Proprietatile Fizico Mecanice Ale Solului Proiect Final.docx

UNIVERSITATEA LUCIAN BLAGA SIBIU FACULTATEA DE INGINERIE SPECIALIZAREA IMPI Anul VI

Proprietățile fizico-mecanice ale solului

Andrei Muntean

- Cuprins – I. Solul II. Densitatea solului

1. Determinarea densitatii 2. Densitatea fazei solide a solului 3. Densitatea aparenta a solului

III.

Textura Solului

1. Componenţa granulometrica 2. Determinarea texturii

IV.

Porozitatea

1. Porozitatea sau spatial lacunar al solului 2. Porozitatea drenanta, utila si inactiva

V. Structura Solului 1. Structura solului, originea si însemnatatea 2. Rolul structurii in crearea fertilitaţii solului

VI. 1. 2. 3. 4.

Proprietaţile fizico – mecanice

Plasticitatea Aderenta solului Gonflarea si contractia Rezistenta la penetrare

I.

Solul

Solul este partea superioară, afânată, a litosferei, care se află într-o continuă evoluție sub influența factorilor pedogenetici, reprezentând stratul superficial al Pământului în care se dezvoltă viața vegetală. Stratul fertil al solului conține nutrienți și este alcătuit din humus și din loess. El poate proveni și din mulci. Un sol lipsit de o cantitate suficientă de nutrienți se numește oligotrofic. Știința care studiază geneza, evoluția, structura și distribuția solurilor se numește pedologie. Solul înghețat permanent sau temporar se numește gelisol. Partea de dedesubt, ce rămâne înghețată permanent, se numește pergelisol sau permafrost. Partea de la suprafață, care se dezgheață vara, se numește molisol. Zonele de pe glob care sunt afectate profund de îngheț formează criolitozona. În zonele cu pergelisol gros, procesul repetat îngheț-dezgheț dă naștere la un microrelief dispus anarhic (similar carstului) numit criocarst sau termocarst. De studiul gelisolului se ocupă geocriologia. Tipuri de sol Caracteristicile solului variaza de la o zona la alta în functie de numerosi factori, cum ar fi clima si altitudinea. În fiecare zona climatica predomina un tip de sol. În zonele calde se înzîlnesc solurile rosii (culoare rosie) si laterite (de culoare balbena), sarace în humus si saruri minerale. În stepe si deserturi solurile sunt cenusii sau brune. În zonele temperate, predomina cernoziomurile de culoare neagra si cu fertilitate ridicata, solurile brune si podzolurile legate de portiunile forestiere. Exista circa 720 de variatii de sol, fiecare din ele avînd ceva caracteristic. Solurile cenusii albice (denumirea precedenta - cenusii deschise de padure) se întîlnesc fragmentar pe rocile luto-nisipoase, suportate de argile la adîmcimea de 150-200 cm. S-au format sub padure în majoritate carpinete-quarcete. Orizontul superficial ocric trece evident întrsuborizont albic (cu SiO2 amorf), slab structurat. Spre adîmc acest suborizont trece în brunroscat cu structura columnara sau prismatica si dura. Solurile cenusii molice (denumirea precedenta -cenusii închise de padure) s-au format în conditiile padurilor de stejar cu învelis ierbos dezvoltat. Le este caracteristic un orizont A molic humnificat, cu structura grauntoasa mare, cu caracter eluvial slab pronuntat. Solurile cenusii vertice se formeaza sub padurile de quarcete- carpinete, pe roci argiloase grele. Formarea profilului este influientata de componenta rocii materne. Are totodata particularitati vertice (nuante verzui, fete de alunecare, abundenta de argila fina). Cernoziomurile se deosebesc prin caracterul acumulativ, bine humificat (la adîncimea de 80-100 cm continutul de humus depaseste 1%) structurat si afînat (molic). Regimul de umiditate - periodic percolativ si nepercolativ. Reactia solului este neutra sau slab alcalina. Cernoziomurile se formeaza sub paduri preponderant quarcete si cu învelis ierbos. Profilul cernoziomului are

caracter molic relativ humnificat. Cernoziomul ca tip este reprezentat de 5 subtipuri argiloiluvial, levigat, tipic, carbonatic si vertic. Cernoziomurile argiloiluviale s-au format sub padurile de stejar cu învelis de ierburi bine dezvoltat, care contacteaza cu stepele mezofite. Orizontul de la suprafata este de tip molic, fara caractere de eluviere si doar slab pudrat cu SiO2. Orizontul B în partea inferioara are caracter iluvial cu continut mai ridicat de argila fina, structura poliedrica, tasat. Cernoziomurile levigate se formeaza în conditiile stepelor mezofite ale zonei de silvostepa, dar se întîlnesc si sub paduri de stejar cu învelis ierbos. Profilul are un caracter general molic, levigat, adica lipsit totalmente de carbonati. Ca regula, prezenta carbonatilor (efervescenta) începe ceva mai jos de limita inferioara a orizontului B. Cernoziomurile tipice reprezinta subtipul modal al tipului. Se formeaza în conditii de stepa, uneori cu pîlcuri de stejar pufos. Orizontul A este bine humificat, structurat si afînat. Orizontul B este de tranzitie, fiind mai slab humificat, cu structura grauntoasa mare si bogat în diferite forme de carbonati. Subtipul se divizeaza în doua: moderat humifere si slab humifere. Primele se formeaza sub stepele mezofite si xerofite cu pîlcuri de stejar pufos, iar ultimele se formeaza sub steeple xerofite cu comunitati de negara si paius. Cernoziomurile carbonatice se formeaza în conditiile stepelor xerofite si doar partial cu pîlcuri de stejar pufos. Sunt slab humificate ca cele precedente, cu strustura mai putin stabila. Contin carbonati chiar de la suprafata. Cernoziomurile vertice se formeaza în conditii de stepa, pe roci argiloase cu continut ridicat de argila fina. Orizontul A este molic, structurat, însa tasat, dur. Orizontul B, fiind si el în genere molic are caractere vertice - nuante verzui, structura bulgaroasa mare, fete stralucitoare. Dupa nivelul si continutul carbonatilor cernoziomurile vertice pot fi carbonatice, tipice sau levigale (caracter la nivel de gen). Redzinele se formeaza pe calcare si marne, atît sub influienta asociatiilor ierboase de stepa, cît si de padure. Procesele pedogenetice se produc doar în stratul alterat de la supratata rocilor calcaroase. Profilul solurilor redzinice este tipul fara orizontul de tranzitie B. Orizontul superficial are caracter molic-humificat, structurat, uneori scheletic, suportat de roca. Redzinele se divizeaza în doua subtipuri: levigate si tipice. Vertisolurile se formeaza în conditii de stepa si silvostepa, sub vegetatie ierboasa, pe roci argiloase grele (continut mare de argila fina). Procesele pedogenetice sunt conditionate de proprietatile specifice ale acestor roci, care în stare umeda gonfleaza, iar în stare uscata crapa. Solificarea se produce doar în stratul de la suprafata. Astfel, solul prezinta un strat amestecat, de culoare cenusie închisa, uneori cu nuante verzui, avînd o structura bulgaroasa mare, cu fete de alunecare. Vertisolurile se divizeaza în subtipuri: molic si ocric. Solurile cernoziomoide se formeaza în conditii de stepa si silvostepa, pe terenurile unde periodic sau permanent persista un surplus de umezeala. Pentru profilul acetor soluri este caracteristi orizontul A molic, bine humificat si structurat. Orizontul B are caracter hidric

conditionat de pînza capilara sau nivelul ridicat al apelor freatice. Se divizeaza în doua subtipurilevigate si tipice. Mocirlele se formeaza în arealele cu exces de umiditate. Nivelul apei freatice se afla în profil, ajungînd pîna la suprafata. Solurile sunt mlastinoase, procesele pedogeneze au caracter anaerob. Mocirlele pot fi tipice, gleice si turbice. Solurile turboase se formeaza în conditii permanent anaerobe, cînd ramasitele plantelor hidrofile se descompun prea putin si se conserveaza în sol sub forma de turba. Solurile turboase pot fi de doua feluri: tipice si gleice. Soloneturile se formeaza în conditii de stepa, pe rocile argiloase care contin saruri solubile (NaCl, Na2SO4 etc.). Principalele caractere sunt conditionate de prezenta cationilor de Na care partial înlocuiesc în complexul absorbtiv Ca. Prezenta Na conduce la formarea humatului de Na, care, spre deosebire de humatul de Ca, este mai solubil si mai cafeniu. Structura devine bulgaroasa sau columnara. Profilul solonetului consta din orizontul A cu caracter solodizat-cenusiu deschis, lamellar, columnar. Grosimea profilului este relativ mica (5060 cm). Solonceacurile se formeaza sub influienta apelor fretice mineralizate. Evaporarea apei conduce la acumularea în profil si la suprafata solului a sarurilor solubile. Dupa nivelul apelor freatice se divizeaza în doua - molice si hidrice. Solurile deluviale se formeaza la baza versantilor si în vai pe contul parcelelor neselectate, transportate de torentii de scurgere. Profilul acestor soluri consta din straturi de material solificat ( humificat, structurat) mai mult sau mai putin transformat de procesele pedogenetice actuale locale. Aceste soluri sunt foarte profunde, humificate si bine structurate. În functie de caracterul materialului initial solurile deluviale pot fi molice sau ocrice. Solurile aluviale sunt cele mai tinere si se formeaza în luncile rîurilor pe depunerile aluviale recente. Ele se divizeaza în subtipuri-tipice, hidrice, vertice, si turbice.solurile aluviale pot fi salinizate, solonetizate, si gleizate. Solurile de padure se formeaza în conditii de silvostepa si sub paduri de foioase însotite de un covor ierbos. Se caracterizeaza prin faptul ca stratul de sol are o grosime mica si contine o cantitate mica de humus. Solurile de padure se divizeaza în doua tipuri : cenusii de padure si brune de padure. Solurile cenusii de padure se formeaza sub paduri de stejar, stejar cu artar, sau amestec de tei si frasin. Se evidentiaza doua subtipuri principale: cenusii tipice si cenusii-închise de padure. Profilul lor este bine evidentiat în orizonturi genetice. Grosimea solului variaza de la 40 pîna la 90 cm, carbonatii apar, ca regula, la adîmcimi de 120-150 cm, au o structura glomerularanuciforma. Contin substante în cantitati insuficiente, dar reactioneaza pozitiv la introducerea îngrasamintelor naturale si la cele chimice de azot. Solurile brune de padure se formeaza sub padurile de fagsau de stejar. Au un profil slab diferentiat în orizonturi genetice. Culoarea lor este brun-deschisa uneori roscata, structura

glomelurala, cu o compozitie mecanica usoara. Regimul hidric este suficient. Solurile nu contin carbonati si sunt favorabile pentru plantatiile de pomicole si soiurile de tutun aromat. II. Densitatea solului 1. Determinarea densitatii  sau D (densitatea părţii solide) prin metodele picnometrului Procedeul de determinare a densităţii prin metoda pienometrului urmăreşte determinarea volumului pe care îl ocupă particulele solide dintr-o cantitate de sol cunoscută. Cunoscând volumul total al picnometrului (volumul lichidului cu care se va umple picnometrul) şi volumul aceluiaşi lichid, după ce în picnometru s-a introdus proba de sol, se calculează prin diferenţa volumul lichidului dislocuit, deci volumul probei de sol. Lichidul cel mai des folosit este apa distilată, iar în scopuri speciale, exceptând nisipurile unde înlocuirea apei distilate nu este necesară, se poate folosi un lichid inert (benzen, petrol, toluen, xilen). 2. Densitatea fazei solide a solului Mai poarta denumirea şi de densitate specifica . Ea reprezinta raportul dintre masa (ms) şi volumul fazei solide (Vs), exprimata în g/cm3 m s ρ

s = — V s

Faza solida a solului este alcatuita din constituienţi minerali, organici şi organominerali, care au densitaţi specifice variate;.cele mai mari valori ale densitaţii specifice le au constituienţii minerali.(Tab.nr.1). Faza solidặ a solului este constituita din diferite minerale, care se gasesc in proporţii diferite, asa incat si valorile densitaţii specifice sunt extrem de variate. In acelasi timp, raportul dintre constituienţii fazei solide mai este influenţat şi de gradul de alterare a fazei solide, astfel încât solurile cu vậrste diferite, formate pe acceasi roca,vor avea valori diferite ale densitaţii specifice. Humusul, substanţa specifica solului, contribuie la reducera densitaţii specifice a fazei solide a acestuia, dispunând de o valoare medie de 1,44 g/cm3. Cu cat cantitatea humusului este mai mare, cu atât densitatea fazei solide a solului este mai mica şi invers. Conţinutul şi componenţa humusului din sol sunt influenţate de tipul de solificare, deci putem considera ca densitatea specifica a solului depinde şi de acest proces.

Tabelul nr. 1. Densitatea specifica a constituienţilor prezenţi in sol

Denumire

Densitate, g/cm3

Denumire

Densitate, g/cm3

Cuarţ

2,65-2,66

Caolinit

2,60-2,65

Ortoclaz

2,54-2,58

Halloyasit

2,00-2,20

Microclin

2,54-2,57

Montmorillonit

2,00-2,20

Feldspat

2,54-2,57

Gips

2,31-2,32

Plagioclaz

2,7-2,74

Calcit

2,71-2,72

Muscovit

2,76-3,00

Limonit

3,50-4,00

Biotit

2,70-3,10

In general, densitatea fazei solide a solului variaza între 2,4, pana la 2,8g/cm3, avand valori între 2,5 - 2,6g/cm3, in orizonturile superioare şi în 2,65 - 2,70g/cm3 in orizonturile din profunzime. În cazul podzolurilor şi solurile argilo-iluviale sarace în humus formate pe roci alumosilicatice, densitatea specifica are valori de 2,65-2,70g/cm3, in orizonturile de la suprafaţa şi de 2,75-2,80g/cm3 în orizonturile de la adancime. Solurile formate in zona subtropicala, în general şi humificate, au valoarea densitaţii specifice, pe întreg profilul, cuprinsa între 2,70 2,80g/cm3. Cele mai reduse valori ale densitaţii fazei solide (1,40-1.45g/cm3) sunt prezentate în solurile turboase. 3. Densitatea aparenta a solului Densitatea aparenta a solului reprezinta raportul dintre masa fazei solide (ms) şi volumul total al solului exprimata în g/cm3. ms ρb= —— Vt Solul fiind un corp poros, volumul total al lui este mai mare decât volumul fazei solide (Vt>Vs), situatie care face ca densitatea aparenta sa fie mai mica decât densitatea fazei solide. Valorile densitaţii aparente ale solului sunt influenţate in principal de componenţa granulometrica, conţinutul de materie organica al solului şi de gradul de structurare al solului.

a) Componenţa granulometrica. Valorile densitaţii aparente se reduc pe masura ce creşte conţinutul de argila. La acelaşi continut de argila pe masura ce componenţa granulometrica este mai puţin echilibrata, respectiv pe masura ce creşte conţinutul de praf, sau, mai ales cel, de nisip grosier valorile densitaţii aparente devin mai mari. Se accepta urmatoare scara a valorilor optime a densitaţii aparente a solurilor cu componenţa lor granulometrica:    

Soluri argiloase şi lutoase Soluri luto-nisipoase Soluri nisipo-lutoase Soluri nisipoase

1,00-1,30g/cm3 1,00-1,40g/cm3 1,20-1,45g/cm3 1,25-1,60g/cm3

b) Valorile densitaţii aparente variaza, de asemenea în raport de conţinutul în materie organica a solului, ele avand valori sensibile mai mici, în soluri organo-minerale şi mai ales, în cele organice. În orizonturile organice (turboase, litiera) valoarea densitaţii aparente are valori de 0,2-0,4g/cm3. În solurile subiacente, sarace sau far humus si relative mai compacte, valorile sunt intre 1,401,60g/cm3. Valoarea maxima a densitatii aparente este caracteristica pentru orizonturile gleice ale solurilor inmlastinite, ajungand pana la 1,7-1,9g/cm3, iar in unele cazuri pana la 2g/cm3. c) Un rol important in determinarea valorii densitatii aparente a solului, contribuie la marirea volumului total al porilor din sol. Cu cat gradul de structurare este mai mare, cu atat densitatea aparenta a orizontului este mai mica. Din cele prezentate pana acum, reiese clar ca densitatea aparenta a solurilor creste concomitent cu adancimea. Astfel, in solurile argiloiluviale, orizontul de la suprafata are valoarea densitatii aparente de 1,2-1,4g/cm3, iar orizonturile subiacente, de la adancimile cele mai mari, de 1,6-1,8g/cm. La cernoziomuri, aceste valori sunt de 1,0-1,2g/cm3 si respectiv, de 1,3-1,6g/cm3. Marirea valorii densitatii aparente odata cu cresterea adancimii este determinata, in principal, de scaderea continutului de humus si a gradului de structurare. Concomitent cu marirea adancimii, aranjarea particulelor de sol este mai compacta, situatie datorita si greutatii orizonturilor supradiacente. Pe terenurile egricole, marimea densitatii aparente a solului este influentata pronuntat de agrotehnica. Imediat dupa prelucrarea orizonturilor arabile, valorile densitatii aparente sunt mult mai reduse, comparativ cu orizonturile neprelucrate. In timp, insa, ca rezultat al degradarii structurii solului, valorile densitatii cresc. Se constata ca imediat sub orizontul arabil, apare un strat cu densitate aparenta mare, care poarta denumirea de talpa a plugului sau hardpan.

III.

Textura Solului

1. Componenţa granulometrica Faza solida a solului este formata din particule elementare de diferite marimi. Cantitaţile procentuale cu care aceste particule intra in alcatuirea solului definesc textura solului. Diferenţele care exista între soluri, datorita deosebirilor de textura, sunt surprinse la clasificarea solurilor în specii sau în clase texturale, în funcţie de procentul de nisip, praf şi argila. Determinarea procentuala a particulelor de nisip, praf si argila se face sub raport textural, se face indirect prin apreciera unor anumite proprietaţi fizice. În funcţie de diametrul fragmentelor compomentei solide s-au elaborat diverse clasificari a particulelor elementare în fractiuni ale acestora. Cele mai cunoscute sunt clasificarea Kacinski şi clasificarea Atterbarg, ultima utilizata şi de Asociatia Interntionala pentru Stiinta Solului. Exprimarea alcatuirii granulometrice a unui sol se face grafic sau tabelar, utilizând clasele texturale, definite prin conţinuturile procentuale şi raporturile dintre particulele componentei solide. În prezent nu exista un sistem de clase texturale unic. În Romania, Institutul de Certatari pentru Pedologie si Agrochimie a elaborate o clasificare a solurilor dupa textura (dupa pamantul fin), care cuprinde 3 grupe de clase, 6 clase şi subclase texturale (tab.nr 3¬). Pentru încadrarea cât mai exacta şi o apreciere corecta a solurilor sub aspect textural se folosesc numeroase modele de reprezentare grafica. Cel mai des utilizat este cel al reprezentarii fracţiunilor granulometrice prin diagrame triunghiulare (echilaterale sau dreptunghiulare), pe baza celor trei fracţiuni de baza: nisip, praf, argila redate procentual pe cele trei laturi. Întrucat aceste trei fractiuni nu au acceaşi valoare specifica în determinarea însuşirilor solului, triunghiul texturii se împarte într-o serie de compartimente conform unor criterii proprii. În determinarea texturii solului se mai folosesc şi alte procedee, care se aplica în special la solurile cu o textura grea. Acestea se refera la taierea solului umed cu o lama de cuţit şi încercare de a lustrui solul uscat cu unghia. Cand solul umed, tait cu o lama de cuţit, formeaza o suprafata lucie ca oglinda, este argilos; când nu formeaza aceasta suprafaţa lucie, decat în mica masura, este luto-argilos, iar când nu formeaza suprefeţe lucii şi produce un sunet caracteristic frecarii graunţelor de nisip, solul este lutos. Prin lustruirea cu unghia a agregatelor în stare uscata, când se obţine o suprafata perfect lucie, solul este argilos, iar când suprafaţa respectiva este numai parţial lucie, solul are textura luto-argiloasa.La apreciera texturii mai servesc şi alte observaţii, facute la suprafaţa solului sau în profil. Trebuie menţionata, astfel, prezenţa crapaturilor, care sunt cu atât mai largi şi mai adânci, cu cat solul este mai argilos. Uneori solurile argiloase formeaza la suprafaţa o crusta, care crapaîin placi şi are tendinţa de a se îndoi catre margini.

Tabelul nr. 3. Clasificarea solurilor in functie de continutul de schelet Categoria de sol

Conţinutul de schelet, %

Foarte slab scheletic

10

Slab scheletic

10-15

Semischeletic

25-50

Scheletic

50-75

Excesiv scheletic

75

2. Determinarea texturii Se face pentru fiecare orizont în parte. Specia texturala de sol se stabileşte, de obicei, dupa textura orizontului A, care este cel mai important din punct de vedere agricol. În cazul cand textura orizontului A este mult modificata prin procesul pedogenetic (la podzoluri, soloneturi ş.a.), specia texturala se stabileşte pe baza texturii orizontului A şi a rocii parentale. Determinarea texturii în teren este însoţita şi de observaţii referitoare la scheletul solului (pietriş, pietre sau bolovani), daca acestea exista. Conţinutul de schelet se apreciaza procentual dupa cantitatea de material scos din profil sau dupa suprafaţa pe care o ocupa în pereţii profilului, notandu-se marimea şi forma fragmentelor, natura mineralogical şi gadul de alterare.

IV.

Porozitatea

1. Porozitatea sau spatial lacunar al solului Starea de asezare a particulelor solide ale solului se poate exprima nu numai prin densitatea aparenta sau volumul specific, ci si prin porozitatea totala, care este volumul total al porilor exprimat in procente din unitatea de volum a solului:

PT 

Vp DA  100  (1  )  100  48,07% Vt D

Unde:     

PT este porozitatea totala (%) Vp – volumul porilor (cm³); Vs – volumul partii solide a solului (cm³); D – densitatea solului (g/cm³) DA – densitatea aparenta a solului (g/cm³).

Porozitatea totala este un indice al volumului relativ al porilor solului.Valoarea sa este in general 30-60%. Solurile cu textura grosiera tind sa fie mai putin poroase decat cele cu textura fina, desi marimea medie a porilor individuali este mai mare in primele, decat in ultimele. In solurile argiloase, porozitatea este foarte variabila, dupa cum solul se umfla, se contracta, se agrega, se disperseaza, se compacteaza sau se crapa. Porozitatea totala a unui sol poate fi apreciata utilizand clasele de valori prezentate in tabelul urmator : Tabelul nr. 4. Clase de valori ale porozitatii totale Valorile (%) pentru soluri minerale cu textura: Denumirea

Extrem

Nisipoasa Nisipo-

de >53

Luto-

Lutoasa

Luto-

Argiloasa

argiloasa

nisipoasa

argiloasa

>55

>56

>58

>61

>65

mare Foarte mare

49-53

51-55

52-56

54-58

57-61

61-65

Mare

44-48

46-50

47-51

49-53

52-56

56-60

Mijlocie

39-43

41-45

42-46

44-48

47-51

51-55

Mica

34-38

36-40

37-41

39-43

42-46

46-50

Foarte mica

<34

<36

<37

<39

<42

<46

Valorile porozitatii totale depind de aceeasi factori care determina si valorile densitatii si ale densitatii aparente. In solurile minerale cele mai raspandite, unde densitatea este foarte putin variabila, porozitatea totala va depinde numai de densitatea aparenta. Valorile porozitatii totale cresc simtitor pe masura ce creste continutul de materie organica. Ele sunt de ordinul a 60-70% in solurile organo-minerale (soluri de sere sau pajisti din zonele umede) si pot ajunge la peste 80% in turbe. Valorile asemanatoare se intalnesc in solurile cu materiale silicatice amorfe.

Porozitatea totala da indicatii importante in legatura cu multe insusiri ale solului. Valori mari ale ei indica o capacitate ridicata de retinere a apei, permeabilitate mare si aeratie buna, dar uneori valori reduse ale portantei. O alta forma de exprimare a porozitatii este aceea de a raporta volumul partii solide a solului, inicator denumit cifra porilor:

e

Vp Vs

unde: 

e = cifra porilor;



Vp – volumul porilor (cm³);



Vs – volumul partii solide (cm³).

Transformarea porozitatii totale in cifra porilor si invers se poate face cu formulele:

e

PT  0.93 100  PT

PT 

e  100 1 e

unde: 

simbolurile au semnificatiile din formulele anterioare.

Cifra porilor este indicele preferat in general in ingineria solului si in mecanica solului, in timp ce porozitatea solului este un indice preferat in fizica solurilor agricole. In general, “e” variaza intre 0,3 si 2. 2. Porozitatea drenanta, utila si inactiva O clasificare ceva mai detaliata distinge trei categorii de porozitate porozitatea dernanta, constituita din porii mari avand diametrul peste (diametrul de se foloseste pentru solurile cu textura grosiera, iar cel de pentru solurile cu textura mijlocie si fina) si care este ocupata de apa

in exces sau de aer; porozitatea utila constituita din porii cu dimensiuni mijlocii avand diametrul intre 0,2 si , in care se retine fie apa mobila, fie aer, porozitatea inactiva, sub diametru al porilor, reprezinta porii cei mai mici in care se retine apa inaccesibila plantelor, putin mobila, care numai rareori se pierde din sol. Cele trei componente ale porozitatii totale pot fi calculate, in absenta curbei de suctiune, folosind indicii hidrofizici care corespun, cu o anumita aproximatie, unor valori date ale suctiunii. Formulele de calcul folosite sunt: 

PD = PT – CC · DA = 16%



PU = (CC – CO) · DA = CU · DA = 12,64%



PI = CO · DA = 19,43%



PD este porozitatea drenanta (%);



PU – porozitatea utila (%);



PI – porozitatea inactiva (%);



PT – porozitatea totala (%);



CC – capacitatea de camp (%);



CO – coeficientul de ofilire (%);



CU – capacitatea de apa utila (%);



DA – densitatea aparenta (g/cm³).

Unde:

Porozitatea drenanta constituie un indice important pentru aprecierea solurilor cu exces de umiditate, adica a permeabilitatii acestora pentru instalarea si functionarea eficienta a drenurilor tubulare. Interpretarea valorilor porozitatii drenante se face conform tabelului:

Tabelul nr. 3. Clase de valori ale porozitatii drenante Denumire

Valori (%)

Extrem de mica

<6

Foarte mica

6 – 10

Mica

11 – 15

Mijlocie

16 – 22

Mare

23 – 30

Foarte mare

> 30

Apropiata de porozitatea drenanta este notiunea de porozitate de aeratie. Ea se defineste drept volumul de pori ramasi fara apa (deci ocupati cu aer) in situatia in care umiditatea solului este egala cu capacitatea de apa freatica ( in soluri cu adancime redusa a apei freatice) sau cu capacitatea capilara de discontinuitate texturala ( in soluri cu apa freatica suficient de adanca, dar cu profil textural neomogen). Se poate scrie: 

PA = PT – (CCPF sau CCPD) · DA



PA este porozitatea de aeratie (%);



PT-porozitatea totala (%);



CCPF – capacitatea capilara de apa freatica (%);



CCPD – capacitatea de apa capilara de discontinuitate texturala (%);



DA – densitatea aparenta (g/cm³).

Unde:

In solurile neafectate de prezenta apei sau a discontinuitatilor texturale pe profil, cele doua notiuni sunt de fapt identice. In caz contrar, porozitatea de aeratie este mai mica decat porozitatea drenanta.

In unele lucrari de specialitate porozitatea se mai identifica si in capilara si necapilara. Cu aproximatie, porozitatea capilara poate fi asimilata sumei porozitatii inactive si utile, adica porilor cu diametrul 10-30µ, iar porozitatea necapilara cu porozitatea drenanta, deci cu porii mai mari de 10-30µ diametru situata deasupra nivelului capacitatii de camp. In cazul solurilor structurale, legat de porozitate se distinge: porozitatea elementelor structurale si porozitatea dintre elementele structurale. Unele determinari arata ca la valori ale porozitatii totale situate intre 40% si 50%, porozitatea agregatelor reprezinta de regula 35-40% (adica 80-85% din total), iar porozitatea dintre agregate reprezinta 5-10% (adica 15-20% din total). O alta problema in legatura cu porozitatea este aceea a continuitatii porilor. In lipsa unei continuitati a porilor, circulatia apei si a aerului in sol este relativ redusa, chiar daca valoarea porozitatii totale este mare.

V.

Structura Solului

1. Structura solului, originea si însemnatatea Particulele elementare de origine minerala, organica şi organo-minerala, dispun de capacitatea de a se asocia (mai ales cele care au diametrul mai mic de 0,005mm). În acest mod se organizeaza noi formaţiuni, mai complexe, deosebite între ele dupa marimea şi forma, care poarta denumirea de agregate structurale. Structura solului este definita ca fiind stare de grupare a particulelor elementare în agregate sau fragmente de diferite forme si marimi. C.D.Chiriţa (1955), N.A.Kacinski (1965), A.D.Voronin (1984) au grupat procesele de asociere a partculelor în trei categorii distincte şi anume: a) Coagularea coloizilor se produce sub influenţa forţelor electrostatice, de la suprafaţa particulelor coloidale şi implica procese legate de adsorbţia moleculelor de apa şi a cationilor schimbabili, pe aceste suprafeţe. Datorita compoziţiei complexului absorbativ, rolul principal în coagularea coloizilor şi a structurặrii solului revine cationilor de calciu, iar în cazul solurilor acide, hidrogenului şi cationilor

trivalenţi, în timp ce prezenţa cationilor de sodiu este principalul factor care cauzeaza peptizarea coloizilor şi degradarea structurii. b) Procesele de aglutinare-cimentare, constau dupa I.N.Antipov-Karataev (1948), din formarea legturilor între particulele grosiere ale solului prin intermediul coloizilor organici, minerali, etc. W.Emerson (1959), A.D.Veronin (1948, 1986), V.I.Osipov (1989), au pus în evidenţa urmatoarele tipuri de legaturi posibile: cuarţ – materie organica –cuarţ; cuarţ – materie organica -argila; argila –materie organica – argila; argila – argila. A.D.Veronin (1984, 1986) considera ca mecanismele care creeaza aceste legaturi acţioneaza prin orientarea particulelor de argila la suprafaţa graunţilor de nisip, prin forţe capilare, procese de deshidratare, forţe electrostatice, forţele Van der Waals etc. Un rol important, în formarea agregatelor structurale revine carbonatului de calciu şi produselor hidrolizei compuşilor de fier. c) Legarea particulelor componente ale elementelor structurale prin tasare şi alte procese mecanice este cel mai bine cunoscuta, în parte şi, datorita faptului ca se preteaza la tehnicile de modelare. În principal, aceste procese sunt determinate de alternanţele de îngheţ, umezire şi uscare şi de acţiunea directa a radacinelor şi ramelor. Procesele de umezire-uscare au intensitaţi diferite şi se manifesta în toate condiţiile fizicogeografice. A. Canarache (1990) distinge doua mecanisme de acţiune a alternantei umezire-uscare. Primul, consta in marunţirea masei solului sau a elementelor structurale brute, ca urmare a patrunderii bruste a apei în porii acestora şi comprimarii aerului din interiorul lor. Are loc un fel de explozie a elementelor structurale. Acelaşi efect asupra structurii solului, îl are şi mecanismul alternanţei îngheţdezgheţ. N.A.Kacinski (1965) şi I.B.Revut (1978) susţin, ca structurarea solului este maxima atunci, când umiditatea lui corespunde valorii de 50-60% din capacitatea pentru apa în camp. Acţiunea îngheţului şi dezgheţului este considerata de mulţi autori, ca fiind principalul factor de refacere, în timpul iernii, a structurii degradate în perioada de vegetaţie anterioara şi de reducere a tasarii excesive a solului pe terenurile agricole. În consecinţa, putem considera ca alternanţele îngheţ-dezgheţ şi umezire-uscare determina "autoafanarea" sau autostructurarea şi asigura o stare fizica favorabila solului la ieşirea din iarna.

Un rol important, în formarea structurii solului, îl au organismele vii, atat cele superioare, cat şi cele inferioare. Plantele superioare influenţeaza procesul de structurare prin intermediul sistemului radicular. Mecanismul acestui proces este extrem de divers. I.F.Ghelter (1945) considera ca structurarea rezulta în urma cimentarii particulelor fine sub influenţa substantelor organice care rezulta în urma activitaţii vitale a microorganismelor, care traiesc pe radacinile plantelor sau în apropierea lor. A.C.Black (1969) sustine ca radacinile plantelor exercita efecte de agregare prin diverse secreţii aglutinante, prin substanţe coloidale rezultate în urma humificarii lor şi prin schumbarile de umiditate, datorita consumului de apa. Radacinile plantelor mari au şi o acţiune mecanica pe parcursul dezvoltarii lor. Acestea separa materialul solului în fragmente mici şi apasând asupra lor, contribuie la aderarea reciproca tot mai puternica a acestora. Sistemul radicular determina modificari de volum ale solului şi prin sucţiunea apei. Un rol important în structura solului îl au şi râmele, cât şi alţi reprezentanţi ai faunei tericole, care atât la suprafaţa, cât şi în canalele acestuia, depun excreţii marunte, de forma unor agregate structurale. Microorganismele (bacterii, ciuperci) prin intermediul organelor filamentoase sau a substanţelor bituminoase care rezulta în timpul descompunerii materiei organice, cimenteaza fracţiunile granulometrice din sol, formând agregatele structurale. Totodata, bacteriile prin sinteza diferitelor substanţe lipicioase de tipul polizaharidelor, favorizeaza cimentarea particulelor de sol, formând agragate structurale. Procesul de structurare mai este influenâţat şi de alţi factori legaţi de particularitaţile pedogenezei. Printre acestea amintim: cantitatea de argila, compoziţia mineralogica a fracţiunii fin dispersate, conţinutul şi compoziţia humusului. Alaturi de compuşii menţionaţi, în procesul structurarii solului mai contribuie şi hidroxizii de fier şi aluminiu, aflaţi în stare coloidala. Aceşti compuşi au rol de ciment de legatura în formarea agregatelor structurale stabile. Pe parcursul alterarii silicaţilor primari, se formeaza, în afara de

argila, şi hidroxizi de fier, care îmbraca cu o pelicula puternic aderenţa mineralelor argiloase. Peliculele coloidale de hidroxizi, în reacţie cu acizii humici formând, în acest fel, peliculele de gel de tipul compuşilor complecsi ferihumici şi aluminohumici. Trebuie aratat ca legatura dintre aceste pelicule şi mineralele argiloase nu este de natura chimica, ea fiind formata prin intermediul ionului de hidrogen. Astfel, prezenţa concomitenta a hidroxizilor ferici şi a acizilor humici, contribuie la formarea structurii glomerulare stabile. Diversitatea factorilor şi condiţiilor care determina structurarea solului determina şi diversitatea agregatelor, atât dupa marime, cât şi dupa forma. În funcţie de dimensiunile agregatelor structurale se deosebesc urmatoarele grupe: a) megastuctura (agregate structurale cu diametrul mai mare de 10mm); b) mezostructura (agregate structurale cu diametrul cuprins între 10,0-0,25mm); c) microstructura (agregate sructurale cu diametrul mai mic de 0,25mm). În general, tipurile de structura se împart în genuri în funcţie de caracterele feţelor şi muchiilor agregatelor structurale şi în specii, în funcţie de dimensiunile agregatelor. Procesele de solificare sunt însotite de formarea unor anumite genuri de specii de structura. 2. Rolul structurii in crearea fertilitaţii solului

Structura solului are o însemnatate deosebita în fertilitatea solului. Solurile structurate prezinta urmatoarele particularitaţi: 

afânarea buna, ceea ce asigura germinarea semintelor, patrunderea mai uşoara în sol a radacinilor şi o rezistenţa mica la lucrarile solului;



patrunderea uşoara a apei în sol şi reţinerea acesteia prin mişcarea evapotranspiraţiei, care asigura un regim hidric favorabil dezvoltarii plantelor;



patrunderea uşoara a aerului în sol şi schimbul acestuia cu aerul atmosferic, care asigura un regim al aerului în sol favorabil dezvoltarii plantelor.

Cele mai bune agregate pentru fertilitatea solului sunt cele graunţoase şi bulgaroase, cu diametrul cuprins între 5,00-0,25 mm. În solurile care au asemenea structura, apa şi aerul nu se gasesc în stare de antagonism, deoarece apa este înmagazinata în porii capilari ai agregatelor, iar aerul in jurul acestora, în spaţiile necapilare. În aceste soluri se produc concomitant procese aerobe şi anaerobe de descompunere a materiei organice. La suprafaţa agregatelor domina procesele aerobe, iar în interiorul acestora, cele anaerobe. Plantele pot gasi pe suprafeţele agregatelor, combinaţii chimice finite necesare pentru nutriţie, iar în interior, procesul de descompunere decurgand mai încet, sunt condiţii de pastrare a rezervei de substanţe nutritive. Asemenea condiţii sunt prezente în cernoziomuri. Pe masura scaderii dimensiunilor elementelor macrostructurale, porozitatea totala scade, capacitatea de reţinere a apei creşte, iar capacitatea de aer scade pana la 10%, atingând limite sub care culturile încep sa sufere. În acelasi timp, scade viteza de infiltraţie şi creşte evaporaţia apei la suprafaţa solului. Solulul nestructurat se caracterizeaza prin prezenta numai a porilor capilari si nu permite, decat cu mare greutate, patrunderea apei, care se pierde foarte repede prin evaporare. Are, ca urmare, un grad sporit de aeratie. Datorita acestei situatii, procesele de descompunere ale resturilor vegetale sunt aerobe si rezulta cantitati mari de substante nutritive, care insa datorita lipsei de umiditate, nu pot fi folosite de catre plante. Distrugerea prin eroziune superficiala a orizontului structurat, necesita o viteza si o energie a apei mult mai mare, comparative cu orizontul nestructurat. Putem concluziona ca rolul ecologic al structurii solului este extrem de mare. In consecinta, este necesar ca solul sa pastreze in mod permanent o stare de structurare. In etapa actuala, cand solul este puternic afectat de lucrarile agricole, se face simtita o actiune continua de degradare a structurii. Procesul de degradare a structurii solului este determinat de mai multi factori si anume: a) de utilizarea intensa a terenurilor in agricultura; Introducerea terenurilor in circuitul agricol este insotita de distrugerea covorului vegetal natural, care prin sistemul lui radicular contribuie la structurarea masei de sol. Concomitent, se reduce activitatea faunei din sol si in primul rand, a rozatoarelor;

b) de influenta picaturilor de ploaie; Sub influenta acestora, structura solului se poate distuge prin actiune mecanica, iar procesul de destructurare este insotit de o pulverizare partiala si de distrugere peliculei fin coloidale, in special a celei humicede pe suprafata perticulelor, slabindu-se in acest fel stabilitatea structurii. Distugerea structurii se datoreza si actiunii chimice si fizico-chimice a apei provenita din precipitatiile atmosferice. Aceasta actiune se manifeta prin procesele de dizolvare si hidroliza, in urma carora cationii schimbabili alcalino-pamantosi din complexul absorbativ sunt inlocuiti cu cei de H+ si NH4+, producandu-se peptizarea micelelor coloidale. Un rol important revine sarurilor de amoniu care ajung in sol prin intermediul precipitatiilor atmosferice si care inlocuiesc cationii de Ca2+ din comlpexul absorbativ cu ionul de amoniu. Introducere terenurilor in circuitul agricol este insotit de reducere cantitatii de resturi vegetale care servesc ca sursa de energie pentru componentul viu al solului si formarea humusului. Totodata, acestea duc in cele din urma la reducerea rezervelor de humus, care au un rol important in formarea structurii. Ca urmare, are loc si reducerea gradului de structurare a solului.

VI.

Proprietaţile fizico – mecanice

Din punct de vedere fizic, solul prezinta o serie de insusiri fizico – mecanice, dintre care importanta mai mare o prezinta plasticitatea, adezivitatea, rezistenta la penetrare si prelucrare, variatia de volum etc. 1. Plasticitatea Prin plasticitatea solului se intelege proprietatea lui, in stare umeda, sub influenta unei forte exterioare, de a lua o forma geometrica, pe care o mentine dupa inlaturarea acestei forte. Solul manifesta aceasta insusire numai in stare umeda. Solul uscat nu este plastic. Solul prea umed nu dispune de aceasta insusire, intrucat plasticitatea se manifesta la anumite grade de umiditate. Indicii cantitativi ai plasticitatii sunt: limita inferioara de plasticitate(Lf), limita superioara de plasticitate (Ll) si indicele de plasticitate (I). Limita inferioara de plasticitate este data de gradul de umiditate care delimiteaza starea de consistenta friabila fata de cea plastica. Limita superioara de plasticitate este data de gradul de umiditate care delimiteaza starea de consistenta plastica fata de cea de scurgere.

Diferenta dintre procentul de apa corespunzator limitei superioare si inferioare reprezinta indicele de plasticitate. Cu cat acest indice este mai mare, cu atat si plasticitatea este mai mare. Plasticitatea este caracteristica practice tuturor solurilor, valoarea ei fiind diferita de la un sol la altul. Prin urmare, plasticitatea depinde de componenta granulometrica si anume cu cat este ea mai fina, cu atat este mai mare cantitatea de particule fin dispersate cu grad sporit de hidroflitate si se creeaza conditii pentru interactiunea lor prin intermediul mantalei de apa si formarea unui corp plastic. In cadrul aceleasi componente granulometrice, plasticitatea este influentata de compozitia minerologica a fractiunilor fin dispersate si de compozitia cationilor retinuti. Solurile in care predomina montmorillonitul, prezent in componenta fractiunei fin dispersate, dispun de plasticitate mai mare comparativ cu cele illitice si mult mai mare, comparative cu cele caolinice, deoarece montmorillonitul dispune de cel mai mare grad de hidratare, iar caolinitul de cel mai mic. Solurile illitice ocupa o pozitie intermediara. Asemanator

este si mecanismul influentei compozitiei cationilor retinuti, asupra

plasticitatii. Cationii puternic hidratati (Li+, Na+, NH4+, K+) determina valori mai mari ale indicelui de plasticitate, iar cationii slab hidratati (Ca+) pe celor mai reduse. Prezenta sarurilor in solutia solului, dupa cum se stie, reduce grosimea stratului difuz a coloizilor si deci, micsoreza indicele de plasticitate. Astfel, indicii de plasticitate ne dau indicatii despre gradul de hidrofilitate al fractiunilor fin dispersate, care poate fi calculate utilizand relatia Kn = Wl/Mc, Unde: 

Kn = gradul de hidrofilitate



Wl = gradul de umiditate corespunzator limitei superioare de plasticitate (%);



Mc = continutul de argila (< 0.001 mm) in sol (%);

2. Aderenta solului Aderenta solului reprezinta proprietatea acestuia de a se lipi de suprafata uneltelor si organelor masinilor de lucrat solurile. Cantitativ, este data de forta necesara de a desprinde o placa de metal de pe suprafata solulurilor si este exprimata in g/cm2 sau n/cm2. Aderenta se manifesta

numai in solurile umede si se datoreste fortelor de atractie reciproce ale moleculelor de pe suprafata de contact (forte Van der Walls). Fortele de adeziune actioneaza la maximum in cazul in care de pe suprafata particulelor de sol care se lipesc, este inlaturat aerul, fiind inlocuit cu molecule de apa. Indicele de apreciere a aderentei este limita de aderenta. Se deosebesc: limita inferioara de aderenta, limita superioara de aderenta si umiditatea de aderenta maximala. Aderenta solului este influentata de mai multi factori, rolul principal revenind umiditatii, componentei mineralogice, componentei granulometrice, cationilor retinuti in complexul absorbativ, etc. La acelasi nivel de umiditate, aderenta inregistreaza o tendinta de crestere pe masura ce creste continutul de argila in sol, ceea ce confirma punctual de vedere, ca mecanismul aderentei se datoreste fortelor de adeziune a peliculei de apa absorbita de particulele coloidale ale solului. Aderenta este influentata direct si de componenta mineralogica a fractiunii fin dispersate, care determina cantitatea de apa fizic legata. Spre exemplu, aderenta smectitelor, la acelasi grade de dispersare, depaseste aderenta hidromicelor de doua ori, iar a caolinului de sase ori. Fiind substante puternic hidrofile, coloizii organici contribuie si ei la marirea gradului de aderenta a solurilor. Influenta cationilor retinuti este determinate de capacitatea lor de a cauza dispersarea coloizilor solului si ca urmare, prin efectul de aderenta, ei pot fi aranjati in urmatoarea ordine: Na+ > NH4+ > K+ > Mg2+ > H+ > Fe3+ >Al3+ 3. Gonflarea si contractia Umezirea si uscarea unei probe de sol sunt, de regula insotite de unele modificari ale volumului probei. Cresterile in volum datorita umezirii reprezinta fenomenul e gonflare (umflare), iar descresterile datorate uscarii, constituie contractia. Fenomenul isi are explicatia in instalarea unor procese complexe fizico-chimice de interactiune, intre particulele coloidale ale solului si moleculele de apa. Gonflarea se produce datorita hidratarii particulelor colidale si a cationilor absorbiti, moleculele de apa patrunse intre particule, producand marirea volumului. Contractia solului reprezinta micsorarea volumului acestuia, sub o anumita limita a apei continute. In acest fel, contractia este un fenomen invers gonflarii.

La baza instalarii procesului de gonflare, se gaseste capacitatea constituientilor solului de a absorbi apa si de a forma mantale de apa hidratata in jurul particulelor elementare de sol. Cu cat este mai mare suprafata interna a masei de sol, cu atat este mai mare capacitatea particulelor elementare de a retine apa si mai mare grosimea mantalei de apa hidratata, fapt care mareste capacitatea de gonflarea a solului. Astfel, marimea schimbarilor de volum prin umezire si uscare, depinde, in primul rand, de continutul de argila din sol, de gradul sau de hidrofilitate, dar si de starea fizica a acestuia. Ca urmare, ca si alte insusiri fizico-mecanice, gonflarea si contractia mai depend si de natura mineralogica a argilei si de felul cationilor retinuti. Schimbarile de volum sunt sensibil mai intense, la argilele smectitice si in prezenta cationilor metalici monovalenti. Saturarea complexului absorbativ cu cationi bi- si trivalenti contribuie la reducerea gradului de gonflare si contractie. In paralel, se amelioreaza si alte insusiri fizice ale solului. Schimbarile de volum mai sunt influentate si de continutul de saruri din solutia solului. Sporirea cantitatii de electroliti contribuie la coagularea coloizilor si la reducerea gonflarii. Levigarea sarurilor, din contra, contribuie la dispersarea solului si sporeste capacitatea lui de gonflare. Substantele organice, in actiunea lor asupra schimbarilor de volum, au un rol dublu. Dupa cum se stie, acizii humici sunt substante puternic hidrofile si ca urmare, potential, acesti compusi sunt puternic gonflatori. Practic, insa, aceasta se infaptuieste numai in cazul daca acizii humici sunt saturati cu sodiu. In alte conditii, cand acizii formeaza compusi cu cationi bi si trivalenti, substantele humice imbraca particulele elementare cu un strat subtire, incat impiedica patrunderea apei in spatiul interstratar si in consecinta, gonflarea se reduce. Anizotropia verticala a fenomenelor de gonflare si contractie se manifesta puternic in solurile cu profil eluvial – iluvial diferentiat. Orizontul eluvial (E) saracit in constituientii coloidali puternic gonflatori se caracterizeaza prin intervale mai reduse de gonflare si contractie, comparative cu cel iluvial (Bt), imbogatit cu astfel de compusi. Tensiunile cu valori diferite care se manifesta in aceste orizonturi, determina formarea in orizontul eluvial a unei structuri specifice pe care o putem denumi poloiedrica, iar in orizontul iluvial a unei structuri columnar-prismatice. Schimbarile de volum in plan vertical conduc la modificari periodice ale nivelului suprafetei solului, care se inalta in perioadele umede si coboara in cele uscate. In conditii de irigare, datorita variabilitatii componentei granulometrice in spatiu, apa se distribuie neomogen, ceea ce complica

si mai puternic anizotropia, atat in plan vertical cat si orizontal si creeaza premise pentru dezvoltarea unui invelis complex de soluri. Gonflarea si contractia, prezinta importanta practica in agricultura. Crapaturile altereaza puternic regimul aero-hidric al solului. Ele joaca, in parte, un rol pozitiv, permitand patrunderea in adancimea profilului de sol a aerului, dar in mai mare masura, au un rol negativ prin favorizarea pierderii prin evaporatie a apei din sol. 4. Rezistenta la penetrare Rezistenta la penetrare este capacitatea solului in stare naturala de a se opune comprimarii si penetrarii. Rezistenta la penetrare se determina cu penetrometrul si se exprima in kg/cm2. Rezistenta la penetrare este exprimata prim marimea sarcinii care trebuie aplicata penetrometrului pentru a produce patrundera in sol. Cercetarile au aratat ca marimea acestei sarcini este foarte variata, in functie de mai multe insusiri ale solului. Rezinstenta la penetrare este direct proportionala cu gradul de tasare a solurilor. Cu cat gradul de tasare a solurilor este mai mare, cu atat si rezistenta la penetrare este mai mare. La acelasi nivel de tasare a solului, rolul principal revine umiditatii. Intre rezistenta la penetrare si gradul de umiditate se stabileste o dependenta invers proportionala si anume, cu cat umiditatea este mai mare, cu cat rezistenta la penetrare este mai mica. Intre componenta granulometrica si rezistenta la penetrare se stabileste o dependenta direct proportionala si anume, cu cat componenta granulometrica este mai fina, cu atat rezistenta la penetrare este mai mare. Totodata, la aceeasi componenta granulometrica rezistenta la penetrare variaza in dependenta de gradul de umiditate. Argilele grele, in stare uscata, manifesta o rezistenta la comprimare de circa 150-180 kg/cm2. Solurile bine structurate au o rezistenta la penetrare mai mica decat solurile nestructurate. Rezistenta la penetrare este influentata direct si de componenta cationii retinuti. Cernoziomurile saturate cu cationi bivalenti au o rezistenta la penetrare de 10-15 ori mai mica decat soloneturile. Invers proportionala, este dependenta dintre rezistenta la penetrare si continutul de humus. Solurile cu continut sporit de humus au o rezistenta la penetrare mai mica, comparative cu solurile care au un continut redus de humus.

Solurile arabile au in partea superioara a profilului un orizont cu valori mari ale rezistentei la penetrare, numit hardpan. Variabilitatea in timp a rezistentei la penetrare este cauzata de variabilitatea in timp a gradului de umiditate a solului. Ca urmare, rezistenta la penetrare este supusa alternantelor sezoniere ale umidității.

Bibliografie: 1. http://www.creeaza.com/referate/geografie/geologie/Proprietati-fizice-alesolului962.php 2. http://www.scrigroup.com/geografie/geologie/CARACTERISTICILEFIZICOMECANIC15993.php 3. http://www.scritub.com/geografie/geologie/Proprietatile-solului34316.php 4. http://factori.soilscience.ro/index.php/fspdzt/article/viewFile/328/252 5. http://www.uaiasi.ro/PN_2/MOLDOTECH/fisiere/Raport_stiintific_I_2008. pdf 6. http://www.rmgc.ro/Content/uploads/uploads_eia/impactulpotential/solul/04.4-Solul.pdf 7. http://old.unitbv.ro/Portals/31/Sustineri%20de%20doctorat/Rezumate2014/ OrmenisanAlexe.pdf