltétele a humuszosodást lehetővé tévő dús növénytakaró, valamint a szénsavas meszet tartalmazó talajképző kőzet, amelyből a szén-dioxid, valamint a szerves savak hatására a kalcium oldatba megy át. A kőzet jellege szerint a típusok között is különbséget teszünk, mert humuszkarbonát-talaj csak laza, erősen karbonátos kőzeten képződhet, pl. márgán vagy sok szénsavas meszet tartalmazó pannon üledéken, a rendzina azonban csak tömör kőzeten, pl. mészkövön vagy dolomiton alakulhat ki. A kalcium-humát képződésének következménye a morzsalékosság és a morzsák vízállósága, valamint a kedvező semleges kémhatás. Humuszkötés agyagásványok által. E folyamat során a szerves anyagokat nem kalcium, hanem az agyagásványok, elsősorban a szmektit típusú ásványok kötik meg. Előfeltétele olyan talajképző kőzet, amelyből sok és lehetőleg montmorillonit jellegű agyagásvány képződik a mállás folyamán. Ilyen kőzetek az andezit, a bazalt, valamint ezek tufái és egyes riolittufák. Hasonlóan viselkednek az agyagos pannon üledékek is, ha mint az igen gyakori montmorillonit az agyagásványuk. A folyamat következménye a sötét színű, jó vízálló szerkezetű humuszos szint és a semleges vagy gyengén savanyú kémhatás. A kőzethatású talajok vízgazdálkodása szélsőséges. A tavaszi nedves, buja vegetációjú időszak után hosszú, igen száraz nyári időszak következik. A jó szerkezet és a sok szerves kolloid hatására jó a víztároló és vízvezető képességük, ugyanakkor nagy a talajok holtvízértéke. A hasznosítható víz mennyiségét jelentős mértékben csökkenti, hogy a talajok általában sekély rétegűek. Télen a talajszelvény teljes egészében átfagy, a nyári erős felmelegedés következtében pedig kiszárad. A szélsőséges talajklimatikus viszonyok miatt a biológiai tevékenység tavaszi és őszi erős szervesanyag-termelő időszakra, valamint hosszú nyári és téli pangó időszakra oszlik. Az utóbbi két időszakban egyrészt a vízhiány, másrészt a fagy hatására a felhalmozott szerves anyag biológiai elbomlása szünetel. Ennek a kettősségnek köszönhető, hogy az ide sorolt talajoknak az éghajlati viszonyokhoz képest nagy a szervesanyag-tartalmuk. Tápanyagtartalom. A kőzethatású talajok tápanyagtartalma a sok szerves anyag miatt nagy; a biológiailag felhalmozott növényi tápelemek nagy mennyiségben találhatók a felső talajszintekben, azonban hasznosulásukat 220
239 Főtípusok, típusok és altípusok a rövid ideig tartó biológiailag aktív időszak erősen korlátozza. Általánosan jellemző a talajokra, hogy míg a laboratóriumi vizsgálatok igen kedvező képet mutatnak, a természetben érvényesülő gyakorlati tulajdonságaik kedvezőtlenek. Az egyes típusok tulajdonságait a következőkben jellemezzük Humuszkarbonát talajok Jellemzőjük a laza, üledékes, szénsavas meszet tartalmazó talajképző kőzet, amelyen morzsás vagy szemcsés szerkezetű, 2 5% szerves anyagot tartalmazó cm mély humuszréteg alakult ki. E talajtípusban a kilúgozás folyamata csak gyengén mutatkozik, és jelenléte legfeljebb a feltalaj szénsavasmész-tartalmának a talajképző kőzetéhez viszonyított kismértékű csökkenésében mutatható ki. A humuszkarbonát talajok humuszos szintjének a talajképző kőzet felé rövid az átmenete. Löszös és márgás területeken fordulnak elő, elsősorban ott, ahol a talajpusztulás a felszínt folyamatosan és gyorsan lehordja, így a talajképződés csak a humuszosodásban jut kifejezésre. Vízgazdálkodásuk gyenge vagy közepes, mert a jó szerkezetű és több szerves kolloidot tartalmazó réteg viszonylag vékony. Tápanyag-gazdálkodásuk közepes, sőt jó, ha több szerves anyagot is tartalmaznak és humuszszintjük is mélyebb. Általában más talajtípusok között fordulnak elő, olyan erősen lepusztult területeken, ahol a karbonátos talajképző kőzet került a felszínre, majd a talajpusztulás folyamata lelassult. Altípusok. Altípusokat nem különítünk el. Változataik. A humuszos réteg szervesanyag-tartalma és vastagsága szerint különítjük el a változataikat; így a gyengén humuszos (2%-nál kisebb szervesanyag-tartalom), közepesen humuszos (2 5%) és az erősen humuszos (5%-nál több) talajváltozatokat. A humuszréteg vastagsága alapján a sekély humuszrétegű (40 cm-nél vékonyabb) és a közepes humuszrétegű (40 cm-nél vastagabb) változatokat különböztetjük meg Rendzina talajok Ide soroljuk azokat a talajtípusokat, amelyek tömör, szénsavas meszet tartalmazó kőzeten alakultak ki, és a kőzet málladéka viszonylag kevés szilikátos anyagot tartalmaz. Ezért hazánkban rendzina elsősorban mészkövön, tömör márgán és dolomiton található. Képződésére jellemző az erőteljes humuszosodás és a gyenge kilúgozás. A legtöbb rendzinaszelvény sekély termőrétegű és köves. A kőtörmelék mennyisége és a sekély termőréteg miatt a tárolt víz mennyisége általában kevés a földes rész (< 2 mm) jó vízgazdálkodási tulajdonságai ellenére. Tápanyag-szolgáltató képessége a laboratóriumi vizsgálatok alapján jó, de a tápanyagok érvényesülését akadályozza a hosszú, száraz időszak. A rendzinaterületek talajtakarója igen változatos. A sekély és a mélyebb szelvények sűrűn váltogatják egymást, és ezek között gyakran találunk sziklás váztalajokat is. Altípusok. Elkülönítésük a talajképző kőzet tulajdonságain alapul. Azok a tömör, karbonátos kőzetek, amelyek kevés agyagos részt és kísérőanyagot tartalmaznak, málláskor aprózódnak, és ezek az apró kőzettörmelékdarabok tapadnak össze a mész által kicsapott humuszanyagok hatására. Ezt az altípust fekete rendzinának nevezzük. Szerkezete igen jó, morzsás, szervesanyag-tartalma a felszín közelében elérheti a 30 40%-ot is, kémhatása gyengén lúgos vagy középhegységeinkben esetenként gyengén savanyú. Ennek az altípusnak a termékenységét elsősorban a földes rész és a kőzettörmelék aránya, valamint a termőréteg vastagsága szabja meg. A barna rendzinák altípusa olyan tömör, esetenként könnyen porló, sok szénsavas meszet tartalmazó kőzeten képződik, amelynek mállásakor szilikátok is képződnek vagy szabadulnak fel. Az agyagos rész hatására a humuszos szint színe már nem fekete, hanem feketésbarna vagy sötétbarna. A vörös agyagos rendzina talajok altípusába azokat a szelvényeket soroljuk, amelyek talajképző kőzetében a mészkövet vagy a dolomitot kísérő vörösagyagok is szerephez jutnak. A felső szintekben általában a barnásfekete humusztakarót találjuk, míg a mélyebb szintek felé fokozatosan a vörösagyag tulajdonságai érvényesülnek. A különbség nemcsak színben, hanem a talajok szerkezetében is jelentkezik. A humuszos réteg szerkezete morzsás, az agyagos rétegé szemcsés, sokszögű. A vörösagyagban vagy alatta a szénsavas meszet tartalmazó kőzettörmelék is megtalálható Fekete nyiroktalajok 221
240 Főtípusok, típusok és altípusok Ide soroljuk azokat a talajokat, amelyek tömör, nem karbonátos, eruptív kőzetek málladékán képződtek. Jellemző rájuk az erős humuszképződés, a gyenge kilúgozás, a közel semleges kémhatás, a morzsás vagy szemcsés szerkezet. Általában andeziten, bazalton és ezek tufáin fordulnak elő, de riolittufán is megtalálhatók. A fekete nyirok elnevezés utal a talajok agyagtartalmára, az agyag minőségére (szmektitek) és az erőteljes humuszosodásra. Vízgazdálkodásuk szélsőséges. Tavasszal a talajok sok vizet tartalmaznak. Ez és a sok tápanyag a rövid tenyészidejű, lágy szárú növényzet fejlődésének kedvez. A talajok fölmelegedése és kiszáradása azonban hamar bekövetkezik, ezért a fás növényzet csak ritka állományban és elkorcsosult egyedekkel képviselve tud fennmaradni. A szélsőséges mikroklíma, a talajok erősen változékony hő- és vízgazdálkodása nem teszi lehetővé a jobb faállomány kialakulását Ranker talajok A nemzetközi szakirodalomban, valamint a hazai erdészeti szakemberek körében még egy típust tartanak számot a kőzethatású talajok között, melyet Kubiena kezdeményezésére rankernek neveznek. Ez azokat a talajokat foglalja magában, amelyek tömör, nem karbonátos, szilikátos kőzeten alakulnak ki, és egyebekben megfelelnek a kőzethatású talajok kritériumainak. A rankerek termőrétege sekély, vízgazdálkodásuk és tápanyag-gazdálkodásuk nem kedvező. A humusz moder jellegű és savanyú. Altípusokat a kőzet alapján különítünk el, például: homokkő rankert, agyagpala rankert, gránitrankert. 3. Barna erdőtalajok Az ebben a főtípusban egyesített talajok az erdők és a fás növényállomány által teremtett mikroklíma és talajklíma, a fák által termelt és évenként földre jutó szerves anyag, valamint az azt elbontó, főként gombás mikroflóra hatására jönnek létre. A mikrobiológiai folyamatok által megindított biológiai, kémiai és fizikai hatások a talajok kilúgozását, elsavanyodását és szintekre tagolódását váltják ki. Az egyes talajtípusokban társuló folyamatokat a következőkben mutatjuk be. Humuszosodás. Formáját illetően háromféle lehet mull: olyan szerves anyag, amelyben a humuszosodás előrehaladott, a növényi részek szerkezete már nem ismerhető fel és a talaj ásványi részével szorosan kapcsolódik; moder: amelyben a növényi részek humuszosodása csak részben ment végbe, és a talaj ásványi részével nem kapcsolódik; mor: e névvel azokat a talajfelszínt borító szervesanyag-takarókat illetjük, melyekben a növényi részek csak kevéssé alakultak át, és szövetük nemezszerű (ezért száraztőzegnek is hívják). Ez a három forma azonban szántóföldi művelés hatására majdnem egyformává válik. A szervesanyag-felhalmozódás formáján kívül jellemző a humuszos réteg vastagsága és annak szervesanyag-tartalma. Előfeltétele a szerves anyag elbomlásánál erőteljesebb felhalmozódás. Következménye a növényi tápanyagok felhalmozódása a talaj felső szintjeiben, és ez táplálékul szolgál a talajt alakító szerves anyagokat termelő mikroorganizmusok részére. Mivel az erdei alomtakaró bontását nagyrészt a mikroszkopikus gombák végzik, ezért a termelt szerves anyag savanyú, ami az erdőtalajok erőteljes kilúgozását és savanyúságát váltja ki. Kilúgozás. A kalcium-karbonát és az annál könnyebben oldható sók kimosódása a talajszintekből vagy azok egy részéből a kilúgozás. Előfeltétele az elegendő és nagy hányadában talajba jutó csapadék. A kilúgozást elősegíti az erdei növénytakaró által termelt szerves anyag. Befolyásolja a folyamatot a növényi gyökerek elhelyezkedése is, mert a barna földben és az agyagbemosódásos barna erdőtalajokban a gyökérzet nagyobb része a felhalmozódási szintben található, a podzolos, valamint a pszeudoglejes és erősen savanyú, nem podzolos erdőtalajokban viszont a felszínhez közel helyezkedik el. A gyökerek elhelyezkedésének következménye, hogy kiszáradáskor a talajoldatok mozgása első esetben kétirányú vagyis mind felülről, mind alulról a felhalmozódási szint felé tart, a második esetben csak felülről lefelé. Következménye a talajszintek elsavanyodása. Ezzel ellentétes hatást fejt ki a biológiai akkumuláció, amit a fás növényzet, valamint az aljnövényzet testében felhalmozott és a talaj felszínére került növényi tápanyagok, valamint kísérőelemek hoznak létre. Ezért az erdőtalajok savanyodásával egy időben a talajfelszín savanyúságának tompulását tapasztaljuk. Agyagosodás. Fokozott mállás és agyagásványok képződése a talajszintekben. A folyamat igazolását szolgálják az ásványi rész vizsgálati adatai, melyek szerint az elsődleges szilikátok mennyisége csökken, míg az agyagásványoké nő. Az agyagásványok a talajszintekben frissebbek, jobban kristályosodottak és aktívabbak, 222
241 Főtípusok, típusok és altípusok mint a talajképző kőzetben, egyúttal mennyiségük is jelentősen nagyobb. Az agyagosodás előfeltétele az agyagásványok építőköveit tartalmazó ásványi összetétel, valamint a mállást elősegítő biológiai folyamat. Következménye a kedvezőbb vízgazdálkodás és tápanyagkötés, mert az agyag sok vizet és tápanyagot képes tárolni. Agyagvándorlás (lessivage). E folyamat során az agyagos rész elmozdul a mélység felé anélkül, hogy összetétele lényegesen megváltozna. Könnyen felismerhető a szerkezeti elemek felületén észlelt agyaghártyáról, valamint a vékony csiszolatokon, mikroszkóp segítségével megfigyelhető slir-jelenségről. Az agyagos rész elemi összetétele és molekuláris viszonyszámai nem változnak a szelvényen belül. Előfeltétele az agyagelmozdulást előidéző szerves és szervetlen anyagok képződése, a legalább gyengén savanyú kémhatás és a kilúgozási szintből a felhalmozódási szint felé tartó állandó vízmozgás. Következménye a textúradifferenciálódás, vagyis a felső szintek elszegényedése és az alattuk levők gazdagodása az agyagtartalmat illetően. Agyagszétesés (podzolosodás). A talaj felső szintjeiben az elsődleges és a másodlagos ásványok (agyagásványok) felbomlása alkotóelemeikre: kovasavra, alumíniumra és vasra. A szétesés termékei közül a vas és az alumínium elmozdul a helyéről, és a mélyebb rétegekben oxidhidrátok alakjában felhalmozódik. A jelenség észlelhető a kovasavpor alapján a helyszínen vagy a kolloid részek elemzése útján, amikor a molekuláris viszonyszámok a szétesés helyén több kovasavat mutatnak ki az agyagos részben, mint a talajképző kőzet agyagos részében, és jóval többet, mint a felhalmozódási szint agyagfrakciójában. Ezzel párhuzamos a szabad, könnyen oldható vasoxid-hidrátok megjelenése a felhalmozódási szintben. A szétesés előfeltétele a savanyú kémhatás, a savanyú szerves anyag és legalább a feltalajban a kevés kolloid. Következménye, hogy a feltalaj tápanyagokban elszegényedik és erősen savanyú lesz. Kovárványképződés. A felhalmozódási szint tagolódása útján jön létre. A B szint képződését előidéző folyamatok homokos talajképző kőzeten úgy játszódnak le, hogy a kolloidok felhalmozódása ritmikus kicsapódást mutat (Liesegang-jelenség). Helyszíni szelvényvizsgálatkor könnyen észlelhető, mert a feltalaj alatt vöröses-barnás csíkok láthatók. Előfeltétele a gyengén savanyú vagy savanyú közegben az agyagelmozdulás, megfelelően nagy diffúziósebesség, oxidációs viszonyok. Következménye a homokok tápanyag- és vízgazdálkodásának javulása. Redukció (glejesedés). A szelvényben időszakonként fellépő anaerob viszonyok hatására alakul ki. Felismerhető az érintett szintek kétértékű vasvegyületektől származó szürkés márványozottságáról, mely a talajban levő repedések mentén keletkezik, valamint a rozsdás színű, foltos vagy gócokban megjelenő vaskiválásokról. Az időszakos és helyi redukció oka a talajrétegek vízgazdálkodása közötti különbség hatására kialakuló levegőtlenség. Előfeltétele a nagy különbség a kilúgozási és a felhalmozódási szint vízáteresztő képessége között, aminek hatására nagyobb csapadék esetén víztorlódás keletkezik a két szint határán, és így időszakos talajvízréteg alakul ki a nedves évszakokban, mely nyárra eltűnik. Savanyodás. A talajban lejátszódó biológiai folyamatok eredményeként jön létre. Hatására a talaj kémhatása (ph-értéke) savassá változik, ugyanakkor hidrolitos és kicserélődési savanyúság is kialakul. A savanyúság származhat a talaj szerves és szervetlen alkotórészeitől egyaránt, aszerint, hogy a protonleadás szerepét mely vegyületcsoport játssza. Szükséges hozzá a protonleadásra képes szerves és ásványi anyagok jelenléte, valamint a savanyodást előidéző biológiai feltételek teljesülése. Következménye a tápanyagellátásban fellépő zavar, valamint a savanyúságra érzékeny növények károsodása, illetve elpusztulása. Az e folyamatok társulásának hatására kialakult típusokat az alábbiakban soroljuk fel Karbonátmaradványos barna erdőtalajok Az e típushoz tartozó talajok ott képződnek, ahol az erdőtalajokat kialakító kilúgozási folyamat gyengesége miatt a sok karbonátot tartalmazó talajképző kőzet szénsavas meszét nem képes teljességgel kioldani, vagy a talajképződés megindulása óta eltelt idő rövid volt a kilúgozás befejeződéséhez. Ennek következményeként a talajok savanyodása csak kismértékű, ugyanakkor a humuszosodás erősebb, mint általában a barna erdőtalajokban, mert a jelen lévő, karbonátformából felszabaduló kalcium a huminsavakkal az elbontásnak ellenálló sókat képez. A szelvény felépítésére jellemző, hogy a szintekre tagolódás nem fejlődik ki annyira, hogy a kilúgozási és a felhalmozódási szint között agyagtartalom-különbség alakuljon ki. A részleges kilúgozás is elegendő azonban ahhoz, hogy mind az A, mint a B szintben egyenletes agyagosodás legyen. Ez azt vonja maga után, hogy az A és a B szint egyaránt több agyagot tartalmaz, mint a talajképző kőzet. 223
242 Főtípusok, típusok és altípusok A kilúgozott, agyagos szerkezeti elemek között azonban gócokban fennmarad a talajképző kőzet karbonáttartalmának egy része, és így ugyanazon rétegen belül két ellentétes folyamat a kilúgozás és a karbonáthatás van egymás mellett. A szelvények kémhatása ezért a feltalajban sem csökken 6,6 ph alá, a felhalmozódási szintben viszont egymás mellett gócokban jelentkezik a semleges és a gyengén lúgos kémhatás. Humuszos szintjük általában jól fejlett, és a humusz összetétele kedvező. A szintjük szerkezete tömötten morzsás vagy szemcsés, felhalmozódási szintjük szemcsés, esetleg apró diós. A kilúgozási és a felhalmozódási szint közötti átmenet fokozatos, a talajképző kőzet felé pedig rövid. A kilúgozási és a felhalmozódási szint agyagtartalma a talajképző kőzethez viszonyítva mindig valamivel nagyobb. Ez a jelenség két tényezőből tevődik össze. Az agyaggazdagság nagyrészt viszonylagos, mert ha a karbonátmentes anyagra számított agyagtartalmat hasonlítjuk össze, a különbség sok esetben csak jelentéktelen, jeléül annak, hogy a szénsavas mész kioldódása után az agyag visszamaradt, így mennyisége a szintekben csak viszonylagosan nőtt meg. Ezzel a jelenséggel párhuzamosan azonban kimutatható a tényleges agyagosodás is, mert a talajszintek még karbonátmentes anyagra számítva is valamivel több agyagot tartalmaznak, mint a talajképző kőzet. Ennek a különbségnek a nagysága függ a talajképző kőzet ásványi összetételétől és a könnyen málló, vagyis agyagosodó ásványok mennyiségével arányosan nő. E talajok vízgazdálkodása kedvező, ennek ellenére általában könnyen kiszáradnak. A kilúgozási és a felhalmozódási szint vízkapacitása majdnem egyforma, és kiszáradása is egyenletes. Mivel a talajszintek, vagyis a kilúgozási és a felhalmozódási szintek együttes vastagsága általában nem nagy, a kedvező vízgazdálkodású réteg nem túl mély. Tápanyag-gazdálkodásuk kedvező. Általában a közepes nitrogénellátottság, közepes foszfortartalom és jó káliumellátottság jellemzi e talajokat. Elterjedési területük nem összefüggő, általában a barna földek vagy a csernozjom barna erdőtalajok elterjedési területén belül találhatók a lejtős, erodált vagy erősen tagolt térszíneken. Rendszerint fokozatos az átmenet a környezetükben előforduló, nagyobb területre jellemző talajtípusba. Altípusok. Megkülönböztetésére nem áll rendelkezésünkre elegendő adat. Változataik. A termőréteg-vastagság, az alapkőzet, a fizikai talajféleség, a humuszos szint tulajdonságai, az erózió mértéke valamint a kultúrállapot szerint különítjük el őket. A termőréteg alapján ezen a megjelölésen a kilúgozás és a felhalmozódási szint együttes, a tömör vagy gyökérzáró talajképző kőzetig terjedő vastagságát értjük megkülönböztetünk sekély rétegű (50 cm-nél vékonyabb), közepes rétegű ( cm vastag) és mély rétegű (100 cm-nél vastagabb) változatokat. A humuszréteg vastagsága alapján szintén három fokozatot határolunk el: sekély (0 30 cm), közepes (30 60 cm) és mély (60 cm-nél vastagabb) humuszrétegű változatokat. A humusztartalom alapján megkülönböztetjük a gyengén humuszos (1,5%-nál kisebb), a közepesen humuszos (1,5 3%-os) és erősen humuszos (3%-nál nagyobb szervesanyag-tartalmú) változatokat. Az erózió mértéke szerint gyengén erodáltnak nevezzük azt a változatot, amelyben a talajpusztulás csak az A szintet érinti, közepesen erodáltnak, melyben a B szint anyagából már csak kevés maradt meg. Kultúrállapot alapján két változatot határolunk el, a sekélyen művelt talajokat, amelyekben a művelés mélysége nem haladja meg a 20 cm-t, és a mélyen művelt talajokat, melyek művelési mélysége meghaladja a 20 cm-t Csernozjom-barna erdőtalajok Az e típusú talajok szelvényében két folyamat nyomai láthatók. Az egyik a kilúgozás, ami a talajtípust a barna erdőtalajokhoz kapcsolja és aminek a következménye a vasas agyagosodás, a másik az erőteljes humuszosodás, ami már a csernozjom talajok főtípusára jellemző. E két folyamat megjelenésének időpontja és egymáshoz való viszonya többféle lehet. Az a gyakoribb, hogy a barna erdőtalajok valamelyik típusa, legtöbb esetben a barnaföld utólag kerül a csernozjomképződés, az erőteljes humuszosodás hatása alá. Ezért a csernozjom barna erdőtalajok általában a barna erdőtalajok elterjedési területe és a csernozjomterületek határán találhatók. A szelvény felépítésére jellemző az erőteljes, mélyen kialakult humuszos szint, amely gyakran a barna erdőtalaj felhalmozódási szintjébe is belenyúlik, elfedve annak színét és eredeti tulajdonságait. Feltalajuk általában sötétbarna vagy barnásfekete, szerkezetük morzsás, sokszor azonban átmenetet mutat a szemcsés szerkezet felé. 224
243 Főtípusok, típusok és altípusok A humuszos szint mélyebb rétegeiben a szerkezet már a barna erdőtalajok szerkezeti képét mutatja, diós, sőt esetenként hasábos is. Agyagosabb elsősorban a vulkáni középhegységet kísérő, andezitmálladékot is tartalmazó lejtőlöszökön kialakult szelvényekben a szerkezeti elemek felületén humuszhártyák fordulnak elő. Ezek a humuszanyagoknak montmorillonit jellegű agyagásványokkal létrejött intenzív kötődésének, majd a szervesásványi kolloidok vándorlásának az eredményei. A felhalmozódási szint akkor látható, amikor a vörösesbarna vasas agyag színe jellemzi, és csak egy részét fedi el a felülről lefelé haladó humuszosodás. Más esetekben viszont a humuszképződés az egész felhalmozódási szintet elfedi, sőt még annál mélyebbre is hatol. Ez utóbbi esetben a felhalmozódási szint és a karbonátos talajképző kőzet közötti éles határ helyett egy gilisztajáratokkal és állatjáratokkal tarkított csernozjom jellegű átmeneti szint képződik a talajképző kőzet anyagából. Sok esetben a talajlakó rágcsálók járataiban még akkor is fennmaradt a B szint vörösesbarnás anyaga, ha a felhalmozódási szintet már teljes mértékben eltakarta a humuszosodás (12.1. ábra) ábra - Csernozjom-barna erdőtalaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben) c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol/kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y 1, y 2, K A és CaCO 3 -érték tizedrészét mutatja Az agyagtartalomban nincs különbség a kilúgozási és felhalmozódási szintek között. A humusz eloszlása a szelvényen belül megfelel a csernozjom talajok humuszgörbéinek, melyekben a felső szintek egyenletes humusztartalma a talajképző kőzet irányában fokozatosan csökken. A szerves anyag mennyisége az azonos fizikai talajféleséghez tartozó barna erdőtalajokban találtaknál valamivel több, de a hasonló tulajdonságú csernozjomokban észlelt humusztartalmat nem éri el. A talajszelvény és az agyagos rész ásványi összetételét a ábrán mutatjuk be ábra - A csernozjom-barna erdőtalaj teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele 225
244 Főtípusok, típusok és altípusok Vízgazdálkodásuk kedvező, mert a közepes vízáteresztő képességhez jó víztartó képesség társul. Általában szerkezeti állapotuk is kedvező, mert szerkezeti elemeik vízállóak. Tápanyag-szolgáltató képességük jó, nitrogén-ellátottságuk kedvező, ugyanúgy, mint foszfor- és káliumszolgáltató képességük. Kivételt képeznek az andezitmálladékos lejtőlöszön képződött szelvények, melyek csak kevés foszfátot tartalmaznak és megkötőképességük nagy, de ugyanakkor nagy a káliumtőkéjük. Savanyúságuk általában csekély, nem haladja meg a 6,5 ph-t. A meszezés kedvező hatását a mély kilúgozottsággal és huzamosabb művelés esetén a leromlott talajszerkezet helyreállításával magyarázhatjuk. Nagyobb kiterjedésben a Nagyalföld és a Kisalföld középhegységhez, illetve a dombokhoz csatlakozó határán találhatók. Altípusok. Az altípusba sorolás alapja a csernozjom, illetve a barnaföld-jelleg erőssége. Ezek szerint a csernozjom jellegű barna erdőtalajokhoz soroljuk azokat a szelvényeket, amelyekben a barnaföld bélyegei láthatók jobban, vagyis a humuszosodás összefüggő szintet csak a felső cm-ben alkot, és alatta a B szint vörösesbarnás, agyagos rétege még jól kivehető. Típusos csernozjom barna erdőtalajnak mondjuk azokat a képződményeket, amelyek szelvényén a csernozjomosodás, vagyis a humuszosodás és esetleg a mészlepedék, valamint a barnaföld-jelleg közel egyforma erősségű. Ilyen szelvényeken a humuszosodás 50 cm vagy vastagabb, de a vörösesbarna felhalmozódási szint egy része még mindig megtalálható alatta. Az átmenet legszélső tagjában, az erdőmaradványos csernozjomban viszont a felhalmozódási szint barnás színe már nem látható, és a barnaföld-jelleg, vagyis az agyagosodás csak a humuszanyagok elroncsolása után válik láthatóvá, vagy a szelvény mechanikai összetételének adataiból következtethetünk rá. Megjegyezzük, hogy az erdőmaradványos csernozjom talajokat az üzemi talajtérképezés során önálló típusként értékeljük. 226
245 Főtípusok, típusok és altípusok Változataik. Az elhatárolás során a karbonáteloszlást, a fizikai talajféleséget, a humuszosodást, az alapkőzetet, az erodáltságot, valamint a kultúrállapotot vesszük alapul. Azokat a szelvényeket, amelyekben a karbonátok a felhalmozódási szintben, esetleg a humuszos kilúgozási szintben is előfordulnak, karbonátos változatba soroljuk, ha viszont a karbonátok csak a talajképző kőzetben mutathatók ki vagy abból is kimosódtak, nem karbonátos változatról beszélhetünk. A humuszréteg vastagsága szerint közepes (30 60 cm-es) és mély humuszrétegű (60 cm-nél vastagabb) változatokat ismerünk. Az erózió mértéke alapján három fokozatot különböztetünk meg. Ez az általánosan elfogadott 30 és 70%-os határértékek mellett azt jelenti, hogy a gyengén erodált szelvények esetében a talajpusztulás csak az A szintet, a közepesen erodált kategóriában a B szintet érinti, erős erodáltság esetén pedig a B szint anyagából már csak keveset hagy vissza. A kultúrállapot alapján sekélyen művelt (20 cm mélyen), és mélyen művelt (20 cm-nél mélyebben), valamint forgatott változatokat különböztethetünk meg Barnaföldek (Ramann-féle barna erdőtalajok) Ide azokat a talajokat soroljuk, amelyekben a humuszosodás, valamint a kilúgozás folyamatához csak az erőteljes agyagosodás és a gyenge savanyodás járul. Ennek következményeként a kilúgozási és a felhalmozódási szint agyagtartalma közötti különbség, a két szint agyagtartalmának hányadosában kifejezve, nem haladja meg az 1,2-et, és ugyanakkor mindkét szint több agyagot tartalmaz, mint a talajképző kőzet (karbonátmentes anyagra számítva). A barnaföldek kilúgozási szintje, a humuszos A-szint általában cm vastag, színe barnás, szerkezete morzsás vagy szemcsés, kémhatása gyengén savanyú vagy semleges. A mikroszerkezeti kép az agyag és a humusz szoros kapcsolatát mutatja, és szivacsszerű, ún. földes finomszerkezet jellemzi. Pórusokban gazdag. Átmenete az alatta levő felhalmozódási szint felé fokozatos, de rövid. A felhalmozódási szint barna, vöröses árnyalatú. Agyagtartalmát illetően csak kevéssé tér el a kilúgozási szinttől. Szerkezete szemcsés vagy diós, és a szerkezeti elemek felületén nem találunk agyaghártyát. A kémhatás gyengén savanyú vagy semleges, a savanyúsági értékek kicsinyek. A telítettség 60%-nál nagyobb. A kicserélhető kationok között a kalcium az uralkodó. Mikroszerkezete pelyhesen összeállt agyagos részeket mutat, amelyek összetapasztják a még meglévő elsődleges ásványokat. A vasvegyületektől vörösesbarna színű a mikroszkópos kép. Ezek nagyrészt egyenletes eloszlású, apró kristályos szerkezetű, háromértékű vas-oxidhidrátok. A humusz típusa az erdőben televény, azaz a talajra jutó szerves anyag erősen humuszosodott és az ásványi résszel jól egybeforrott. Erdő alatt álló szelvények humusztartalma 6 8% is lehet, szántóföldi művelés alatt álló szelvényekben a szántott rétegben ez az érték kb. 2%-ra csökken (12.3. ábra) ábra - Löszön kialakult barnaföld szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y 1, y 2, K A és CaCO 3 érték tizedrészét mutatja 227
246 Főtípusok, típusok és altípusok A felhalmozódási szint különösen a szénsavas meszet tartalmazó talajképző kőzet felett éles határral különül el. Ebben az esetben a talajképző kőzet felső cm-ében a szénsavas mész akkumulációja figyelhető meg. A barnaföldek agyagásványai a talajképző kőzettől jelentős mértékben függenek. A löszön kialakult szelvényben az illit és a klorit mellett vegyes rácsú (illit-szmektit) agyagásványok, valamint kevés szmektit találhatók, amint az a ábrán látható. Az andeziten vagy a márgán kialakult szelvényekben az agyagásványok nagyobb része szmektit és vermikulit ábra - Löszön kialakult barnaföld teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele A barnaföldek vízgazdálkodása kedvező. Vízáteresztő képességük közepes, víztartó képessége jó. Hasznos vizet az egész talajszelvény egyenletesen szolgáltat. Ugyancsak kedvező a tápanyag-ellátottsága is, és a nem erodált szelvényekben mind a nitrogén-, mind a foszfortartalom közepes, a káliellátottság pedig jó. Területük általában a barna erdőtalajok szárazabb szigeteire, medencékre vagy déli kitettségű lejtőkre és a csernozjom területek szomszédságára korlátozódik. A változatos domborzatot mutató tájakon gyakori eset, hogy a sík részeken agyagbemosódásos barna erdőtalajokat, a lejtőn pedig barnaföldeket találunk. Ez a szabályszerűség jellemző a lösz talajképző kőzeten, és az andezitmálladékon kialakult talajokra egyaránt. Altípusok. Három altípusát különböztetjük meg; a típusos, a visszameszeződött és a mélyben kovárványos barnaföldet. A típusos barnaföld legtöbb esetben löszön vagy lösszerű üledéken, valamint bázikus vulkáni kőzetek málladékán és agyagos tengeri üledéken képződik, de nagy kiterjedésben találhatók homokos szelvények is. Ez utóbbiakat változatszinten külön névvel illetjük, rozsdabarna erdőtalajnak nevezve el. A 228
247 Főtípusok, típusok és altípusok típusos barnaföldek szelvényében a humuszos szint általában 30 cm vastag, a felhalmozódási szint pedig cm. Így a két genetikai szint együttes vastagsága általában cm, míg homokos talajképző kőzet esetében az 1 m-t is meghaladja. Szénsavas meszet ezekben a talajszintekben nem találunk. A visszameszeződött vagy regradált barnaföld szelvényében ezzel szemben már a talajszintekben elsősorban a felhalmozódási szintben is kimutatható a karbonát. Ennek megjelenési formája legtöbbször eres, mert a kalcit a régi gyökérjáratokban kristályosodik ki a fölfelé irányuló és betöményedő talajoldatokból. A kémhatás a semleges és a gyengén lúgos között változik, és ennek megfelelően alakulnak a savanyúsági viszonyok és a telítettség is. Ennek az altípusnak a kialakulását elősegíti az erdő felváltása szántóföldi növényekkel, ami a talajoldatok évi mozgását és összetételét jelentős mértékben módosítja. A harmadik altípus a mélyben kovárványos barnaföld, amelyben a felhalmozódási szint két részre oszlik. A felső szint összefüggő agyagosodott réteg, míg a mélyebb rétegekben az agyag kovárványcsíkokban válik ki. Ez az altípus általában kétrétegű talajképző kőzeten alakul ki, amelynek felső rétegei eredetileg löszösek, és így több kolloidot tartalmaznak, az altalaj pedig fokozatosan homokosodik. Változataik. Elhatárolásuk alapja a termőréteg-vastagság, elválasztva a sekély és a közepes termőrétegű szelvényeket, melyeknél a határérték cm talajréteg a tömör kőzet- vagy a kavicsréteg felett. A másik értékmérő a telítettség, amelynek alapján telített és közepesen telített barna földeket választhatunk el; ebben az esetben a határérték 80, illetve 60%. A talajképző kőzet alapján elkülönített változatok közül ki kell emelnünk a rozsdabarna erdőtalajok jelentőségét, amely változatról már szóltunk. (Meg kell jegyeznünk, hogy az erdészeti gyakorlatban Járó (1963) munkájának nyomán ezeket a talajokat a barna erdőtalajok külön típusaként értékelik. Mi azonban, mivel nem találtunk olyan új folyamatokat, amelyek ezeket a barnaföldektől megkülönböztetnék, csak azok változataként tartjuk szükségesnek elhatárolni.) A humuszosodás tehát az alapján, hogy milyen mélységig terjed az 1%-nál több szerves anyagot tartalmazó réteg, megkülönböztetünk sekélyen, közepesen és mélyen humuszos szelvényeket. Sekélyen humuszos a talaj, ha ez a réteg nem haladja meg a 30 cm-t, közepesen humuszos, ha cm, mélyen humuszos, ha 60 cm-nél vastagabb. Itt azonban meg kell jegyezni, hogy a humuszosodás mélységének növekedésével a barnaföldek mindinkább közelednek a csernozjom-barna erdőtalajok típusához, ennek is a csernozjom jellegű barna erdőtalaj altípusához. A határt a 60 cm-es humuszrétegben állapíthatjuk meg. Ha ennél vastagabb a humuszos szint, akkor a barna erdőtalaj képződésének jeleit mutató szelvényt minden esetben a csernozjom-barna erdőtalajok típusába soroljuk, ha viszont 40 és 60 cm közötti az 1%-nál több szerves anyagot tartalmazó réteg, akkor a barnaföldjelleg erőssége szerint döntjük el a szelvény hovatartozását. A humusztartalom alapján gyengén humuszos (1,5%-nál kevesebb), közepesen (1,5 3,0%) és erősen humuszos (vályog és agyag esetében 3,0%-nál, homok esetében 1,5%-nál több humuszt tartalmazó humuszos rétegű) változatokat különböztetünk meg. Az erodáltság mértéke szerint a gyengén, a közepesen és az erősen erodált változatokat választjuk el aszerint, hogy az eredeti szelvényből 70%, 30% vagy annál kevesebb maradt-e meg. A talajsavanyúság szerint, a 8 y 1 határérték alapján gyengén savanyú és savanyú változatokat különítünk el. Megkülönböztetünk meszezett változatokat is, ha a meszezés hatása a talajon kimutatható. A szántóföldi művelésbe vétel alapján pedig elválasztjuk a sekélyen (20 cm) és a mélyen (20 40 cm) művelt, valamint a forgatott változatokat Agyagbemosódásos barna erdőtalajok Ebbe a típusba azokat a szelvényeket soroljuk, amelyekben a humuszosodás, a kilúgozás, az agyagosodás folyamatait az agyagos rész vándorlása és a közepes mértékű savanyodás kíséri. Felismerhetők a szintekre tagozódás, a kilúgozási szint fakó színe és a sötétebb, agyaghártyás felhalmozódási szint alapján. Vizsgálatok segítségével az e típushoz tartozó talajok jól elhatárolhatók. A mechanikai elemzés adatai a kilúgozási és a felhalmozódási szint agyagtartalma között számottevő különbséget mutatnak. Az agyagmérleg alapján (Stefanovits, 1971) az A szintből kimosódott agyag több, mint a kőzetből öröklött és a képződött agyag összegének 15%-a. A textúradifferenciáció az 1,2 értéket mindenkor meghaladja, de legtöbb esetben 1,5-nél 229
248 Főtípusok, típusok és altípusok nagyobb. Ugyanakkor azonban a két szintből leiszapolt agyagos rész összetétele között a teljes elemzés nem mutat lényeges különbséget. Ez utóbbi kérdést a két szint agyagfrakciójának molekuláris viszonyszámai segítségével döntjük el. Ha a kovasav szeszkvioxid hányados kilúgozási szintre vonatkozó értékét osztjuk a felhalmozódási szint molekuláris viszonyszámával, és egység körüli értéket kapunk, akkor a szelvény az agyagbemosódásos barna erdőtalajok típusába sorolható. Az agyagvándorlás (lessivage) a helyszínen a felhalmozódási szint szerkezeti elemein észlelhető sötétebb színű és viaszfényű agyaghártyákról ismerhető fel, a szerkezeti elemek vékony csiszolatait vizsgálva pedig a mikroszerkezet a slir (agyagfolyás) jelenségét mutatja a mikroszkópos képben. Az agyagbemosódásos barna erdőtalajok erdei szelvényeiben az A 1 szint vastagsága általában cm és szervesanyag-tartalma 5 8%. A humusz morfológiai típusa a jobban elsavanyodott változatokban a korhany, a kevéssé savanyú szelvényekben a televény. A humuszanyagok összetételét a fulvósavak nagyobb aránya és a barna huminsavak jelenléte, a huminsavfrakció nagyobb oxidáltsága jellemzi. A kilúgozási szint ásványi része fakó sárgásszürke vagy barnásszürke. Szerkezete szárazon poros vagy leveles. Igen nagy különbség van e talajszint nedves és száraz állapotban elbírált színe között. Kémhatása gyengén savanyú (ph 6,2 6,4), a savanyúsági értékszámok jelentősek (y 1 = 10, y 2 = 3). Telítettsége V% között van. A felhalmozódási szint felé átmenete fokozatos és rövid. A felhalmozódási szint sötétebb színű, többnyire vörösesbarna. Több agyagot tartalmaz, szerkezete diós, szárazon hasábos; a szerkezeti elemek felületén agyaghártyák találhatók, amiről meggyőződhetünk, mert ha az eredetileg sötét színű szerkezeti elemeket szétnyomjuk, poruk, nedves állapotban pedig gyúrt anyaguk világosabb színt mutat. Ha a felhalmozódási szint vastag (több mint 50 cm), akkor általában két részre tagozódik. Ilyenkor a felső réteg valamivel sötétebb, agyagosabb és szerkezetesebb, mint az alsó. A kémhatás gyengén savanyú (ph 6,2 6,5), és ennek megfelelően alakulnak a savanyúsági értékszámok is; az y 1-érték a kilúgozási szintben észlelthez hasonló, de az y 2 gyakran nagyobb, mint a felette fekvő szintben. A telítettség 60 V%-nál kisebb (12.5. ábra) ábra - Andezittufa-málladékon kialakult agyagbemosódásos barna erdőtalaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y 1, y 2, K A -érték tizedrészét mutatja A felhalmozódási szintben gyakran találunk vaskiválásokat szeplőket, ereket, borsókat, amelyek mind a vasvegyületek mozgásának jegyei. Szántóföldi művelés hatására az A 1 szint humusztartalma elkeveredik az A 2 230
249 Főtípusok, típusok és altípusok szint ásványi anyagával, és így az A sz humusztartalma csak ritkán haladja meg a 2%-ot. A szántás, valamint a rendszeres növénytermesztés hatására csökken a kilúgozási és a felhalmozódási szint közötti különbség, ezzel párhuzamosan a savanyúság, tehát nő a ph-érték és a telítettség. Az agyagbemosódásos barna erdőtalajok agyagásvány-összetétele nagymértékben függ a talajképző kőzettől. Az andezit és a riolit-területeken a szmektit- és a vermikulitjelleg az uralkodó (12.6. ábra), majd az egyes szintek között kisebb különbség mutatható ki, a löszön képződött szelvényekben pedig a szmektit mellett az illit és a klorit is nagyobb mennyiségben található. A kilúgozási szintből a felhalmozódási szintbe elsősorban a szmektitek mozdulnak el ábra - Löszön (Karád) és andezittufa-málladékon (Mátra 36) kialakult agyagbemosódásos barna erdőtalaj teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele 231
250 Főtípusok, típusok és altípusok Vízgazdálkodásuk kedvező. Vízvezető képességük általában kielégítő, víztartó képességük jó. Szántóföldi művelés hatására azonban a szántott réteg szerkezete elporosodhat, és ez rontja a vízvezetési értékeket. Az évi 232
251 Főtípusok, típusok és altípusok nedvességingadozás a beázott, illetve kiszáradt talajállapot között 1,5 2,0 m mélységig terjed, és az ebben a rétegben tárolt és felhasználható víz mennyisége eléri a mm-t. Az egyes szintek hasznosítható vízkészlete azonban különböző: a kilúgozási szintben az évi legkisebb és a legnagyobb nedvességtartalom által megszabott hasznosítható vízkészlet nagyobb, mint a felhalmozódási szintben. Ez a különbség a szántóföldi művelés hatására részben elmosódik. E talajok tápanyag-gazdálkodása általában közepes. Nitrogéntőkéjük erősen függ a humusztartalmuktól, és ezért szegényes. Foszfortartalmuk közepes, de foszfátmegkötődéssel számolni kell. Káliellátottságuk általában jó. Legnagyobb kiterjedésben a Dunántúli- és az Északi-középhegységben, a Dunántúl dombos vidékein találhatók. Altípusok. Három altípust különböztetünk meg, úgymint a gyengén podzolos, a típusos és a mélyben kovárványos agyagbemosódásos barna erdőtalajt. A gyengén podzolos szelvényekben az agyagos rész molekuláris viszonyszámai a kilúgozási és a felhalmozódási szintben különbséget mutatnak, de ez a különbség nem haladja meg az 1,5-es hányadost; 1,2 1,5 között változik. A típusos agyagbemosódásos barna erdőtalajokban az agyag minőségében gyakorlatilag nincs különbség a kilúgozási és a felhalmozódási szint agyagfrakciói között, vagyis a molekuláris viszonyszámok hányadosa 1,0 1,2 közötti. A mélyben kovárványos agyagbemosódásos barna erdőtalajok altípusába sorolt szelvényekben a felhalmozódási szint alsó része kovárványcsíkokra oszlik a kétrétegű talajképző kőzet miatt. Változataik. Az elkülönítés alapja azonos az agyagbemosódásos, a podzolos és a pangó vizes barna erdőtalajoknál is, ezért együtt ismertetjük. A termőréteg vastagsága alapján megkülönböztetünk sekély és közepes termőrétegű szelvényeket aszerint, hogy a gyökerek által át nem járható vagy a víz- és a tápanyagellátással nem hasznosítható tömör kőzet vagy kőzettörmelék- és kavicsszintek 50, ill. 100 cm felett találhatók-e a talajszelvényben. Ha a termőréteg 100 cmnél vastagabb, nincs szükség a változati szinten való elválasztásra, tehát a talajok elbírálása és megnevezése során ezt külön nem tüntetjük fel. A humuszosodás alapján, tehát aszerint, hogy milyen mélységig terjed az 1%-nál több szerves anyagot tartalmazó réteg, megkülönböztetünk sekélyen, közepesen és mélyen humuszos szelvényeket. Sekélyen humuszos a talaj, ha ez a réteg nem haladja meg a 30 cm-t, közepesen humuszos, ha cm, mélyen humuszos, ha 60 cm-nél vastagabb. A humusztartalom alapján a szántóföldi művelésben lévő talajoknál gyengén humuszos (1,5-nél kevesebb), közepesen (1,5 3%) és erősen humuszos (3%-nál több szerves anyag esetén) változatokat különítünk el. A változatok további megkülönböztetésének alapja az anyakőzet és az erodáltság. Vannak gyengén, közepesen és erősen erodált változatok aszerint, hogy az összehasonlítás alapjául szolgáló, nem erodált szelvény talajrétegének 70 vagy 30%-a maradt-e meg. Ez általában azt is jelenti, hogy a gyengén erodált szelvényekben a talajpusztulás csak a kilúgozási szinteket érintette, a közepes és az erős erózió már a felhalmozódási szinteket is. A talajsavanyúság alapján gyengén savanyú és savanyú változatokról beszélünk, melyeket a 8 y 1-érték választ el. A glejesedésre ott hívjuk fel a figyelmet, ahol a talajszelvényben a talajvíz hatására fellépő levegőtlenség 1,5 m fölött jelentkezik. A másodlagosan kovárványos szelvényeket szintén változatszinten határoljuk el azoktól, amelyekben ez a jelenség nem lép föl. A meszezés, a talajjavítás (pangó vizes talajon a talajcsövezés is) ott szolgál alapul a talajváltozatok megnevezéséhez, ahol jelei a talajszelvényen felismerhetők. Ilyenkor a talajjavítás módját adjuk meg. A kultúrállapot alapján megítélt talajváltozatok között megkülönböztetjük a sekélyen művelt (20 cm), a mélyen művelt (20 40 cm) és a mélyen lazított vagy forgatott szelvényeket Podzolos barna erdőtalajok (podzolos, agyagbemosódásos barna erdőtalajok) 233
252 Főtípusok, típusok és altípusok Ebbe a típusba azokat a szelvényeket soroljuk, amelyek a humuszosodás, a kilúgozás, az agyagosodás, valamint az agyagbemosódás alapvető folyamata mellett a podzolosodás, az agyagos rész szétesésének jeleit is mutatják, és a savanyodás erőteljesen jelentkezik bennük. A talajvizsgálatok alapján a különböző szintekből leiszapolt agyag teljes elemzésének segítségével határolhatók el. Ha a molekuláris viszonyszámok közötti hányados 1,5-nél nagyobb, akkor ebbe a típusba tartozik a szelvény. Meg kell azonban jegyeznünk, hogy a podzolosodás kisebb-nagyobb mértékben a legtöbb esetben kíséri az agyagbemosódást, így a gyengén podzolos agyagbemosódásos talajok, amelyeket az előbb leírt típusban tárgyaltunk, csak fokozati különbséget mutatnak az ehhez a típushoz tartozó szelvényekhez hasonlítva. Morfológiailag a podzolosodás a kilúgozási szint kifehéredése, gyakran gyengén ibolyás árnyalattal való kifakulása, valamint a felhalmozódási szintben fellépő rozsdaszínű szabad vas-oxidhidrátok alakjában jelentkezik. A vékony, humuszos A 1 szint alatt a szárazon egész világos, fakó színű, poros leveles szerkezetű A 2 szint található. (Az A 1 szint felett az erdei szelvények humusztakarója korhany jellegű.) Mindkettő jelentős savanyúságot mutat. A kémhatás 5,5 és 6,2 ph-érték körüli, a savanyúsági érték y 1-nél 10 15, y 2-nél 5 körül mozog. A telítettség 60 és 40 V% között változik, de lehet ennél kisebb is. A felhalmozódási szint a kilúgozási szinteknél jóval tömöttebb, agyagosabb. Színe sötétebb, barnás, rozsdavörös. Szerkezete gyakran diós, esetenként hasábos. A szerkezeti elemek felülete vöröses rozsdabarna, feketés erekkel tarkított, vasas hártyával bevont. Az A és a B szint között rövid az átmenet, zegzugos lefutású. Az egész talajszelvény savanyú, de az A 1 szint valamivel kevésbé, mint az A 2, ami a biológiai felhalmozódás következménye. A telítettség a felső szintekben 40 50% körüli értéket mutat, de az A 2 szintben csökken, majd a B szintben különösen az alsó részében növekszik. A talajok vízgazdálkodása az A és B szintek közötti különbséggel jellemezhető. Az A szint tavaszi nedves állapota és nyári nedvességtartalma között nagy a különbség, a B szintben pedig nem, leginkább az agyagtartalomból következő nagy holtvíztartalom miatt. Vízfelvétel tekintetében a növények elsősorban az A szint tartalékaira vannak utalva. Tápanyag-gazdálkodása kedvezőtlen nitrogénellátással és a foszfátok megkötődésével jellemezhető. Területükön a talajtakaró általában egységes, változás csak a podzolosodás erősségében, valamint az A szintek együttes vastagságában jelentkezik. Tagolt domborzatú területeken az erózió vagy a szoliflukció hatására a szelvények gyakran csonkák vagy kevéssé fejlettek, ennek következményeként a lejtőkön a kilúgozási szintek vastagsága csökken, sőt sok helyen a felhalmozódási szint kerül a felszínre. Altípusok. Az elhatárolás alapja részben a podzolosodás erőssége. Erősen podzolos szelvényeken az A 2 szint erősen fejlett, fehéres, legalább 20 cm vastag, és az agyagos rész molekuláris viszonyszáma kétszerese a felhalmozódási szint agyagos részében találhatónak. A közepesen podzolos talajoknak az A 2 szintje legalább 20 cm vastag, fakó színű, az agyagos rész molekuláris viszonyszáma 1,5 2,0-szer nagyobb a felhalmozódási szint agyagfrakciójában találhatóénak. A harmadik altípust a felhalmozódási szint alsó felének kovárványrétegre való osztottsága alapján mélyben kovárványos, podzolos (agyagbemosódásos) barna erdőtalajnak nevezzük. Ez csak homokos altalaj esetén képződhet. Változataik. Meghatározásukkor ugyanazokat az elveket követjük, ugyanazokat a talajtulajdonságokat használjuk fel, mint az agyagbemosódásos barna erdőtalajok esetében Pangó vizes barna erdőtalajok E típusba azokat a talajszelvényeket soroljuk, amelyek dinamikájában a humuszosodás, a kilúgozás, az agyagosodás, az agyagvándorlás és az agyagszétesés folyamatához a redukció jelensége is társul és a savanyodás erőteljes mértéket ölt. Az e típusba tartozás morfológiai előfeltétele a szürke márványozottság a felhalmozódási szintben, ami a redukció következménye. A redukció színe a repedéseket, gyökérjáratokat kíséri. A fizikai és a kémiai vizsgálatok adatai az idetartozást szintén megerősítik. 234
253 Főtípusok, típusok és altípusok A pszeudoglejes vagy pangó vizes barna erdőtalajok közös tulajdonsága, hogy szelvényükben a kilúgozási szint jelentősen kifakult. E szint vastagsága cm között változik. A felhalmozódási szint barnás, sárgásbarna alapszínét fakószürke márványozottság kíséri, kismértékű rozsdásodással és vasszeplőkkel, az A és a B szint határához közel pedig vasborsók megjelenése (12.7. ábra) ábra - Pangó vizes barna erdőtalaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y 1, y 2, K A -érték tizedrészét mutatja A két szint között rövid az átmenet, ezért állnak e talajok az agyagbemosódásos barna erdőtalajokhoz közel, a határainkon kívüli szomszédos területek erősebben fejlett pszeudoglejes talajainak átmenete viszont a kilúgozási és a felhalmozódási szint között vastagabb és nyelvesen szabdalt, zegzugos lefutású. A felhalmozódási szint és a talajképző kőzet közötti átmenet fokozatos, sok esetben nehezen meghatározható. E talajok előfordulási területén a talajképző kőzet gyakran olyan szoliflukciós vályog vagy agyag, amely már magában is márványozott, ha kisebb mértékben is, mint a jelenlegi felhalmozódási szint. Így a Zalalövő melletti téglagyár feltárásában 6 m vastag erősen agyagos üledék található, a valamikori repedések mentén redukciós márványozottsággal. Ez a hulló por anyagának lerakódásakor bekövetkezett kilúgozással, agyagosodással és a folyamatos erdőtalaj-képződéssel magyarázható, és ugyanennek a folyamatnak a terméke a redukció is. Az ide tartozó szelvények adataiból látható, hogy a pangó vizes barna erdőtalajok egész szelvénye jelentős savanyúságot mutat. A ph-értékek ritkán nagyobbak 6-nál, és mind a hidrolitos, mind a kicserélődési savanyúság jelentős. Ez utóbbi arra utal, hogy a savanyúság legalább részben a mozgékony vas- és alumíniumvegyületekből származik. A telítettség 40 és 20 V% között van. A nagy savanyúságnak jelentős agyagvándorlás és -szétesés a kísérője. A vándorló anyagokban a molekuláris viszonyszámok szerint a kovasav kisebb hányaddal van jelen, mint a többi barna erdőtalaj típusban. Ebből azt a következtetést vonhatjuk le, hogy az agyag mozgása és átrendeződése nemcsak agyagásványok formájában következett be, hanem a bomlástermékek egy része külön-külön, a szeszkvioxidok viszonylagos feldúsulása mellett vándorolt ki a szelvényből. Természetesen hasonló jellege volt a talajszelvényen belüli agyagátcsoportosulásnak is. (12.8. ábra) ábra - Pangó vizes barna erdőtalaj teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele 235
254 Főtípusok, típusok és altípusok A pangó vizes barna erdőtalajok fizikai tulajdonságai elsősorban vízgazdálkodása kedvezőtlen. A felhalmozódási szint és az alatta fekvő rétegek nagy duzzadóképessége az év nagy részében elzárja az amúgy is kevés pórust, és így kiszorítja a talajból a levegőt. A szerkezeti elemek mennyisége a kilúgozási szinttől kezdve a felhalmozódási szint, majd a talajképző kőzet felé fokozatosan csökken, ha az agronómiai tekintetben értékes 1 10 mm átmérőjű szerkezeti elemek mennyiségét nézzük. A pórusviszonyok kedvezőtlenek. Kicsi az összporozitás, különösen a felhalmozódási szintben és a talajképző kőzetben. A talajnedvesség időszakos meghatározása szerint a mélyebb szintekben alig van változás a különböző évszakokban vett talajminták nedvességtartalma között. A nedvességingadozás a felső 80 cm-es rétegre korlátozódik, eltérően a többi barnaerdőtalaj-típusnál általános 1,5 m-es határtól. Ezen belül is nagyobb nedvességeltérések csak az első 20 cm-es rétegben vannak, amit azzal magyarázhatunk, hogy a talajon díszlő erdei fenyves gyökérzetét is nagyrészt ebben a szintben találtuk. Ez a levegőtlenség és a rossz vízgazdálkodás következménye, egyúttal számos talajban lejátszódó folyamat magyarázata. Tápanyag-gazdálkodásuk vízgazdálkodásukhoz hasonlóan kedvezőtlen. A nitrogén felhalmozódása a talajszelvényekben igen kis mértékű. A foszfortartalom kicsi, ugyanakkor jelentős foszfátmegkötéssel kell számolni. A káliumtartalom sem mindig kielégítő, mert a kilúgozási szint megbontott anyagából kimosódhat a kálium, amit a tápanyagmérleg is bizonyít. Altípusok. A megkülönböztetés során elsősorban arra vagyunk tekintettel, hogy a másodlagos ásványok megbomlása eléri-e azt a határt, amelyet a podzolosodásra szabtunk, vagyis a kilúgozási szint agyagos részének molekuláris viszonyszámai legalább 1,5-szer nagyobbak-e a felhalmozódási szint hasonló értékeinél. Ha ezen 236
255 Főtípusok, típusok és altípusok érték alatt maradnak, akkor agyagbemosódásos, pangó vizes barna erdőtalajokról beszélünk, ellenkező esetben podzolos altípusról van szó. Változataik. Az elhatárolás és megkülönböztetés alapja azonos az agyagbemosódásos barna erdőtalajoknál vázoltakkal. Különös fontossága van a glejesedés, ez esetben a talajvíz hatására fellépő glejesedés eldöntésének. Az a tapasztalatunk, hogy az ország nyugati és délnyugati határvidékén, valamint északkeleti részén, ahol e talajok előfordulnak, a mélyebben fekvő területeken rendszerint számolni kell a talajvíz hatásával, így a glejesedéssel is. Ennek következményeként változatszinten megkülönböztetjük a völgyi pangó vizes barna erdőtalajokat amelyekben valódi glejesedés társul a pszeudoglejhez, valamint a lejtők és a hátak pangó vizes barna erdőtalajait, ahol az altalaj egyöntetű glejesedése hiányzik. E talajok művelésének jellegzetessége a bakhátas szántás, azzal a céllal, hogy a túl nedves vagy túl száraz időszakok hatását kiegyenlítse Kovárványos barna erdőtalajok A barna erdőtalaj képződésének feltételei között a homokon kialakult szelvényeken új jelenség figyelhető meg, a kovárványképződés. Ez társul a humuszosodás, a kilúgozás, az agyagosodás, az agyagvándorlás, a savanyodás és esetenként a hazánkban ritkán fellépő podzolosodás folyamatához. A kovárványos barna erdőtalajok kilúgozási szintjének vastagsága igen különböző, akárcsak a felső rétegek humuszosodása. A cm vastag kilúgozási szint (A 1 + A 2) az általános, de előfordul 80 cm vastag is. Színe világosszürkés vagy sárgásbarna, szerkezete homokos. Humusztartalma csekély, ritkán haladja meg az 1 2%-ot (12.9. ábra) ábra - Kovárványos barna erdőtalaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra az y 1, y 2,-érték tizedrészét mutatja A felhalmozódási szint kovárványcsíkok alakjában jelentkezik, amelyek a talajképző folyamatok jellege szerint lehetnek barnásak, vörösek vagy vörösesbarnák. Az egyes csíkok vastagsága a néhány millimétertől a néhány centiméterig terjed. A köztük levő köz 5 és 20 cm között változik. Az így kialakult felhalmozódási szint vastagsága általában 1 m körüli, de nem ritka a több méter vastag sem. A kovárványos rétegek vastagsága a felhalmozódási szint mélyebb részein fokozatosan csökken, míg végül a talajképző kőzet határán megszűnik a kovárványosodás. A felhalmozódási szint is gyengén savanyú és agyagtartalma a kovárványos és a közbezárt rétegekét együttesen számításba véve meghaladja a kilúgozási szintét. A savanyúsági értékek a kevés kolloid következtében kicsinyek, de a telítettség nem csökken 60% alá, kivéve a ritkán előforduló podzolos 237
256 Főtípusok, típusok és altípusok szelvényeket. A különböző körülmények között kialakult kovárványosodás négy esetét különböztethetjük meg ( ábra) ábra - A kovárványképződés típusai; 1-típusos, 2-előrajzolt, 3-másodlagos kovárvány, 4-mélyben kovárványos szelvény A típusos kovárvány olyan homokon képződik, amelyben az agyagos rész mennyisége 5%, a leiszapolható része 10% alatt marad, nem tartalmaz szénsavas meszet (vagy a kilúgozás következtében elveszítette azt), nem glejes és nem rétegzett. Ebben az esetben a kovárványcsíkok megjelenését csak a diffúzió sebessége, valamint a szivárgó oldatok töménysége szabja meg. Minél gyorsabb a diffúzió és minél hígabb a talajoldat, annál messzebb képződnek egymástól a kovárványcsíkok és annál vékonyabbak. E zegzugos lefutású csíkok a felszínnel majdnem párhuzamosak. Az előrajzolt kovárvány keletkezésének első három feltétele azonos a típusos kovárványéval, a homok azonban nem egyenletes. Ha iszapos csíkok, tömődöttebb homokrétegek vannak a szelvényben, akkor ezek mentén képződnek a kovárványcsíkok. Ugyanígy, ha a homokban a fagyváltozékonyság gyúró hatására a pleisztocénban zsák, üst, vagy ék alakú tömődöttebb rétegek alakultak ki, akkor a kovárvány ezeket mintegy előhívja. Másodlagos kovárvány akkor képződik, ha a homok eredetileg több iszapos, agyagos részt tartalmazott, mint amennyi a kovárványképződés feltétele. Ha az ilyen talajképző kőzeten agyagbemosódásos barna erdőtalaj alakul ki, megtörténhet, hogy az A szint agyagtartalma a megadott határérték alá csökken. Ilyenkor vékony, néhány mm-es kovárványcsíkok keletkeznek a már kifejlődött A 2 szintben. Alatta a szelvényben az összefüggő B szint következik. Mélyben kovárványos szelvények akkor képződnek, ha a talajképző kőzet nem egyöntetű. Gyakori, hogy a felső 1 m-es rétegben több a löszös elegyrész, alatta pedig tiszta homok fekszik. Ilyenkor az erdőtalaj-képződés hatására alakul az A és a B szint, de ha az utóbbi alsó szegélye a homokba nyúlik, akkor ott kovárványcsíkok jelennek meg ez az additív kovárványképződés. A kovárványos barna erdőtalajok vízgazdálkodása az egyöntetű homokszelvényekétől, vagyis a futóhomokétól annyiban tér el, hogy a kovárványcsíkok között több víz raktározódik, az agyagos kovárványcsíkok hatására lassúbb a csapadék leszivárgása. Ez utóbbi jelenség azért előnyös, mert hosszabb ideig ad lehetőséget a növények gyökereinek a talajban szivárgó nedvesség felvételére. Kedvező a kovárványcsíkok hatása a talajok tápanyag-gazdálkodására is, mert egyrészt nagyobb kolloidtartalmuk több növényi tápanyagot köt meg, másrészt a hosszabb ideig tartó kedvező nedvességi állapot lehetőséget ad arra, hogy a növények a tápanyagokat megfelelő módon hasznosítsák. Természetes, hogy e 238
257 Főtípusok, típusok és altípusok homok talajképző kőzeten kialakult talajnak a tápanyagtőkéje kisebb, mint a szilikátokban és más mállékony ásványokban gazdagabb üledéken kialakultakénak. A kovárványos barna erdőtalajok megtalálhatók hazánk minden homokos táján, túlnyomórészt a Nyírség és a Somogyi homokhát területén, de szigetszerűen előfordulnak a Duna Tisza közi homokháton is. Altípusok. Az altípusokat a kovárványcsíkok minősége szerint különítjük el. Podzolos altípus: a kovárványcsíkok szabad vas- és alumínium-oxidhidrátokat tartalmaznak, vagyis a kilúgozási szint agyagához viszonyítva jelentős minőségi különbséget mutatnak (az agyagos rész molekuláris viszonyszámai között az A szint és a B szint vonatkozásában a hányados 1,5-nél nagyobb). Agyagbemosódásos, kovárványos barna erdőtalajok: a kovárványcsíkok agyagos része nem mutat lényeges minőségi eltérést a kilúgozási szint anyagától (a hányados 1,5-nél kisebb). Típusos kovárványos altípus: a kilúgozási szint agyagtartalma nem sokkal kisebb, mint a kovárványos felhalmozódási szint átlagos agyagtartalma (a textúrdifferenciálódási hányados 1,2-nél kisebb). Humuszos kovárványos az altípus, ha a kovárványcsíkok anyaga humuszos (hazai körülmények között ez csak az utólagos humuszosodással van kapcsolatban). Meg kell jegyeznünk, hogy a podzolos övezetben, mind a kontinentális, mind az atlanti podzolok területén, vannak olyan kovárványos szelvények, amelyekben a csíkok anyaga ugyancsak szerves anyag a podzolosodás hatására mozgó humuszanyag, tehát ezek alapvetően eltérnek a nálunk található, a barna erdőtalajok főtípusába tartozó humuszos kovárványos szelvényektől. Ez utóbbiakban a kovárványcsíkok humusztartalma nagyrészt a bennük elbomlott gyökerek szerves anyagából, tehát helyben képződött. Változataik. Az elkülönítés alapja lehet a kovárványosodás jellege és mélysége, valamint a humuszosodás mértéke és mélysége. Kovárványosodás alapján megkülönböztethetjük a típusos és az előrajzolt kovárványképződés esetét. A másodlagos és az additív kovárványképződés nem itt, hanem az agyagbemosódásos barna erdőtalajban fordulhat elő. A humuszosodás mértéke alapján megkülönböztetünk humusszegény (amelynek szelvényében a szervesanyag-tartalom sehol sem nagyobb 0,5%-nál), közepesen (0,5 1,5%) és erősen humuszos (1,5%-nál több humuszt tartalmazó) változatot; mélysége alapján pedig sekélyen amelyben a szerves anyagot tartalmazó szint 20 cm-nél vékonyabb és közepesen humuszos, amelyben a humuszréteg cm és mélyen humuszos, melyben ennél vastagabb változatot. (Humuszrétegen az összefüggő humuszréteget értjük.) A defláció alapján megkülönböztetünk teljes és csonka változatokat. Teljes szelvényben a humuszos, valamint a kilúgozási szint a felhalmozódási szint felett megtalálható, a csonka szelvényekben viszont a kovárványosodás már a feltalajban legfeljebb 20 cm mélységben kezdődik. A ráhordással fedett szelvényeket a humusztartalomban vagy a mészállapotban mutatkozó anomáliák alapján különböztetjük meg. Ezek a jelenségek a talajszelvény utólagos elborításának eldöntésére alkalmasak. A változatok elkülönítésének alapja lehet a kultúrállapot, vagyis a forgatásos művelés mélysége is. Eszerint sekélyen (20 cm) és mélyen művelt (20 40 cm), valamint forgatott szelvényekről beszélünk. A talajjavításkor a réteges homokjavítást és a lápföldezést kell tekintetbe venni. A forgatás és a lápföldezés feltördeli a kovárványrétegeket, ezért anyaguk gócokban található meg a homokban Savanyú, nem podzolos barna erdőtalajok Hazánk legsavanyúbb talajképződményei tartoznak ide, amelyekben az erőteljes savanyodás az acid mull típusú humuszosodáshoz, a kilúgozáshoz, valamint az agyagosodáshoz társul. Általában agyagpalán, filliten, porfiriten és hidroandeziten kialakult szelvények. Rendszerint öröklött és újraéledő, a talajképződés kezdete előtt létrejött agyagásványokat tartalmaznak, amelyek jelentősen vesztettek kolloidtulajdonságaikból, és a jelenlegi talajképző folyamatok által csak részben aktiválódnak. Kilúgozási szintjük sok szerves anyagot tartalmaz, ami rendszerint a csarabos, áfonyás erdei aljnövényzet következménye. A humuszosodás típusa a savanyú televény vagy acid mull. Ennek a szintnek a színe barnásfekete, a szerkezete szemcsés vagy morzsás. Igen savanyú, a ph-érték 3,5 4,5 körüli, a hidrolitos savanyúság pedig ennek megfelelően 100 körüli értéket mutat. A humuszhoz kötött savanyúság következményeként a kicserélődési savanyúság kevés. A telítettség 20 30% körüli, minden esetben 40% alatt marad. A kicserélhető kationok meghatározásakor mindig találunk alumíniumot és vasat is a kicserélőoldatban. A szint határa éles és egyben a humuszt szolgáltató növényzet, a csarab és az áfonya gyökereinek is határa. 239
258 Főtípusok, típusok és altípusok A felhalmozódási szintben a savanyúság szintén jelentős. A ph-érték ugyan csupán 5, de a hidrolitos savanyúság körüli. Ennek megfelelően a telítettség 20% alatt marad, és a kicserélhető alumínium és vas itt még nagyobb mennyiségű. Ezeknek a háromértékű ionoknak a jelenlétével magyarázható, hogy sem agyagbemosódás, sem podzolosodás nincs, mert jelenlétük az agyagot koagulált állapotban tartja, továbbá megvédi az elmozdulástól és a széteséstől. A talajképző kőzet felé alkotott átmenetük fokozatos, és a mind nagyobb mennyiségben található kőtörmelékkel párhuzamosan alakul. Ezért nagy részük sekély termőrétegű. E talajtípus elterjedése a középhegységi savanyú kőzetekhez, így a Bükkben és a Zempléni-szigethegységben agyagpalához, a Mátrában hidroandezithez és Sopron környékén leukofillithez kötött. Vízgazdálkodásuk a gyakran sekély termőrétegük miatt kedvezőtlen. Hamar kiszáradnak, mert kicsi a víztartó képességük, a téli csapadékból csak keveset tárolnak. Tápanyagtartalmuk igen szegény. Elsősorban a szántóföldi művelésben álló talajok tartalmaznak kevés nitrogént, kevés foszfort és káliumot. A sok mozgékony alumínium és vas következményeként jelentős a foszfátmegkötés. Külföldön csak hosszabb ideig tartó, nagy adagú műtrágyázás után tudják a talajokat elsősorban Belgiumban (Belgiumban sol brun acid -nak nevezik) jó termőerejűre javítani. Altípusok. Az erdei szelvényeknél a megkülönböztetés alapja a humusztakaró formája. Így nyers humuszos és savanyú humuszos altípusok vannak. A nyers humuszos altípusban a talajra jutó alom nem bomlik el teljesen egy év alatt, így a talaj felszínén nemezszerűen összetömörült levelek vagy levéltörmelékek vannak. A savanyú humuszos altípusban végbemegy a humuszosodás; a humusz tökéletesen keveredik a talaj ásványi részeivel. Változataik. Az elhatárolás alapja a termőréteg vastagsága; határértékei: 50, illetve 100 cm, megkülönböztetve sekély, közepes, valamint mély termőrétegű változatokat. A humuszosodás alapján elsősorban a szántóföldi szelvényeket különböztetjük meg, a gyengén (1% szerves anyag), a közepesen (1 3% szerves anyag) és az erősen humuszosokat. Az anyakőzet megjelölése igen jelentős, mert nagymértékben függ tőle a talaj tápanyagtartalma, valamint kémiai és fizikai tulajdonságai. A hegyes és a lejtős területek talajain az erodáltság általában fontos jelzője a termékenység csökkenésének. Talajjavításkor ami itt a meszezést jelenti ennek feltüntetése ad lehetőséget az új változat elkülönítésére. Végül a kultúrállapot szerint sekélyen (20 cm) és mélyen (20 40 cm) művelt talajokat választunk el. 4. Csernozjom talajok E főtípusban azokat a talajokat egyesítjük, amelyekre a humuszanyagok felhalmozódása, a kedvező, morzsalékos szerkezet kialakulása, valamint a kalciummal telített talajoldat kétirányú mozgása a jellemző, és amelyek az ősi füves növénytakaró alatt bekövetkezett talajképződés eredményei (a zárt fűtakarón belül egyes fák vagy kisebb facsoportok előfordulhatnak). A csernozjom talajokat kialakító folyamatokat a következőkben jellemezzük. Humuszosodás. A füves növényzet talajba jutott maradványainak mikrobiológiai úton bekövetkező elbomlása és átalakítása a humuszosodás. Az aerob baktériumok által termelt és az elhalásuk után képződő huminsavak a talajoldat kalciumionjaival humátokat képeznek. Ezt a folyamatot a mélyebb szintekben csak fokozatosan csökkenő erősséggel lelhetjük fel, aminek következményeként a csernozjom talajokban a humusztartalom a mélységgel fokozatosan csökken. A szerves anyag szelvényen belüli eloszlását jelentősen befolyásolja a talajlakó állatok túró, keverő tevékenysége, a járatokon keresztül ugyanis összekeverik a különböző jellegű talajszintek anyagát. Előfeltétele a túlnyomórészt füves növénytakaró, a talajba jutó szerves anyag baktériumos elbontása, a gyengén lúgos vagy semleges kémhatású talaj, a kalciumban gazdag talajoldat, valamint olyan víz-, levegő- és tápanyagviszonyok, amelyek a biológiai tevékenységnek kedveznek. Következménye a viszonylag mély és sok szerves anyagot tartalmazó morzsalékos szerkezetű, jó víz- és tápanyag-gazdálkodású humuszos szint. A humuszos réteg a vízhatástól mentes típusokban fokozatosan átmenetet mutat, a réti csernozjomokban viszont nem. Kilúgozás. E folyamat a csernozjomokban a szénsavas meszet oldja ki a felső talajszintekből, de sok esetben csak a karbonáttartalmat csökkenti. Egyedül a kilúgozott csernozjomtípusban, esetenként pedig az erdőmaradványos csernozjomokban lúgozódnak ki a karbonátok a humuszos szintnél mélyebbre. A mélyben sós réti csernozjom altípusban a kilúgozás oly kis mértékű, hogy a mélyebb szintekben (1 m alatt) visszamaradnak a nátriumsók. A kilúgozásnak előfeltétele az elegendő csapadék, amelynek eloszlása is egyenletes, mert ha a 240
259 Főtípusok, típusok és altípusok nedves és száraz időszakok váltakoznak egymással, a szárazság idején a kilúgozás visszafordul, és a mélybe mosott sók a talajoldattal a felszín felé vándorolnak. További vízveszteség esetében a sók betöményednek és kiválnak, ami a mikrokristályos kalcit, esetenként pedig a dolomit kicsapódásához vezet a mészlepedékes csernozjomokban. Ugyancsak feltétel a talajoldat és a talajvíz vagy a mélyebb talajszintek kapcsolatát biztosító jó vízáteresztő képesség. A kilúgozásnak követelménye a szénsavas mész eloszlásában mutatkozó szabályosság, ami jellemzi is az egyes típusokat. A mészlepedékes csernozjom szelvényében a karbonátok mennyisége felülről lefelé fokozatosan nő, és kolloid vagy mikrokristályos alakban egy rétegben csapódik ki; a réti csernozjomok szelvényében a karbonáttartalom előbb kevés, aztán maximális, majd a talajképző kőzet felé ismét csökken. A kilúgozás sohasem ér el olyan mértéket, hogy a talaj elsavanyodása jelentős legyen. Agyagosodás. A csernozjom főtípusban ritka, vagy az ősi erdőtalaj-képződésnek a humuszosodással elfedett maradványa lehet, vagy a nedvességbőség hatásának a következménye. Kimutatása az agyagtartalom karbonátmentes anyagra való átszámítása alapján lehetséges. Agyagosodáskor a talajszintekben több az átszámított agyag, mint a talajképző kőzetben. Az agyagos rész összetételét vizsgálva illitesedést is mutat. A röntgendiffrakciós vizsgálatok adatai szerint ( ábra) a lösz eredeti agyagásványai között az illit mellett a kloritot és nagyobb mennyiségben a szmektitet, valamint az illit szmektit vegyes ásványt is megtalálhatjuk. Ez a típusos löszökre vonatkozik, ott azonban, ahol pannon üledék anyaga vagy az andezitmálladék elegyedik a hullóporral, a löszök és a lösszerű üledékek méginkább szmektiteket tartalmaznak. A csernozjomképződés folyamán ez az agyagásvány-társulás a felszín felé közeledve az egyes talajszintekből vett mintákkal mind több illitet tartalmaz, amely a szmektitek rovására, a káliumbefogás következtében alakul ki. A közös eredetre utal, hogy a különböző szintekből elkülönített agyagos részt kálium-kloriddal kezelve majdnem azonos röntgendiffrakciós képet kapunk, valamint, hogy az agyag káliumtartalma is az illitesedésnek megfelelően nő. Ez az illitesedés feltételezhetően a füves növényzet káliumfelhalmozása, valamint a váltakozó kiszáradás és újranedvesedés következménye. A szénsavas mész fluktuálása. A kilúgozási folyamat jellegének következménye. Azokban a talajokban, amelyekben a sók kilúgozódása a nyári száraz időszakban visszafordul, és a karbonátok időleges felhalmozódását idézi elő, labilis mészkiválások képződnek, melyek legtöbbször mészlepedék alakjában tűnnek elő. Ez a jelenség nyáron jobban észlelhető, tavasszal olykor egyáltalán nem. A talajszerkezet jó vízállóságú, mert a szerkezeti elemek felületét a vékony szénsavasmész-hártya a mészlepedék bevonja és ellenállóvá teszi. Újabb vizsgálataink szerint a mészlepedék anyaga nemcsak mikrokristályos kalcitot, hanem többkevesebb dolomitot is tartalmaz. Sófelhalmozódás. A mélyebb szintekben akkor következhet be, ha a talajvíz csak kisebb mélységben található, és a kapilláris zóna eléri a talajszinteket, továbbá akkor, ha a vízzáró altalaj felett a kilúgozás hatására lefelé vándorló oldatok megtorpannak, és a szállított vízben oldható sók feldúsulnak. Előfeltétele a sok sót tartalmazó talajvíz amely kapillárisan felhúzódva a talajszintekben betöményedhet, vagy a vízhatlan altalaj, mely meggátolja az oldatok további lefelé mozgását. Következménye a talajok vízgazdálkodásának romlása, aszályérzékenysége és a sóérzékeny növények gyökerei számára káros réteg kialakulása. Vasmozgás. E folyamat a vasionok vegyértékváltásának következménye. A talajban bekövetkező redukció hatására a vas kétértékűvé alakul, így mozgékony lesz. Ha a vándorló kétértékű vasvegyületek ismét oxidálóközegbe jutnak, visszaalakulnak háromértékűvé, elvesztik mozgékonyságukat és kicsapódnak. Így keletkezhetnek a rozsdafoltok, a vasborsók vagy egyéb vaskiválások, ami a réti csernozjomokra jellemző. A leírt folyamatok több talajtípust alakítottak ki Öntéscsernozjomok Az ebbe a típusba tartozó talajokban a csernozjomképződés, azaz a szerves anyag felhalmozódása társul azokhoz a tulajdonságokhoz, amelyek a talaj öntésjellegéből származnak. Az öntésanyag lerakódásának körülményeiből származó különbségek a talaj szelvényében tovább is fennmaradnak, a humuszosodás csak elfedi ezeket. Szelvényükben a morzsalékos, barna humuszos szint alatt, de sokszor ezen belül is a rétegzett, több vagy kevesebb homokot, iszapot és agyagot tartalmazó talajképző kőzet található. Az öntés jellegétől függően több-kevesebb szénsavas meszet tartalmaznak, de a karbonátok eloszlása nem mutat olyan jellegzetes képet, mint a többi csernozjomtípusnál. A morzsás szerkezet kevésbé jó, 241
260 Főtípusok, típusok és altípusok és a szerkezetes humuszos szintek átmenete rövid. A feltalaj humusztartalma 3 4%, ez lefelé fokozatosan csökken. Az egész szelvényben előfordulnak az öntéstalajmúltból származó apró rozsdafoltok. Vízgazdálkodásuk a fizikai talajféleségtől függően különböző lehet, de általában vízvezető és víztartó képességük is közepes. Sok nyers ásványi tápanyagot tartalmaznak, amelyek feltáródásának feltételei megvannak, ezért tápanyag-gazdálkodásuk a szerves anyag formában felhalmozódott nitrogén mennyiségétől és ásványosodásának ütemétől függ. Területei általában a régi folyóteraszok és az árterek elsősorban a Duna-völgy magasabb részein találhatók, melyekhez a folyók fiatalabb ártere felől az öntéstalajok, mélyebb fekvésű helyeken pedig a réti talajok csatlakoznak. Altípusok. A karbonáttartalom az elhatárolás alapja. Megkülönböztetünk karbonátos és nem karbonátos altípust a feltalaj karbonáttartalma alapján. Változataik. A humuszréteg tulajdonságai, a karbonáttartalom, valamint a kultúrállapot szerint a többi csernozjomtípusnál ismertetett hatérértékek alapján választjuk el őket egymástól Kilúgozott csernozjom talajok Szelvényükben a kilúgozási folyamat a szénsavas meszet a talajképző kőzetbe vagy ezen keresztül a talajvízbe szállította. Ennek következményeként karbonátokat csak a humuszos szint alatt, a talajképző kőzetben találhatunk, ugyanakkor a talajképző kőzet egy részét is érintette a kilúgozás. A talajszelvényben a humuszos szint mélyre hatol, és két szintre osztható, a felső, az egyenletesen humuszos A szintre és fokozatosan csökkenő humusztartalmú B szintre. Meg kell jegyeznünk, hogy erdőtalajokban B szintnek általában a felhalmozódási szintet nevezzük; a csernozjom talajokban az ún. csernozjom B szint a fokozatosan csökkenő humusztartalommal jelemezhető réteget jelöli. A humuszréteg átmenete a talajképző kőzet felé hosszú, fokozatos, nehezen elhatárolható. Sok az állatjárat. A giliszták és a talajlakó rágcsálók járatait egyaránt nagy számban találjuk, és ezek anyaga egyrészt humuszos talajrészeket tartalmaz, másrészt a talajképző kőzet anyagát foglalják magukban. A humuszos szintek szerkezete morzsalékos, és ez a morzsalékosság egyes esetekben még a humuszos szint alá is nyúlhat. A kilúgozott csernozjom kémhatása semleges, telítettsége a feltalajban 70 80%-os, ez az érték a talajképző kőzet felé fokozatosan nő. A kicserélhető kationok között a kalcium az uralkodó. Vízben oldható sók csak igen kis mennyiségben találhatók a talajszelvényben. Vízgazdálkodásuk igen jó. A kitűnően morzsás szerkezet következményeként vízáteresztő képességük jó, egyúttal víztartó képességük is olyan nagy, hogy a növények számára a szükséges vízmennyiséget a hosszabb, szárazabb időszakokon át is biztosítani tudják. Tápanyag-gazdálkodásuk jó, a viszonylagosan nagy szervesanyag-tartalom egyben sok nitrogént is tárol, melynek felszabadulása és a növények által történő hasznosítása folyamatos. Hasonló a helyzet a foszfátok felvehetőségi viszonyaival kapcsolatban is, a folyamatos káliumellátást pedig a talaj ásványi része biztosítja az egyenletes mállás következtében. A kilúgozott csernozjom talajok területe hazánkban szűk térre korlátozódik. Foltokban több helyen is előfordulnak, de összefüggő területen csak az ország északkeleti részén, a Tisza és a Hernád között elnyúló löszháton. Altípusok. Ritka előfordulásuk miatt altípusokat ez ideig még nem állott módunkban elkülöníteni. Változataik. Az elhatárolás alapja a humuszos szint tulajdonságai, az erózió mértéke és a kultúrállapot. A humuszréteg vastagsága szerint közepes humuszrétegűnek nevezzük azokat a szelvényeket, amelyekben az A és a B szint együttes vastagsága cm, mély humuszrétegűnek azokat, amelyekben 80 cm-nél vastagabb. A humusztartalom (2 és 3,5%) alapján gyengén, közepesen és erősen humuszos szelvényeket választunk el. Az erózió mértéke alapján három fokozatot különítünk el aszerint, hogy a talajszinteknek, vagyis az egyenletesen humuszos A szint és a B szint együttes vastagságának hány százaléka esett áldozatul a talajpusztulásnak. Ezek a fokozatok egyben a visszamaradt talajrétegek vastagságát is jelentik, ami az elválasztás alapjául szolgál. Gyengén erodáltnak nevezzük azokat a szelvényeket, amelyekből a talajszintek 30%-nál kisebb részét hordta el a talajpusztulás, vagyis 70%-a megmaradt, közepesen erodáltnak nevezzük azokat a szelvényeket, amelyekben az eredeti talajszintek 30 70%-a pusztult el, ill %-a maradt meg. Erősen erodáltnak mondjuk azokat a szelvényeket, amelyek talajszintjeiből több mint 70% elpusztult, de még 242
261 Főtípusok, típusok és altípusok nem sorolhatók a földes kopárok típusába, vagyis még felismerhetők az eredeti talajszintek maradványai. Kultúrállapot szerint két változatot különböztetünk meg, elsősorban a huzamos, helytelen talajművelés hatására a csernozjom talajokban gyakran fellépő tömődött szint alapján, mely a szántott réteg alatt képződik. Ez az eketalprétegnek vagy barázdafenék-tömődöttségnek is nevezett jelenség általában kb. 5 cm vastag, tömött, valamivel több agyagos részt tartalmazó, éles hasábokra vagy rétegekre széteső szint. A másik változatot a leromlott szerkezetű szántott réteg képviseli, mely az eredetileg morzsalékos szerkezet elporosodásával jellemezhető Mészlepedékes csernozjom talajok Nemcsak hazánk, hanem az egész Duna-völgy jellegzetes talajképződménye. Elnevezésüket a szelvényükben általában cm között jelentkező mészlepedékről kapták, mely a szerkezeti elemeket, vagyis a talajmorzsákat vékony, penészhez hasonló hártya alakjában vonja be. A lepedékes réteg különösen szárazon világos színű, szürkés árnyalatú, és igen könnyen esik szét szerkezeti elemeire. A mészlepedék e talajtípus sajátos dinamikájának következménye, melyben váltakozva következnek a kilúgozás, vagyis a szénsavas mész kioldásának, és a lepedékképződés, vagyis a szénsavas mész talajoldatokból való kicsapódásának időszakai. A kilúgozás az ősztől tavaszig tartó átnedvesedéssel esik egybe, a lepedékképződés pedig a nyári kiszáradás és a talajoldatok betöményedésének következménye. A szelvény felépítésében a szántott réteg, amelyet általában A sz-szel jelölünk, leromlott szerkezetet mutat, apró morzsás, hosszas művelés hatására elporosodott, és alján tömődöttebb réteg jön létre, ahol a szántott réteg kolloidjainak egy része egyszerű fizikai átiszapolódás következtében kismértékben feldúsult. A feltalaj kémhatása semleges vagy gyengén lúgos, humusztartalma 3 4%. A szénsavasmész-tartalom vagy teljesen hiányzik, vagy legfeljebb néhány százalék. Az alatta következő A szint humusztartalma a szinten belül azonos. Színe a sok humusz következtében sötétbarna, barnásfekete. Szerkezete kitűnően morzsás. Kémhatása gyengén lúgos, szénsavas meszet rendszerint kisebb mennyiségben tartalmaz. Humusztartalma, mint a szántott rétegé. Az alatta következő B szint felé átmenete fokozatos, és rendszerint egybeesik a mészlepedékes szint felső határával. A csernozjom B szintben a szervesanyag-tartalom fokozatosan csökken. Ennek megfelelően világosodik a szint színe, és ezzel párhuzamosan nő a szénsavasmész-tartalom is. A talajszerkezet, a kitűnően morzsás állapot a szint felső részétől a mélyebb részek felé kisebb mértékben és fokozatosan csökken. A szintet alszintekre oszthatjuk és a mészlepedékes szintet mindenkor különválasztjuk. Ez az alszint a szénsavas mész meghatározásakor nem mutat kiugróan nagy értéket, viszont a kationcserélő képesség meghatározása során ebből oldódik ki a legtöbb kalcium, ami a kicsapódás frissességét és a kicsapódó anyag finom szerkezetét árulja el. A B szint szervesanyag-tartalma 3%-ról általában 1% alá csökken (lásd ábra). Igen sok állatjárat figyelhető meg, nem találunk egy négyzetcentiméternyi helyet sem a szelvényben, amely ne mutatná az állatok keverőhatásának jelét. Ezek lehetnek gilisztajáratok és nagyobb talajlakó állatok járatai, vagyis krotovinák egyaránt. A talajképző kőzetben, sokszor azonban már a felhalmozódási szint alsó részén is mészerek és mészgöbecsek jelennek meg. A mészerek a régi gyökérjáratok szénsavas mésszel való kitöltése útján jönnek létre. Az ásványi rész vizsgálati adatai az illetesedést mutatják (lásd ábra) ábra - A mészlepedékes csernozjom szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y 1, y 2, K A és CaCO 3 -érték tizedrészét mutatja 243
262 Főtípusok, típusok és altípusok ábra - A mészlepedékes csernozjom teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele 244
A talaj kémiája
A talaj kémiája 2015.12.03. A talaj fogalma felépítése Pedoszféra: litoszféra/atmoszféra/hidroszféra/bioszféra érintkezésénél létező réteg, alkotója a talaj Talaj: A termőreteg, kolloid méretű szilárd
RészletesebbenHOMOKTALAJOK. Hazai talajosztályozási rendszerünk korszerűsítésének alapelvei, módszerei és javasolt felépítése
Hazai talajosztályozási rendszerünk korszerűsítésének alapelvei, módszerei és javasolt felépítése HOMOKTALAJOK Gödöllő, 2015.03.02. Szabóné Kele Gabriella Főtípusok és talajtípusok a hazai genetikai szemléletű
RészletesebbenA tantárgy besorolása: kötelező A tantárgy elméleti vagy gyakorlati jellegének mértéke, képzési karaktere 75/25. (kredit%)
Tantárgy neve: Talajtan Kreditértéke: 4 A tantárgy besorolása: kötelező A tantárgy elméleti vagy gyakorlati jellegének mértéke, képzési karaktere 75/25. (kredit%) A tanóra típusa és óraszáma: 28 óra előadás
RészletesebbenALKALMAZOTT TALAJTAN. Az Agrármérnöki MSc szak tananyagfejlesztése TÁMOP /1/A
ALKALMAZOTT TALAJTAN Az Agrármérnöki MSc szak tananyagfejlesztése TÁMOP-4.1.2-08/1/A-2009-0010 Magyarország váz, litomorf és zonális talajai 1. Váztalajok 2. Sötét színű litomorf (kőzethatású) erdőtalajok
RészletesebbenA talajok osztályozása
A talajok osztályozása a talajok megismerésének, tulajdonságaik sokoldalú feltárásának elıfeltétele, megkönnyíti a sokféle talaj - áttekintését, - összehasonlítását, - megkülönböztetését. rendszerbe foglaljuk
RészletesebbenTALAJTAN I. Cziráki László 1014.
TALAJTAN I. Cziráki László 1014. A TALAJ FOGALMA A föld növények termesztésére alkalmas laza takarórétege Feltételesen megújuló erőforrás A talaj kialakulása Belső erők: Földrengés és vulkáni működés következtében
RészletesebbenA TALAJ. Talajökológia, 1. előadás
A TALAJ Talaj fogalma, fontosabb tulajdonságai Talajökológia, 1. előadás A talaj jfogalma A talaj a szilárd földkéreg legfelső (pedoszféra, 5 m vastagság), laza, termékeny takarója. Háromfázisú, heterogén,
RészletesebbenA tantárgy besorolása: kötelező A tantárgy elméleti vagy gyakorlati jellegének mértéke, képzési karaktere 60:40 (kredit%)
Tantárgy neve: Alkalmazott talajtan Kreditértéke: 3 A tantárgy besorolása: kötelező A tantárgy elméleti vagy gyakorlati jellegének mértéke, képzési karaktere 60:40 (kredit%) A tanóra típusa és óraszáma:
RészletesebbenMinták előkészítése MSZ-08-0206-1:78 200 Ft Mérés elemenként, kül. kivonatokból *
Az árajánlat érvényes: 2014. október 9től visszavonásig Laboratóriumi vizsgálatok Talaj VIZSGÁLATI CSOMAGOK Talajtani alapvizsgálati csomag kötöttség, összes só, CaCO 3, humusz, ph Talajtani szűkített
RészletesebbenALKALMAZOTT TALAJTAN. Az Agrármérnöki MSc szak tananyagfejlesztése TÁMOP /1/A
ALKALMAZOTT TALAJTAN Az Agrármérnöki MSc szak tananyagfejlesztése TÁMOP-4.1.2-08/1/A-2009-0010 A talajdegradációs folyamatok és azok javításának lehetőségei Talaj-degradációs folyamatok Fizikai leromlás
RészletesebbenMSZ 20135: Ft nitrit+nitrát-nitrogén (NO2 - + NO3 - -N), [KCl] -os kivonatból. MSZ 20135: Ft ammónia-nitrogén (NH4 + -N),
Az árlista érvényes 2018. január 4-től Laboratóriumi vizsgálatok Talaj VIZSGÁLATI CSOMAGOK Talajtani alapvizsgálati csomag kötöttség, összes só, CaCO 3, humusz, ph Talajtani szűkített vizsgálati csomag
RészletesebbenBevezetés a talajtanba VIII. Talajkolloidok
Bevezetés a talajtanba VIII. Talajkolloidok Kolloid rendszerek (kolloid mérető részecskékbıl felépült anyagok): Olyan két- vagy többfázisú rendszer, amelyben valamely anyag mérete a tér valamely irányában
RészletesebbenTÁPANYAGGAZDÁLKODÁS. Az Agrármérnöki MSc szak tananyagfejlesztése TÁMOP /1/A
TÁPANYAGGAZDÁLKODÁS Az Agrármérnöki MSc szak tananyagfejlesztése TÁMOP-4.1.2-08/1/A-2009-0010 Előadás áttekintése 4. A tápanyagmérleg készítés jelentőségei és alapelvei 4.1. A tápanyag-körforgalom jellemzői
RészletesebbenIsmeretterjesztő előadás a talaj szerepéről a vízzel való gazdálkodásban
A Föld pohara Ismeretterjesztő előadás a talaj szerepéről a vízzel való gazdálkodásban MTA ATK Talajtani és Agrokémiai Intézet (TAKI) Talajfizikai és Vízgazdálkodási Osztály, Bakacsi Zsófia 2 Minden léptékben
RészletesebbenKét lábbal a földön. A talaj környezeti funkciói, helye a bioszférában. Dr. KOÓS Sándor. Két lábbal a földön
Magyar Tudományos Akadémia Agrártudományi Kutatóközpont Talajtani és Agrokémiai Intézet Két lábbal a földön A talaj környezeti funkciói, helye a bioszférában Dr. KOÓS Sándor Föld Napja a REX Állatszigeten
RészletesebbenCsernozjom talajok. Területi kiterjedés: 22.4 %
Csernozjom talajok Területi kiterjedés: 22.4 % a síkságok magasabban fekvő részein találhatók, az évi középhőmérséklet 10-11 C, az évi csapadék 500-650 mm, természetes növényzete: az édes füvekből, pillangósokból
Részletesebben15. Növények vízleadása, vízhasznosulása és az azt befolyásoló tényezők 16. A tápanyagellátás és a termés mennyiségének kapcsolata (Liebig és
A jegymegajánló dolgozatban három tétel és 10 kiskérdés lesz. A tételek a pontoknak kb. 70%-át a kiskérdések pedig 30%-át teszik ki. Az elégséges jegyhez 50% -os teljesítményt el kell érni a két jegymegajánló
RészletesebbenMichéli Erika Szent István Egyetem Talajtani és Agrokémiai Tanszék
A talajképző kőzet szerepe a talajok képződésében és kialakult tulajdonságaiban Michéli Erika Szent István Egyetem Talajtani és Agrokémiai Tanszék AGRÁR - ÁSVÁNYVAGYON FÓRUM Gyöngyös, 2017. április 19
RészletesebbenJellegzetes alföldi toposzekvens 1.csernozjom 2.réti csernozjom 3.sztyeppesedő réti szolonyec 4.réti szolonyec 5.szolonyeces réti talaj 6.réti talaj 7
Az Alföld talajai Novák Tibor 2006. 05. 02. Tájvédelmi és Környezetföldrajzi Tanszék Jellegzetes alföldi toposzekvens 1.csernozjom 2.réti csernozjom 3.sztyeppesedő réti szolonyec 4.réti szolonyec 5.szolonyeces
RészletesebbenTalajvédelem. Talajok átalakítása és elzárása Talajok beépítése Talajművelés Talajok víztelenítése és öntözése Erózió, defláció
Talajvédelem Talajok átalakítása és elzárása Talajok beépítése Talajművelés Talajok víztelenítése és öntözése Erózió, defláció Erózió víz által okozott talajpusztulás Erózió kiváltó tényezői Csapadék cseppnagyság
RészletesebbenA JAVASOLT TÍPUSOK, ÉS A KAPCSOLÓDÓ ALTÍPUS ÉS VÁLTOZATI TULAJDONSÁGOK ISMERTETÉSE
A JAVASOLT TÍPUSOK, ÉS A KAPCSOLÓDÓ ALTÍPUS ÉS VÁLTOZATI TULAJDONSÁGOK ISMERTETÉSE LÁPTALAJOK Olyan talajok, melyekben a lebontási folyamatok az év nagyobb részében korlátozottak, és így nagymennyiségű
Részletesebben6. A TALAJ KÉMIAI TULAJDONSÁGAI. Dr. Varga Csaba
6. A TALAJ KÉMIAI TULAJDONSÁGAI Dr. Varga Csaba Oldódási és kicsapódási reakciók a talajban Fizikai oldódás (bepárlás után a teljes mennyiség visszanyerhető) NaCl Na + + Cl Kémiai oldódás Al(OH) 3 + 3H
RészletesebbenTALAJVÉDELEM XI. A szennyezőanyagok terjedését, talaj/talajvízbeli viselkedését befolyásoló paraméterek
TALAJVÉDELEM XI. A szennyezőanyagok terjedését, talaj/talajvízbeli viselkedését befolyásoló paraméterek A talajszennyezés csökkenése/csökkentése bekövetkezhet Természetes úton Mesterséges úton (kármentesítés,
RészletesebbenAlkalmazott talajtan I.
Alkalmazott talajtan I. Tematika, a teljesítés feltételei A kurzus teljesítése két részbıl tevıdik össze: Elmélet Febr-márc: elıadás + márc. végén zárthelyi dolgozat Projektmunka 4 fıs csoportokban: Adott
Részletesebben7. A talaj fizikai tulajdonságai. Dr. Varga Csaba
7. A talaj fizikai tulajdonságai Dr. Varga Csaba Talajfizikai jellemzők Szemcseösszetétel (textúra) Talajszerkezet Térfogattömeg, tömörség Pórustérfogat Vízgazdálkodási jellemzők Levegő és hőgazdálkodás
RészletesebbenAgrár-környezetvédelmi Modul Vízgazdálkodási ismeretek. KÖRNYEZETGAZDÁLKODÁSI MÉRNÖKI MSc TERMÉSZETVÉDELMI MÉRNÖKI MSc
Agrár-környezetvédelmi Modul Vízgazdálkodási ismeretek KÖRNYEZETGAZDÁLKODÁSI MÉRNÖKI MSc TERMÉSZETVÉDELMI MÉRNÖKI MSc Az öntözési rend mennyiségi, minőségi és időrendi kérdései. 38.lecke Az öntözés gyakorlati
RészletesebbenBevezetés a talajtanba X. Talajosztályozás: Váztalajok Kőzethatású talajok
Bevezetés a talajtanba X. Talajosztályozás: Váztalajok Kőzethatású talajok www.geo.u-szeged.hu/~andi Magyarország talajainak főtípusai Váztalajok Kõzethatású talajok Barnaerdõtalajok Mezõségi talajok
RészletesebbenTÖNKRETESSZÜK-E VEGYSZEREKKEL A TALAJAINKAT?
TÖNKRETESSZÜK-E VEGYSZEREKKEL A TALAJAINKAT? Tolner László, Rétháti Gabriella, Füleky György Környezettudományi Intézet E-mail: tolner.laszlo@gmail.com A világ műtrágya-felhasználása Jó üzlet, vagy létszükséglet?
RészletesebbenA TALAJ A TALAJ. TALAJPUSZTULÁS, TALAJSZENNYEZÉS A talaj szerepe: Talajdegradáció
A TALAJ A TALAJ a földkéreg legfelső, laza, termékeny takarója kőzetek + elhalt szerves maradékok mállási folyamatok legértékesebb rész: humusz jellemzők: szemcsézettség, pórusméret, vízfelvevő képesség,
RészletesebbenTalajmechanika. Aradi László
Talajmechanika Aradi László 1 Tartalom Szemcsealak, szemcsenagyság A talajok szemeloszlás-vizsgálata Természetes víztartalom Plasztikus vizsgálatok Konzisztencia határok Plasztikus- és konzisztenciaindex
RészletesebbenAgroökológiaés agrometeorológia
DEBRECENI EGYETEM Földhasznosítási, Műszaki és Területfejlesztési Intézet Agroökológiaés agrometeorológia Mezőgazdasági mérnök BSc alapszak (nappali és levelező képzés, partiumi levelező képzés) A talaj
RészletesebbenMÓDOSÍTOTT RÉSZLETEZŐ OKIRAT (1) a NAH / nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz
MÓDOSÍTOTT RÉSZLETEZŐ OKIRAT (1) a NAH-1-1087/2015 1 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz A Mezőgazdasági Szakszolgáltató Korlátolt Felelősségű Társaság Agrokémiai Laboratórium (6800 Hódmezővásárhely,
RészletesebbenTalajképződés. Gruiz Katalin
Talajképződés Gruiz Katalin Talajképző tényezők A talajok képződése kőzetek felületén indul meg. Az alapkőzet egy sor fizikai, kémiai és biológiai átalakuláson megy keresztül mire a föld felszínét borító,
RészletesebbenTalaj- vízvédelem előadás VIII.
Talaj- vízvédelem előadás VIII. Szikesedés Szikesedés okai és kedvezőtlen következményei Szikes talajok típusai A szikesség fokozatai Szikes talajok javítása Szikes talaj: A talajoldatban (szoloncsák talajok),
RészletesebbenTalajtan elıadás IX. Talajosztályozási rendszerek Talajképzıdési folyamatok
Talajtan elıadás IX. Talajosztályozási rendszerek Talajképzıdési folyamatok A talajok nem egyedekként, hanem folytonos takaróként jelennek meg a természetben. A talajosztályozási rendszerek többsége a
RészletesebbenMUNKAANYAG. Simonné Szerdai Zsuzsanna. Talajrendszertan. A követelménymodul megnevezése: Mezőgazdasági alapismeretek
Simonné Szerdai Zsuzsanna Talajrendszertan A követelménymodul megnevezése: Mezőgazdasági alapismeretek A követelménymodul száma: 3112-08 A tartalomelem azonosító száma és célcsoportja: SzT-003-50 A TALAJKÉPZŐ
RészletesebbenA talaj funkciói. A talajnak az élet fennmaradásában és az élhető környezet megőrzésében játszott szerepe.
www.kvvm.hu/szakmai/karmentes/kiadvanyok/talaj_tajekoztato/talaj_tajek-t.htm A talaj funkciói A talajnak az élet fennmaradásában és az élhető környezet megőrzésében játszott szerepe. (a) (b) (c) Feltételesen
RészletesebbenTápanyag antagonizmusok, a relatív tápanyag hiány okai. Gödöllő,
Tápanyag antagonizmusok, a relatív tápanyag hiány okai Gödöllő, 2018.02.15. Harmónikus és hatékony tápanyag-ellátás feltételei: A növény tápelem-igényének, tápelem-felvételi dinamikájának ismerete A tápelemek
Részletesebbengait k, rozzák k meg solják szembeni viselkedését, szerkezetét és a talajba került anyagok (tápanyagok, szennyezıanyagok, stb.
TALAJ KÉMIAI K TULAJDONSÁGAI A talaj kémiai k tulajdonságai gait a vízben v oldható sók k mennyisége és s minısége, a kolloidkémiai reakciók, k, a kémhatk mhatás s határozz rozzák k meg ezek befolyásolj
RészletesebbenRÉSZLETEZŐ OKIRAT (1) a NAH /2018 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz
RÉSZLETEZŐ OKIRAT (1) a NAH-1-1615/2018 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz 1) Az akkreditált szervezet neve és címe: Homokkert Kistérségi Integrációs Nonprofit Közhasznú Kft. SoilChem Agrár és
RészletesebbenTalajvédelem VII. Savanyodás Savanyú talajok javítása
Talajvédelem VII. Savanyodás Savanyú talajok javítása Talajsavanyúság: Talajsavanyúság: A talajoldatban vagy a talajkolloid felületén a H + ionok túlsúlyba kerülnek az OH - -ionokkal szemben. Aktuális
RészletesebbenA talaj termékenységét gátló földtani tényezők
A talaj termékenységét gátló földtani tényezők Kerék Barbara és Kuti László Magyar Földtani és Geofizikai Intézet Környezetföldtani osztály kerek.barbara@mfgi.hu környezetföldtan Budapest, 2012. november
RészletesebbenLejtőhordalék talajok osztályozásának kérdései
Lejtőhordalék talajok osztályozásának kérdései Bertóti Réka Diána, Dobos Endre, Holndonner Péter Miskolci Egyetem - Műszaki Földtudományi Kar, Természetföldrajz-Környezettan Intézeti Tanszék VIII. Kárpát-medencei
RészletesebbenHomoktalajok tulajdonságai
Homoktalajok tulajdonságai Ismétlés a talajok fontosabb fizikai tulajdonságai Térfogattömeg Sűrűség Összporozitás Víznyelő képesség Vízáteresztő képesség Holt víz Hasznos víz Szerkezet Ismétlés a talajok
RészletesebbenAgrár-környezetvédelmi Modul Talajvédelem-talajremediáció. KÖRNYEZETGAZDÁLKODÁSI MÉRNÖKI MSc TERMÉSZETVÉDELMI MÉRNÖKI MSc
Agrár-környezetvédelmi Modul Talajvédelem-talajremediáció KÖRNYEZETGAZDÁLKODÁSI MÉRNÖKI MSc TERMÉSZETVÉDELMI MÉRNÖKI MSc Homoktalajok javítása 76.lecke A nagy homoktartalom területe és aránya Terület,
RészletesebbenSzéleróziótól veszélyetetett területek
Talajvédelem V. Szélerózió okai, széleróziós károk. Széleróziót kiváltó tényezők. Széleróziót befolyásoló tényezők. A talajrészecskék mozgásának módjai. Deflációs felszíni formák. A defláció elleni védekezés
RészletesebbenEGY SPECIÁLIS, NEM KONSZOLIDÁLT ÜLEDÉK: A TALAJ
EGY SPECIÁLIS, NEM KONSZOLIDÁLT ÜLEDÉK: A TALAJ A TALAJ FELÉPÍTÉSE A talaj olyan, nem konszolidált üledék a Föld felszínén, mely életteret ad az élővilág számára (litoszféra bioszféra határa). Részei:
RészletesebbenA D-e-METER FÖLDMINŐSÍTÉSI VISZONYSZÁMOK ELMÉLETI HÁTTERE ÉS INFORMÁCIÓTARTALMA
A D-e-METER FÖLDMINŐSÍTÉSI VISZONYSZÁMOK ELMÉLETI HÁTTERE ÉS INFORMÁCIÓTARTALMA Debreczeni Béláné 1, Kuti László 2, Makó András 1, Máté Ferenc 1, Szabóné Kele Gabriella 3, Tóth Gergely 4 és Várallyay György
RészletesebbenNEM KONSZOLIDÁLT ÜLEDÉKEK
NEM KONSZOLIDÁLT ÜLEDÉKEK Fekete-tenger Vörös-tenger Nem konszolidált üledékek Az elsődleges kőzetek a felszínen mállásnak indulnak. Nem konszolidált üledékek: a mállási folyamatok és a kőzettéválás közötti
RészletesebbenInnovatív talajjavítás bioszénnel - laboratóriumtól a szabadföldi alkalmazásig
Innovatív talajjavítás bioszénnel - laboratóriumtól a szabadföldi alkalmazásig Tudományos Diákköri Kutatás Készítette Bacsárdi Szilvia, IV. évf.(bsc) Máté Rózsa, II. évf. (MSc) Témavezetők Dr. Molnár Mónika
RészletesebbenA talaj, mint természeti erőforrás adottságainak agrár-környezeti szempontú területi készletezése és jellemzése
Magyar Tudományos Akadémia Agrártudományi Kutatóközpont Talajtani és Agrokémiai Kutatóintézet A talaj, mint természeti erőforrás adottságainak agrár-környezeti szempontú területi készletezése és jellemzése
RészletesebbenSZŰKÍTETT 2 RÉSZLETEZŐ OKIRAT (1) a NAH / nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz
SZŰKÍTETT 2 RÉSZLETEZŐ OKIRAT (1) a NAH-1-1087/2015 1 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz A Mezőgazdasági Szakszolgáltató Korlátolt Felelősségű Társaság Agrokémiai Laboratórium (6800 Hódmezővásárhely,
RészletesebbenTermhelyismerettan. Termhely fogalma Talajképz Legfontosabb talajképz A talajok szövete
Termhelyismerettan Termhely fogalma Talajképz pz tényezk Legfontosabb talajképz pz ásványok és s kzetekk A talajok szövete A talajok élvilága A talajok szerves anyaga Talajkolloidika (A talajok kémiai
RészletesebbenNemzeti Akkreditáló Testület. RÉSZLETEZŐ OKIRAT a NAT /2013 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz
Nemzeti Akkreditáló Testület RÉSZLETEZŐ OKIRAT a NAT-1-1437/2013 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz A Szegedi Tudományegyetem, Természettudományi és Informatikai Kar, Természeti Földrajzi és Geoinformatikai
Részletesebbena NAT /2013 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz
Nemzeti Akkreditáló Testület RÉSZLETEZÕ OKIRAT a NAT-1-1586/2013 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz A Halászati és Öntözési Kutatóintézet Környezetanalitikai Központ Vizsgáló Laboratórium (5540
RészletesebbenMÓDOSÍTOTT RÉSZLETEZŐ OKIRAT(1) a NAH / nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz
MÓDOSÍTOTT RÉSZLETEZŐ OKIRAT(1) a NAH-1-1615/2014 1 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz A Homokkert Kistérségi Integrációs Nonprofit Közhasznú Kft. SoilChem Agrár és Környezetanalitikai Laboratórium
RészletesebbenKörnyezeti tényezők Szerkesztette: Vizkievicz András
1 Környezeti tényezők Szerkesztette: Vizkievicz András I. Élettelen (abiotikus) környezeti tényezők A talaj A földkéreg legfelső, termékeny rétege. A benne élő élőlényeket (elsősorban növényeket) látja
RészletesebbenTalaj szervesanyagai: Humusz? SOM? Szerves szén? Jakab Gergely
Talaj szervesanyagai: Humusz? SOM? Szerves szén? Jakab Gergely jakab.gergely@csfk.mta.hu Humusz Mezőgazdaság A talaj sajátos és egyik fontos alkotóeleme: az a szerves anyag a talajban, amely átesett a
RészletesebbenNemzeti Akkreditáló Testület. RÉSZLETEZŐ OKIRAT a NAT /2015 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz
Nemzeti Akkreditáló Testület RÉSZLETEZŐ OKIRAT a NAT-1-1548/2015 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz A Kecskeméti Főiskola Kertészeti Főiskolai Kar - és Növényvizsgáló Laboratórium (6000 Kecskemét,
RészletesebbenTalaj- és talajvízvédelem. MKK Környezetmérnöki Szak II. évfolyamos hallgatói számára 2006/2007
Talaj- és talajvízvédelem MKK Környezetmérnöki Szak II. évfolyamos hallgatói számára 2006/2007 Tantárgyi követelményrendszer A tantárgy oktatása előadásokon és gyakorlati foglalkozásokon, melyeken a részvétel
RészletesebbenBerente község talajtani viszonyai. Dobos Endre Kovács Károly Miskolci Egyetem, Földrajz- Geoinformatika intézet
Berente község talajtani viszonyai Dobos Endre Kovács Károly Miskolci Egyetem, Földrajz- Geoinformatika intézet VÁLTAKOZÓ AGYAG, MÁRGA ÉS HOMOK RÉTEGEK EREDETI HELYZETŰ MIOCÉN ÜLEDÉKSOR HOMOK VÁLTAKOZÓ
RészletesebbenA talajsavanyodás által előidézett egyéb talajdegradációs folyamatok és az ezekre vonatkozó indikátorok kidolgozása Bevezetés Anyag és módszer
A talajsavanyodás által előidézett egyéb talajdegradációs folyamatok és az ezekre vonatkozó indikátorok kidolgozása OTKA Posztdoktori (D 048592) zárójelentés Bevezetés A talajsavanyodás stádiuma a talaj
Részletesebbena NAT /2008 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz
Nemzeti Akkreditáló Testület MÓDOSÍTOTT RÉSZLETEZÕ OKIRAT a NAT-1-0991/2008 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz A MÉLYÉPTERV Kultúrmérnöki Kft. Környezetvédelmi és Vízgazdálkodási Vizsgálólaboratórium
RészletesebbenALKALMAZOTT TALAJTAN. Az Agrármérnöki MSc szak tananyagfejlesztése TÁMOP /1/A
ALKALMAZOTT TALAJTAN Az Agrármérnöki MSc szak tananyagfejlesztése TÁMOP-4.1.2-08/1/A-2009-0010 A természetes ökológiai tényezők és a talajtulajdonságok talajtermékenységre gyakorolt hatásai Természetes,
RészletesebbenA kísérlet, mérés megnevezése célkitűzései: A különböző kémhatású talajok eltérő termőképességének megismertetése
A kísérlet, mérés megnevezése célkitűzései: A különböző kémhatású talajok eltérő termőképességének megismertetése Eszközszükséglet: Szükséges anyagok: homoktalaj, erdőtalaj, desztillált víz, 0,02 m/m %-os
RészletesebbenA talajok fizikai tulajdonságai I. Szín. Fizikai féleség (textúra, szövet) Szerkezet Térfogattömeg Sőrőség Pórustérfogat Kötöttség
A talajok fizikai tulajdonságai I. Szín Fizikai féleség (textúra, szövet) Szerkezet Térfogattömeg Sőrőség Pórustérfogat Kötöttség A talaj színe Munsell skála HUE 10YR A HUE megadja, hogy mely alapszínek
RészletesebbenTalajvédelem. Talajok átalakítása és elzárása Talajok beépítése Talajművelés Talajok víztelenítése és öntözése. Bidló A.
Talajvédelem Talajok átalakítása és elzárása Talajok beépítése Talajművelés Talajok víztelenítése és öntözése A talajok víztelenítése és öntözése Víz jelentősége vízellátás New York 220 km Los Angeles
RészletesebbenPirkó Béla. A talajtulajdonságok hatása a tápanyagok hasznosulására
Pirkó Béla A talajtulajdonságok hatása a tápanyagok hasznosulására Forrás: http://dosoremi.hu/ A talaj termékenységét gátló tényezők Tápanyag források Makroelemek: N, P 2 O 5, K 2 O Mezoelemek: Mg, Fe,
RészletesebbenAz ásványok rendszerezése Az ásványok osztályokba sorolásának alapelvei: - Összetétel - Kristályszerkezet - Előfordulás Összesen 9 osztályba soroljuk
Ásványtani alapismeretek 4. előadás Az ásványok rendszerezése Az ásványok osztályokba sorolásának alapelvei: - Összetétel - Kristályszerkezet - Előfordulás Összesen 9 osztályba soroljuk az ásványokat,
RészletesebbenRÉSZLETEZŐ OKIRAT (5) a NAH /2015 (3) nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz
RÉSZLETEZŐ OKIRAT (5) a NAH-1-1548/2015 (3) nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz 1) Az akkreditált szervezet neve és címe: Neumann János Egyetem Kertészeti és Vidékfejlesztési Kar - és Növényvizsgáló
RészletesebbenKörnyezeti elemek védelme II. Talajvédelem
Globális környezeti problémák és fenntartható fejlődés modul Gazdálkodási modul Gazdaságtudományi ismeretek I. Közgazdasá Környezeti elemek védelme II. Talajvédelem KÖRNYEZETGAZDÁLKODÁSI MÉRNÖKI MSc TERMÉSZETVÉDELMI
RészletesebbenFÖLDMŰVELÉSTAN. Az Agrármérnöki MSc szak tananyagfejlesztése TÁMOP /1/A
FÖLDMŰVELÉSTAN Az Agrármérnöki MSc szak tananyagfejlesztése TÁMOP-4.1.2-08/1/A-2009-0010 A talajművelést befolyásoló talajfizikai tényezők, a talajok állapotát és művelhetőségét meghatározó paraméterek
RészletesebbenFÖLDMŰVELÉSTAN. Az Agrármérnöki MSc szak tananyagfejlesztése TÁMOP-4.1.2-08/1/A-2009-0010
FÖLDMŰVELÉSTAN Az Agrármérnöki MSc szak tananyagfejlesztése TÁMOP-4.1.2-08/1/A-2009-0010 Előadás Biológiai tényezők és a talajművelés Szervesanyag gazdálkodás I. A talaj szerves anyagai, a szervesanyagtartalom
RészletesebbenA talajok fizikai tulajdonságai II. Vízgazdálkodási jellemzık Hı- és levegıgazdálkodás
A talajok fizikai tulajdonságai II. Vízgazdálkodási jellemzık Hı- és levegıgazdálkodás Vízmozgás a talajban Víz megkötése, visszatartása a talajban: Talajnedvesség egy része a szemcsék felületéhez tapadva,
RészletesebbenRÖVID ISMERTETŐ A KAPOSVÁRI EGYETEM TALAJLABORATÓRIUMÁNAK TEVÉKENYSÉGÉRŐL
RÖVID ISMERTETŐ A KAPOSVÁRI EGYETEM TALAJLABORATÓRIUMÁNAK TEVÉKENYSÉGÉRŐL A laboratóriumi szolgáltatások rövid bemutatása A Kaposvári Egyetem Állattudományi Kar Növénytani és Növénytermesztés-tani Tanszékéhez
Részletesebbena NAT /2007 számú akkreditált státuszhoz
Nemzeti Akkreditáló Testület KIEGÉSZÍTÕ RÉSZLETEZÕ OKIRAT a NAT-1-1548/2007 számú akkreditált státuszhoz A Kecskeméti Fõiskola Kertészeti Fõiskolai Kar Környezettudományi Intézet - és Növényvizsgáló Laboratórium
RészletesebbenTalajvédelem, talajtan
Készült a HEFOP 3.3.1-P.-2004-0900152/1.0 azonosítójú A Felsőoktatás szerkezeti és tartalmi fejlesztése című pályázat keretében. Konzorciumvezető: Pannon Egyetem Környezetmérnöki Tudástár Sorozat szerkesztő:
RészletesebbenTALAJOK OSZTÁLYOZÁSA ÉS MEGNEVEZÉSE AZ EUROCODE
TALAJOK OSZTÁLYOZÁSA ÉS MEGNEVEZÉSE AZ EUROCODE ALAPJÁN Dr. Móczár Balázs BME Geotechnikai Tanszék Szabványok MSz 14043/2-79 MSZ EN ISO 14688 MSZ 14043-2:2006 ISO 14689 szilárd kőzetek ISO 11259 talajtani
RészletesebbenALKALMAZOTT TALAJTAN. Az Agrármérnöki MSc szak tananyagfejlesztése TÁMOP /1/A
ALKALMAZOTT TALAJTAN Az Agrármérnöki MSc szak tananyagfejlesztése TÁMOP-4.1.2-08/1/A-2009-0010 2. A fontosabb talajfizikai és talajkémiai jellemzők és köztük lévő összefüggések Talajfizikai jellemzők:
RészletesebbenA biomasszahamu, mint értékes melléktermék
A biomasszahamu, mint értékes melléktermék Dr. Mikó Péter Szent István Egyetem Növénytermesztési Intézet Budapest, 2014.12.11. Energiaforrás 1000 t olaj egyenérték megoszlás (%) EU-27 Magyarország EU-27
RészletesebbenA talaj szerves anyagai
A talaj szerves anyagai a talajban elıfordul forduló összes szerves eredető anyagok a talaj élılényei (élı biomassza), a talajban élı növények nyek gyökérzete rzete, az elhalt növényi n nyi és állati maradványok
RészletesebbenSzolár technológia alkalmazása a szennyvíziszap kezelésben. Szilágyi Zsolt szennyvízágazati üzemvezető Kiskunhalas, 2018.December 07.
Szolár technológia alkalmazása a szennyvíziszap kezelésben Szilágyi Zsolt szennyvízágazati üzemvezető Kiskunhalas, 2018.December 07. A Kiskunhalasi Szennyvíztisztító telep tervezési alapadatai: A Kiskunhalasi
RészletesebbenALKALMAZOTT TALAJTAN. Az Agrármérnöki MSc szak tananyagfejlesztése TÁMOP /1/A
ALKALMAZOTT TALAJTAN Az Agrármérnöki MSc szak tananyagfejlesztése TÁMOP-4.1.2-08/1/A-2009-0010 Az öntözés talajtani vonatkozásai Az öntözés hatása a talaj tulajdonságára Öntözés hatása a talaj só mérlegére
RészletesebbenA MÉLYMŰVELÉS SZÜKSÉGESSÉGE MÓDJA ÉS ESZKÖZEI
A MÉLYMŰVELÉS SZÜKSÉGESSÉGE MÓDJA ÉS ESZKÖZEI Mélylazítás célja és szükségessége Célja: a talaj fejlődési folyamatainak eredményeként vagy egyéb talajtani és agrotechnikai okokból a talaj mélyebb rétegeiben
RészletesebbenÁSVÁNYOK ÉS MÁS SZILÁRD RÉSZECSKÉK AZ ATMOSZFÉRÁBAN
ÁSVÁNYOK ÉS MÁS SZILÁRD RÉSZECSKÉK AZ ATMOSZFÉRÁBAN A Föld atmoszférája kolloid rendszerként fogható fel, melyben szilárd és folyékony részecskék vannak gázfázisú komponensben. Az aeroszolok kolloidális
RészletesebbenTalajrendszerezés elve és módszerei
9. TLJRENDSZERTN Talajrendszerezés elve és módszerei Mesterséges talajosztályozás: 1-1 kiragadott tulajdonság alapján. Nem ad megfelelő információt. Természetes talajosztályozás: talajképződés körülményei,
RészletesebbenKörnyezetvédelem / Laboratórium / Vizsgálati módszerek
Környezetvédelem / Laboratórium / Vizsgálati módszerek Az akkreditálás műszaki területéhez tartozó vizsgálati módszerek A vizsgált termék/anyag Szennyvíz (csatorna, előtisztító, szabadkiömlő, szippantó
RészletesebbenBevezetés a talajtanba IV. A talaj szervesanyaga
Bevezetés a talajtanba IV. A talaj szervesanyaga A talajmorzsa Ásványi alkotók (homok) Szerves alkotók (humusz) Pórusrendszer levegıvel/vízzel kitöltve Humusz feldúsulási zóna ( humuszköpeny ) Gyökércsúcs
RészletesebbenFüggelék a 90/2008. (VII. 18.) FVM rendelet 2. és 3. mellékletéhez
Függelék a 90/2008. (VII. 18.) FVM rendelet 2. és 3. mellékletéhez A 2. (3) bekezdésében hivatkozott szabványok listája Tartalom 1. Talajvizsgálatok... 2 2. Felszíni, felszín alatti és öntözővizek vizsgálata...
RészletesebbenVízminőség, vízvédelem. Felszín alatti vizek
Vízminőség, vízvédelem Felszín alatti vizek A felszín alatti víz osztályozása (Juhász J. 1987) 1. A vizet tartó rétegek anyaga porózus kőzet (jól, kevéssé áteresztő, vízzáró) hasadékos kőzet (karsztos,
RészletesebbenRÉSZLETEZŐ OKIRAT (1) a NAH /2018 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz
RÉSZLETEZŐ OKIRAT (1) a NAH-1-1739/2018 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz 1) Az akkreditált szervezet neve és címe: Magyar Kertészeti Szaporítóanyag Nonprofit Kft. 1225 Budapest, Nagytétényi
RészletesebbenDr. Tóth Árpád. 2015. június 17. OVF, Budapest
Dr. Tóth Árpád Az öntözés és a talaj kapcsolata 2015. június 17. OVF, Budapest A talaj Földtani (építész) értelemben a talajöv az atmo-, hidro- és litoszféra kölcsönhatása, átszövődése következtében kialakult
RészletesebbenAz anyagi rendszerek csoportosítása
Általános és szervetlen kémia 1. hét A kémia az anyagok tulajdonságainak leírásával, átalakulásaival, elıállításának lehetıségeivel és felhasználásával foglalkozik. Az általános kémia vizsgálja az anyagi
RészletesebbenTalaj- és talajvízvédelem előadás III. A talajszerkezet kialakulása, a talajszerkezet degradációja, a talajművelés talajdegradációs hatásai
Talaj- és talajvízvédelem előadás III. A talajszerkezet kialakulása, a talajszerkezet degradációja, a talajművelés talajdegradációs hatásai A talajok többségének jellegzetes szerkezete, struktúrája van
RészletesebbenSzikes talajok kémiai tulajdonságai és laboratóriumi vizsgálata. Filep Tibor
Szikes talajok kémiai tulajdonságai és laboratóriumi vizsgálata Filep Tibor Szikes talajok kémiai tulajdonságai Szikes talajok Kémiai szempontból azon talajok csoportja, amelyek képződésében, és folyamataiban
RészletesebbenFőbb talajtípusok jellemzői
6. számú melléklet Főbb talajtípusok jellemzői Barna erdőtalajok Az ebben a főtípusban egyesített talajok az erdők és a fás növényállomány által teremtett mikroklíma, a fák által termelt és évenként földre
RészletesebbenNemzeti Akkreditáló Hatóság. RÉSZLETEZŐ OKIRAT a NAH /2016 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz
Nemzeti Akkreditáló Hatóság RÉSZLETEZŐ OKIRAT a NAH-1-1375/2016 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz A Dunántúli Regionális Vízmű Zrt. Központi Vizsgálólaboratórium Somogy megyei Vizsgálólaboratórium
RészletesebbenAgrár-környezetvédelmi Modul Talajvédelem-talajremediáció. KÖRNYEZETGAZDÁLKODÁSI MÉRNÖKI MSc TERMÉSZETVÉDELMI MÉRNÖKI MSc
Agrár-környezetvédelmi Modul Talajvédelem-talajremediáció KÖRNYEZETGAZDÁLKODÁSI MÉRNÖKI MSc TERMÉSZETVÉDELMI MÉRNÖKI MSc A talajszennyezés forrásai és következményei 47.lecke Talajszennyezés Az ipari-technikai
Részletesebben5. A talaj szerves anyagai. Dr. Varga Csaba
5. A talaj szerves anyagai Dr. Varga Csaba A talaj szerves anyagainak csoportosítása A talaj élőlényei és a talajon élő növények gyökérzete Elhalt növényi és állati maradványok A maradványok bomlása során
RészletesebbenNemzeti Akkreditáló Testület. MÓDOSÍTOTT RÉSZLETEZŐ OKIRAT (1) a NAT /2012 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz
Nemzeti Akkreditáló Testület MÓDOSÍTOTT RÉSZLETEZŐ OKIRAT (1) a NAT-1-1699/2012 nyilvántartási számú akkreditált státuszhoz A synlab Umweltinstitut Ungarn Kft. Labor (9200 Mosonmagyaróvár, Terv utca 92.)
Részletesebben