L’ambient a la superfície terrestre, avui
La biosfera que veiem, la biosfera del present, és el resultat d’un llarguíssim procés, tal com mostren els capítols anteriors. Resultat que es manifesta i s’organitza, però, depenent de les condicions ambientals actuals. La història, en efecte, permet de comprendre el passat, però no explica el present. El present és el resultat de combinar les peces heretades del passat d’acord amb les possibilitats permeses per les condicions d’avui dia.
No és possible tenir una percepció mínimament correcta de la biosfera actual sense considerar els processos que han anat configurant la superfície de l’atmosfera terrestre, que han contribuït a l’actual composició d’una atmosfera oxigenada (21% d’oxigen, 78% de nitrogen, com a components bàsics) apta per al manteniment de la vida o sense tenir en compte el devessall d’esdeveniments, més fascinants encara, que han permès l’organització de la vida sota la forma de les espècies existents avui. És per això que ens hem entretingut en aquestes consideracions prèvies. Això no obstant, la percepció del nostre present, l’única immediata i realment evident de que disposem, no queda pas limitada a les idees esquemàtiques, i sovint inductives o deductives, a que es redueix la del passat. La biosfera del present viu al nostre voltant, diversificada i efervescent; nosaltres mateixos en fem part i intervenim —i no pas poc— en els processos que hi tenen lloc. Una descripció sumària, baldament obviï detalls, exigeix una consideració prolixa de factors i elements. De fet, aquest és l’objectiu d’aquesta obra.
El clima sobretot, i també el sòl, condicionen més que cap altre factor la disposició i el funcionament de les diferents peces de la biosfera, dibuixant la distribució territorial dels diferents biomes. D’un temps ençà l’espècie humana també hi ha assumit un paper organitzador —o desorganitzador, segons com es miri— molt considerable, ja que la seva intervenció en els diferents biomes on s’ha assentat sempre ha deixat empremta. Com a resultat de tot plegat, tenim la biosfera que tenim.
Els factors climàtics
La Terra gira al llarg de l’any al voltant del Sol dibuixant una trajectòria, la intersecció de la qual amb el pla en què es troba el Sol s’anomena pla de l’eclíptica. Quan fa el moviment de retació, la Terra es troba inclinada, aquesta inclinació és la que determina les estacions, ja que els raigs solars no incideixen sobre la superfície del planeta amb la mateixa inclinació.
Editrònica, a partir de fonts diverses
La distribució dels climes es relaciona amb els moviments de rotació i translació que el planeta duu a terme. La rotació determina l’alternança de dies i nits, mentre que la translació dóna lloc a diferencies importants quant a l’energia solar rebuda per unitat de superfície, no pas perquè la distancia entre la Terra i el Sol canviï significativament al llarg de l’any, sinó a causa de la inclinació de l’eix de rotació del planeta amb relació al pla que conté la seva òrbita al voltant del Sol.
Els principals factors que determinen el clima depenen molt de la latitud; no obstant això, altres paràmetres, com el grau de continentalitat o l’al-titud, tendeixen a matisar-los. Cada zona del planeta presenta, doncs, una combinació de variables climàtiques que depèn, bàsicament, de la seva situació.
Les variables climàtiques
El clima és un condicionant essencial dels paisatges de la biosfera, sobretot en les parts emergides, o sigui, en el cas dels ecosistemes terrestres. El climaactua com un tot, però pot ser descompost en factors per tal d’analitzar la influència de cadascun. Els factors climàtics més importants són la temperatura, la humitat i la pressió atmosfèrica, tot i que el darrer només té influència sobre els paisatges com a factor que condiciona la distribució dels dos primers.
La radiació i la temperatura
La radiació solar travessa l’aire sense escalfar-lo i incideix sobre la superfície de la Terra. Aquesta s’escalfa i, com a conseqüència, emet radiació d’ona llarga i alhora cedeix calor per conducció a les capes d’aire que hi estan en contacte, tanmateix, també es pot donar un flux de calor latent important associat als canvis d’estat de l’aigua (fusió, evaporació).
Com a conseqüència de la inclinació de l’eix de rotació de la Terra, la radiació solar incideix amb un angle diferent en cadascuna de les zones del planeta, segons la distancia a l’equador (latitud) i l’època de l’any. Això fa que les latituds baixes rebin la radiació gairebé perpendicularment, mentre que les altes reben la radiació solar amb un angle d’incidència oblic, i per tant s’escalfen molt menys que les primeres. A més, les terres de latitud baixa reben la mateixa radiació al llarg de l’any, diferentment a les de latitud alta, on l’angle d’incidència de la radiació solar canvia d’una manera molt marcada i dóna lloc a períodes molt més freds que d’altres en un fenomen que rep el nom d’estacionalitat.
Malgrat aquestes diferències, les temperatures extremes enregistrades en punts diferents del planeta es mouen dins d’uns marges relativament estrets, a causa de l’eficaç mecanisme de transport de calor per masses d’aire i aigua. Així, i deixant de banda fenòmens relacionats amb la geotèrmia, les temperatures extremes observades van de 80°C fins a 88°C. La temperatura de la major part del planeta, però, es mou entre marges molt més estrets (40°C i 10°C), perfectament compatibles amb l’activitat dels éssers vius.
Distribució de la temperatura mitjana mundial
Editrònica, a partir de fonts diverses
Distribució de la temperatura mitjana mundial mes de gener el mes de juliol. Les isotermes, As a dir, les línies que uneixen punts d’igual temperatura tenen certa uniformitat en el sentit E-W a causa del decreixement de la insolació de l’equador als pols. Aquesta uniformitat s’aprecia millor en l’hemisteri sud, i per sota del paral·lel 25, on hi ha més oceans que continents. En l’hemisferi nord, les isotermes presenten àmplies desviacions cap al N o cap al S en passar dels continents als oceans, especialment el mes de gener, en què el contrast entre les temperatures continentals i oceàniques és més acusat. A grans trets, és clara l’existència d’un gradient de temperatura des de l’equador als pols, i d’un augment de les oscil·lacions de temperatura en el mateix sentit, La temperatura mitjana a l’hemisferi nord és de 15,2°C, mentre que la de l’hemisferi sud és de 13,3°C, però la distància entre les mitjanes de gener i juliol és, respectivament, de 14,3 i 7,4°C. Les temperatures màximes a la Terra se situen al voltant dels 70-80°C (preses a la superfície de sòls secs i foscos, en atmosfera tranquil·la; són de 57,8°C a l’ombra), mentre que les mínimes enregistrades son de -77,8°C a -83,3°C a l’Antàrtida. A les zones més meridionals de l’hemisferi sud no hi ha indicacions de canvi tèrmic per manca d’observatoris fixos que prenguin dades de manera continuada.
La humitat i la precipitació
La disponibilitat d’aigua, lligada a la humitat atmosfèrica i les precipitacions, és un altre factor climàtic que té una gran importància. També tenen força importància els canvis d’estat de l’aigua associats a la seva circulació cíclica, ja que impliquen transferències de calor quantitativament importants. Pensem que la capacitat calorífica de l’aire se situa al voltant de les 0,20 cal/g, mentre que la calor de fusió i la calor d’evaporació de l’aigua són, respectivament, de 79,7 i 540 cal/g. Això vol dir que el cicle hidrològic comporta el transport de grans quantitats de calor, sense que necessàriament hi hagi canvis importants de temperatura.
Tant la humitat atmosfèrica com la precipitació són paràmetres fàcilment mesurables. El primer sol expressar-se com a humitat relativa, que equival al percentatge de la humitat absoluta d’una massa d’aire referit al valor màxim d’aquesta humitat absoluta, i és, per tant, una mesura de la proximitat a la saturació per vapor d’aigua. La precipitació es mesura en litres per metre quadrat (l/m2), que equival a mil·límetres de pluja. De tota manera, els valors mitjans o totals tenen un sentit limitat com a variables climàtiques, ja que la seva distribució en el temps és bàsica per a definir el clima. La variació en el temps de la humitat i les precipitacions presenta una irregularitat molt marcada, a diferència del que passava amb les temperatures, molt lligades a variacions estacionals d’insolació associades a la latitud. La distribució espacial i temporal de les precipitacions està íntimament relacionada amb la circulació atmosfèrica i oceànica.
Precipitacions mitjanes anuals
Editrònica, a partir de fonts diverses
En la zona equatorial la pluja és molt abundant, generalment de més de 200 mm anuals, ja que les altes temperatures i les grans extensions oceàniques donen grans quantitats de vapor d’aigua. En els centres d’altes pressions subtropicals la pluja és escassa: d’aquí ve l’existència dels deserts del nord d’Àfrica, Aràbia i l’Iran, els d’Austràlia, Àfrica del Sud i la costa occidental de l’Amèrica del Sud. L’efecte dels absis sobre un cinturó costaner de muntanyes dóna precipitacions orogràfiques, com les de l’Amèrica Central o les de Madagascar, on poden ploure més de 200 mm anuals. Els cinturons costaners secs de les costes del Perú i el desert de Kalahari se situen a l’E dels anticiclons subtropicals oceànics, on l’aire baixa en bloc des de la part superior s’escalfa adiabàticament Les pluges de la zona intertropical són zenitals, mentre que les pluges de la zona extratropical temperada depenen de la circulació dels vents (pluges ciclonals).
La circulació atmosfèrica i oceànica
La circulació de l’atmosfera i dels oceans és deguda a les diferències d’insolació entre les regions de diferent latitud, i tendeix a redistribuir la calor a escala del planeta. L’atmostera s’escalfa per sota (a una pressió alta) i es refreda per dalt (a una pressió baixa), mentre que la mar s’escalfa i es refreda per la mateixa superfície, a la mateixa pressió. Per això, les cèllules de convecció en l’atmostera són verticals, mentre que en la mar són horitzontals. L’aire atmosfèric circula entre l’equador i el pol, però recircula també en cadascuna de les cèl·lules de convecció.
Editrònica, a partir de fonts diverses
La circulació atmosfèrica i oceànica comporta el transport de grans quantitats de calor i aigua entre punts molt allunyats del planeta. De fet, en els balanços de radiació rebuda i emesa per la superfície de la Terra en diferents latituds, s’observa un clar superàvit de calor en les latituds baixes i un balanç negatiu en les altes; és a dir, en aquestes últimes es perd més calor que la que es rep per radiació. Aquestes diferències es compensen per l’actiu transport de calor associat als corrents oceànics i les masses d’aire.
La circulació atmosfèrica és determinada per aquestes diferències d’escalfament, que donen lloc a una elevació de l’aire en les zones properes a l’equador i a una substitució d’aquest per aire més fred i dens de latituds altes. No es forma, però, una única cèl·lula de convecció, sinó que es produeix una baixada d’aire parcialment refredat en latituds mitjanes. Aquest model de circulació tan senzill es complica en la realitat en aparèixer una força desviadora (efecte de Coriolis) derivada del moviment de rotació de la terra, i que té tendència a desviar trajectòries cap a la dreta a l’hemisferi nord i en sentit contrari a l’hemisferi sud.
A més, les zones dominades per ascendéncies o subsidències d’aire esdevenen respectivament zones de baixes i altes pressions. Les baixes pressions apareixen en la zona equatorial, en una franja situada en latituds mitjanes i altes i sobre grans masses continentals quan aquestes s’escalfen intensament a causa de la forta insolació. Les altes pressions, en canvi, tenen tendencia a situar-se sobre els oceans en latituds subtropieals, i també sobre els continents intensament refredats durant les estacions fredes. L’efecte d’aquestes zones d’altes i baixes pressions sobre la circulació atmosfèrica i oceànica és considerable.
El vent té tendència a anar de les altes a les baixes pressions, cosa que equival a dir que el seu sentit de moviment és perpendicular a les isòbares, o línies que uneixen punts que estan a la mateixa pressió. L’efecte de Coriolis, però, desvia aquesta trajectòria uns 90°, tot donant lloc a un vent que es desplaça paral·lelament a les isòbares. El fregament del vent amb la superfície del planeta contribueix, també, a desviar el vent, tot donant lloc a uns models de circulació ciclònics (de baixes) i anticiclònics (d’altes) que converteixen les baixes en centres de convergència i elevació de masses d’aire, i les altes en centres de subsidència i divergència d’aire fred. Això té efectes climàtics importants, ja que l’elevació i el consegüent refredament de masses d’aire són associats a la formació de núvols i precipitacions, a causa de la condensació d’humitat derivada de la davallada de temperatura. En canvi, en el cas de les altes, el descens de masses d’aire provoca el seu escalfament per compressió, tot donant lloc a aire sec, és a dir, temps estable i sense precipitacions.
Les baixes pressions o borrasques formades en latituds mitjanes i altes comporten, a més, la barreja i la interacció de masses d’aire polars amb d’altres d’origen tropical. Aquest contacte entre masses d’aire diferents dóna lloc als anomenats fronts, que no són més que superfícies de contacte en les quals s’activen espectacularment els fenòmens de condensació de vapor d’aigua, amb la lògica formació de precipitacions. La distribució de les pressions afecta, doncs, no sols la circulació atmosfèrica sinó també la distribució de les precipitacions en el planeta.
La circulació oceànica, associada també al transport de grans quantitats de calor des de les latituds baixes a les altes, es deriva dels gradients de densitat i temperatura de les masses d’aigua i de l’arrossegament causat pels vents dominants. Es formen, així, corrents càlids en el sentit equador-pol i corrents freds en sentit contrari. La circulació atmosfèrica dominant, modulada per la distribució dels centres d’altes i baixes pressions, hi contribueix també tot arrossegant masses d’aigua per fregament. Finalment, l’efecte de Coriolis desvia aquests corrents en les direccions abans esmentades, tot donant lloc a circuits més o menys tancats que tenen tendència a girar en el sentit de les agulles de rellotge en l’hemisferi nord, i en sentit contrari en l’hemisferi sud.
L’efecte amortidor dels gradients climàtics derivat dels corrents oceànics és, evidentment, molt més important en les zones continentals properes a la costa, mentre que és gairebé menyspreable a l’interior de les grans masses continentals. La circulació atmosfèrica, en canvi, té uns efectes que impliquen la participació de la capa gasosa en totes les zones del planeta.
Circulació superficial de l’aigua oceànica
Editrònica, a partir de fonts diverses
Circulació superficial de l’aigua oceànica, en què s’indiquen els corrents freds amb sagetes blaves i els corrents calents amb sagetes vermelles. És de notar els moviments de tipus circular centrats al voltant dels anticiclons subtropicals, a uns 25° o 30° de latitud N o S. Un corrent equatorial indica el cinturó dels alisis (encara que els alisis bufen cap al SW i el NW, el moviment de l’aigua segueix els paral·lels). Els corrents equatodals del N i del S estan separats per un contracorrent equatorial. En les latituds baixes i al llarg dels marges occidentals dels continents, el corrent equatorial es dirigeix vers els pols i dóna lloc a un corrent paral·lel a la costa. Pel que fa als pols, en l’hemisteri nord, on l’oceà Glacial Àrtic és voltat de continents, l’aigua freda va cap a l’equador pel marge occidental dels estrets que els connecten amb la conca atlàntica; a la regió antàrtica hi ha un corrent antàrtic circumpolar que es mou en el sentit de les agulles del rellotge.
La latitud i l’altitud
Es podria creure que la distribució dels climes ha de seguir una pauta molt associada a la latitud, cosa que hauria de donar lloc a franges homogènies paral·leles, escalonades des de l’equador fins als pols. En realitat, però, la distribució dels climes segueix un esquema considerablement més complicat, a causa de l’efecte que hi té la proporció variable entre mars i continents que es troben en les diferents latituds.
Ja hem esmentat l’efecte de les masses continentals i oceàniques quant a la distribució de les àrees de baixes i altes pressions, o sigui, amb relació a la circulació atmosfèrica i oceànica. A més, aquestes masses també tenen efectes directes sobre la temperatura i la pluviositat. A l’interior d’una gran massa continental, les temperatures es fan molt més baixes a l’hivern i altes a l’estiu, i això augmenta l’oscil·lació tèrmica. Paral·lelament es dóna una disminució de les precipitacions sobre els continents en les latituds mitjanes i altes, com a conseqüència del bloqueig que els anticiclons continentals fan sobre les depressions. La continentalitat, doncs, va associada a climes més secs, més freds a l’hivern i càlids a l’estiu que els que es presenten en latituds semblants però en zones costaneres.
Això fa que les isotermes o línies que uneixen punts de temperatura igual no siguin paral·leles a l’equador, sinó que es deformen per efecte dels continents. La distribució desigual de les masses continentals en tots dos hemisferis dóna lloc a climes molt més oceànics, és a dir, suaus en l’hemisferi sud i amb un grau molt més accentuat de continentalitat en l’hemisferi nord. De fet, una part d’aquesta distorsió és atribuïble als corrents oceànics que, en aportar aigües càlides cap a latituds elevades, suavitzen el clima de les regions costaneres. Contràriament, els corrents freds provinents de latituds altes, provoquen refredaments climàtics en les zones afectades. El corrent de l’Atlàntic nord, que escalfa les costes britàniques i escandinaves, i els corrents de Humboldt i de Benguela, que refreden respectivament les costes sud-occidentals de l’Àfrica i de l’Amèrica del Sud, en són bons exemples.
Però, a més, dins dels continents trobem encara els efectes o les distorsions derivats de l’altitud. La temperatura disminueix uns 0,6°C per cada 100 m d’altitud, i és per això que els climes de muntanya són més freds que els de les terres baixes de la mateixa latitud. Aquest refredament de l’aire facilita la condensació de vapor i la formació de núvols i boires, que donen als climes de muntanya un caràcter més humit.
Sovint s’ha comparat l’augment de l’altitud amb un desplaçament cap a latituds més elevades, tant a efectes climàtics com paisatgístics, però això sol estar molt lluny de la realitat. Aquest esquema senzill pot ser vàlid quan fem referència a diferències moderades d’altitud, però perd validesa quan ens trobem amb gradients altitudinals de milers de metres. Per començar, per damunt d’un determinat nivell, que correspon al nivell de condensació, el clima de muntanya esdevé més sec al mateix temps que més fred. A més, el gradient altitudinal no porta associat una forta variació de la durada del dia i la nit, és a dir, de la quantitat total de radiació rebuda i de la seva variació estacional. Això fa que les altes muntanyes tinguin unes condicions climàtiques no assimilables a les de les terres planes de latituds més elevades, malgrat que hi ha lleugeres similituds.
La distribució dels climes sobre la terra depèn, doncs, de la latitud, de la continentalitat i de l’altitud, i a més està afectada per la proximitat o la llunyania dels corrents oceànies freds o càlids. La varietat de paisatges de la biosfera i la complicació de les seves pautes de distribució són una conseqüència d’aquesta distribució climàtica.
Els tipus de clima
Distribució de les terres i les mars segons la latitud en un continent ideal, únic, on es mostra l’asimetria de les zones de vegetació en els hemisferis boreal i austral, que coincideix amb la distribució igualment irregular dels climes; la simetria només es manté a la latitud dels tròpics, on sí que coincideix en ambdós hemisferis, però a mesura que s’allunya de l’equador l’asimetria climàtica i de vegetació, i la distribució de les terres, fa cada cop més palesa la seva asimetria.
Biopunt, original de H. Walter, 1976
Els diagrames ombrotèrmics recullen i relacionen els dos principals paràmetres climàtics, les temperatures i les precipitacions, d’acord amb llurs valors anuals absoluts i amb llur distribució anual. Una simple observació ràpida del diagrama dóna una idea intuïtiva del clima del lloc estudiat. La situació en un mapa dels diagrames ombrotèrmics obtinguts a les diferents parts del món permet comparar fàcilment els climes respectius i distingir àrees homoclimàtiques, és a dir, les zones del món que tenen el mateix clima. Són les zones o dominis bioclimàtics.
Editrònica, a partir de fonts diverses
S’han assajat molts models de definició i classificació dels climes, tot prenent les diferents variable climàtiques com a base. Així, trobem des de classificacions fetes partint de les temperatures, de les precipitacions, o d’una combinació d’ambdues variables. Les classificacions més acurades i útils amb vista a la interpretació dels paisatges són aquelles que tenen en compte totes dues variables (temperatura i precipitacions) i la seva distribució o variació al llarg de l’any. Les classificacions que es deriven d’aquesta metodologia, com per exemple el conegut sistema de Köppen-Geigger, són de caràcter empírico-quantitatiu, és a dir, parteixen de variables mesurades i apliquen criteris quantitatius senzills com el valor de la temperatura mitjana, de l’oscil·lació tèrmica o de la quantitat anual de precipitació. Són sistemes clarificadors i útils per a definir grans unitats climàtiques, però no gaire fins per a detectar variacions més subtils, sovint de gran importància com a condicionants del paisatge.
Una classificació d’aquest estil seria la que considera el planeta dividit en les següents regions climàtiques: la zona equatorial (precipitacions elevades, temperatures càlides i oscil·lacions tèrmiques diàries més grans que les estacionals), la zona tropical (oscil·lació estacional de les temperatures perceptible i precipitacions amb tendència a acumular-se en l’època càlida), la zona àrida subtropical (temperatures amb una clara oscil·lació estacional i precipitacions molt febles), la zona de transició (amb pluges hivernals, estiu càlid i sec i hiverns moderadament freds i humits), la zona temperada (estiu moderadament càlid i hiverns freds, però amb abundants precipitacions d’origen ciclònic al llarg de tot l’any; la durada de l’hivern i la major o menor continentalitat determinen la definició d’algunes subzones), i la zona àrtica (estiu curt, fred i sense nits, hivern llarg, fred i fosc, i pluges febles tot l’any).
Zones climàtiques de la Terra, segons la classificació de Köppen. El mapa mostra les àrees de la Terra que tenen un clima comparable, i en defineix cinc grans categories, a més de l’alta muntanya. Permet d’apreciar que hi ha un cert efecte de simetria a banda i banda de l’equador, que es perd a mesura que ens allunyem del cinturó equatorial. Però hi ha condicions asimètriques al N i al S de l’equador, motivades pel predomini de superfície oceànica a l’hemisferi sud, que afecta el clima en el sentit de fer-lo més fresc i equilibrat i fa que la zona temperada hi sigui poc desenvolupada (només Sud-amèrica sobrepassa una mica la línia dels 40° de latitud sud). A l’hemisteri sud manca l’equivalent de la zona boreal.
Editrònica, extret de Strahler. 1984
Hi ha encara mètodes de classificació molt més elàstics i que aconsegueixen una definició molt més acurada i aproximada al biocliina, o sigul, a les condicions de fred i calor i humitat i sequera que afecten els éssers vius. És evident que una mateixa precipitació pot donar lloc a condicions biològiques de sequera o humitat segons les temperatures. A més, la combinació de les distribucions de la precipitació i temperatura també és definitòria del bioclima, ja que no és igual que les époques més càlides coincideixin amb les de precipitació abundant, o que ho facin les més fredes.
El fenomen dels microclimes
Altrament, el microclima o condicions climàtiques precises que suporten cls organismes d’un punt concret pot ser molt diferent del macroclima general que regna en una zona. Això no es deriva només de la talla dels organismes, sinó també de la seva posició en el paisatge. Per exemple, els organismes de mida petita que viuen dins del sòl a una profunditat considerable, tenen un ambient més humit i amb unes oscil·lacions tèrmiques molt menys acusades que els que viuen a la superfície del sòl. Anàlogament, les zones de solell tindran unes condicions molt més càlides i seques que les obagues, de manera que hi pot imperar un microclima relativament càlid en el marc d’un macroclima fred o bé un mieroclima see en el context d’un macroelima humit.
Els exemples són infinits i fan referència tant a la situació en l’espai ja esmentada, com a l’estratègia vital i al cicle biològic dels organismes considerats, ja que un organisme pot evitar períodes desfavorables si presenta un cicle de vida molt curt i reduït a les èpoques de condicions climàtiques menys extremes, com ja tindrem ocasió de comentar quan analitzem alguns casos d’adaptacions a climes extremament secs o freds.
Els factors edàfics
El creixement de les plantes requereix un medi on es puguin desenvolupar les arrels. Això només és possible si hi ha un espai de buits que ets permeti el pas i el seu posterior engruiximent. Això no succeeix, en termes generals, a les roques, les quals normalment constitueixen un material compacte, dur i massís i, quan afloren a la superfície d’un determinat territori, impedeixen el creixement de la vegetació. La penetració de les arrels permet l’arrelament de les plantes, però el sistema de buits que ha permès el pas de les arrels ha de ser també compartit per l’aire, que assegura la respiració de les arrels i altres éssers vius, i per l’aigua, que transporta nutrients en solució. El medi natural que permet la vida de les plantes, perquè satisfà aquestes exigències, és el sòl. Aquesta és una concepció funcional del sòl; al llarg d’aquest capítol se’n presentaran d’altres, i això ha de permetre comprendre, a més de la seva importància per a la vida a la biosfera, com es forma i per què és un recurs natural tan important i que cal conservar.
De les roques als sòls
La meteorització dels sòls i dels seus productes es fa palesa en aquest diagrama en què es relacionen amb factors ambientals, en un hipotètic transsecte que aniria des del pol fins a l’equador. Ja que la temperatura i el grau d’humitat van minvant des de l’equador fins al pol, el grau de meteorització, com la descomposició de la matèria orgànica, són més lentes a mesura que augmenta la latitud.
Biopunt, a partir de fonts diverses
Les roques, formades en el si de la litosfera, han estat sotmeses a unes condicions d’elevada temperatura, o d’elevada pressió, o totes dues coses alhora. Quan tots els materials que tenien al damunt són desmantellats i la roca aflora a la superfície, les condicions del medi on es troba són totalment diferents de les de formació. La pressió dels materials que tenia a sobre, o pressió litostàtica, haurà estat eliminada, mentre la temperatura serà molt més baixa i presentara un interval gran d’oscil·lació al llarg del dia i de l’any. Ara bé: serà el contacte amb l’atmosfera —actualment, no ho oblidem, un medi oxidant— i amb l’aigua allò que accelerarà les transformacions de les roques a la superfície terrestre cap a estructures més estables, en les condicions que caracteritzen la biosfera. Els canvis introduïts per aquests factors externs que condueixen a la formació de nous materials són els processos que hom anomena de meteorització.
Bé que el producte final de la meteorització encara no és un sól (sovint s’anomenen sapròlits els que provenen de roques compactes, com ara el granit, i regòlus els que provenen de roques que no ho eren tant, com ara la lutita), hi ha solapamen i interaccions entre els processos de meteorització i els de formació del sòl o processos edafogènics. La meteorització no s’acaba allà on es pot començar a parlar d’edafogènesi, sinó que ambdues conflueixen i incideixen en la formació d’un sòl.
En la consideració clàssica de la meteorització de les roques i dels minerals s’estableix una divisió que, si bé pot resultar pedagògica, no deixa de ser una mica inconsistent: meteorització física i meteorització química i, fins i tot, meteorització biològica, és en els dos primers casos un problema d’escala, i de voler destacar el paper d’un dels agents en el darrer cas. Els processos de meteorització provoquen una fragmentació dels materials a escala de la roca o dels grans de minerals (meteorització física) i a escala de la xarxa cristal·lina, a escala molecular o submolecular (meteoritzacio química). El trencament en el primer cas es pot considerar una disgregació o fragmentació mecànica, que no comporta canvis de composició química o mineralògica, cosa que sí que passa en canvi quan la fragmentació té lloc a escala molecular o submolecular.
La meteorització física
L’eliminació de la pressió litostàtica damunt d’una roca massissa permet una certa expansió, i això provoca la fragmentació de la roca per un sistema de plans o juntes de dilatació, subparal·lels i perpendiculars a la superfície topogràfica que ha sofert la descàrrega. Aquests plans estan espaiats d’1 a 3 m, i poden afectar una massa de fins a 20 m de fondària. Aquest tipus de procés és típic de les roques ígnies massives, en relleus residuals de tipus “inselbergs”, i explica l’existència d’una important massa de sauló damunt del granit, la formació de la qual ha estat afavorida pel pas de l’aigua a través del sistema de fractures. Els paisatges granítics típics en els quals es veuen blocs superposats també estan relacionats amb aquest tipus de meteorització per processos d’expansió. Això no obstant, val a dir que, atès que la fragmentació afavoreix el moviment de l’aigua per la massa de la roca, aquesta circulació tindrà també repercussions a escala molecular i submolecular. Els processos a una o altra escala actuen lentament i conjuntament, i reforcen les seves accions sobre la transformació de les roques i dels seus minerals constituents.
Les roques aflorants o properes a la superfície estan afectades per la transferència de calor i les oscil·lacions térmiques. Atès que les roques tenen una conductivitat tèrmica baixa i que els seus minerals tenen diferents coeficients de dilatació, va sorgir la idea que podia existir un procés de desintegració química. El procés, anomenat termoclàsia ha estat qüestionat, car no ha estat possible reproduir-lo al laboratori en absència d’humitat; és a dir: perquè fos efectiu, sembla que caldria una hidratació o una hidròlisi prèvies. La disjunció esferoïdal o en capes concèntriques, típica de roques com ara la basanita, no sembla explicable per termoclàsia sinó per l’acció de l’aigua. Amb relació a la transferència de calor, concretament als canvis de fase de l’aigua continguda en cavitats de la roca, es troba la fragmentació per formació de glaç (gelifracció). Aquest procés és més eficaç com més es repeteixi el cicle de glaç-desglaç: és més actiu en zones periglacials que no en zones àrtiques, on només pot haver-hi desglaç una vegada a l’any.
La roca també pot estar sotmesa a pressions internes generades per animals o per l’activitat dels organismes que hi viuen (processos biomecànics), o pel creixement de cristalls de sals, els quals poden provocar la fragmentació de la roca (haloclàsia). Aquest procés pot arribar a tenir importància en medis semiàrids i àrids, ja que les capes freàtiques poden ser salines o també perquè les mateixes roques poden contenir certes quantitats de sals que en ser dissoltes precipiten dins la roca o en la seva superfície, com ho demostren les eflorescències blanques que s’hi formen. Els processos de meteorització alveolar sobre gresos en zones semiàrides, com ara els anomenats “tafoni” de Còrsega i Sardenya, poden estar relacionats amb aquest tipus de creixement de cristalls, com també amb una certa expansió tèrmica diferencial de les sals atrapades a la roca. En d’altres ambients, com ara les costes, aquests mecanismes també poden explicar la ràpida fragmentació dels esquists.
La meteorització per dissolució adquireix importància en zones amb guix (CaSO4·2H2O). En general, afecta els productes solubles resultants de la meteorització, que poden ser transportats verticalment en dissolució (llavors es parla de pèrdues per rentatge), o bé lateralment en superfície. Ambdós processos poden contemplar-se per tant com a integrants del sistema de meteorització.
La meteorització química
La fragmentació a l’escala de la xarxa cristal·lina és deguda a reaccions químiques de tipus exotèrmid, ja que la meteorització és un procés espontani en la natura. Un dels principals processos és la hidratació o fixació de molècules d’aigua, el qual provoca un increment de volum, amb la formació d’un nou mineral: el pas d’anhidrita (CaSO4) a guix (CaSO4·2H2O) n’és un bon exemplc. Els òxids de ferro també intervenen en processos d’aquest tipas.
La reacció del mineral amb l’aigua, o d’una manera més genèrica, del mineral amb ions H+ de diversa procedència, és a dir la hidròlisi, és el procés de meteorització més important, ja que afecta tots els silicats, que són els principals minerals formadors de roques. Els ions H+ són capaços d’entrar a la xarxa cristal·lina desplaçant altres ions com, per exemple, el potassi (K+) d’una ortosa (KAlSi3O8), els quals passen a la solució. La diferència de grandària dels ions fa que la xarxa no sigui estable i pugui col·lapsar-se.
La meteorització de les roques carbonatades requereix la presència de diòxid de carboni (CO2) a l’aigua, cosa que fa possible la seva dissolució. Una calcària, per blanca que sigui i pura que pugui semblar, conté com a impureses elements silicatats (argiles). Aquests seran el material residual a partir del qual es formarà el sal, un cop els carbonats s’hagin anat perdent per rentatges progressius dels bicarbonats en què s’ha transformat la calcària. La reacció d’una roca amb l’anhídrid carbònic és de carbonatació. Les rendzines i la terra rossa tenen aquest origen.
Els processos d’oxidació-reducció (redox) també intervenen en la meteorització, perquè la roca pot contenir elements en estat de reducció. El ferro d’una biotita, per exemple, és inestable en entrar en contacte amb l’atmosfera i amb l’aigua, i tendeix a passar, si bé molt lentament, de ferro ferrós (Fe2+) a fèrric (Fe3+), amb un increment de volum que provoca tensions en la roca de la qual forma part el mineral que afecta.
La presència de substàncies quelants, susceptibles de formar complexos de coordinació amb ions metàl·lics, més que provocar el col·lapse de la xarxa cristal·lina, la debilita, ja que n’extreu elements prèviament alliberats per la hidròlisi.
El resultat de la meteorització és un conjunt de components, els uns heretats de la roca, els altres transformats en un grau variable, els altres capaços de reorganitzar-se in situ per a donar lloc a minerals de neoformació i, finalment, uns altres elements solubles susceptibles de ser mobilitzats per l’aigua. Això posa de manifest la complexitat d’un sistema de meteorització, és a dir, la complexitat del procés de transformació de les roques en sòl.
Els processos de formació dels sòls
Un sistema de meteorització pot associar-se a un model de procés-resposta. Els processos que poden actuar damunt d’una mateixa roca seran uns o altres segons quines siguin les condicions del medi sota les quals evoluciona el sistema. Per tant, les respostes, és a dir, els components mineralògics en cada àrea de la biosfera i en cada moment, també poden ser molt diferents. Així doncs, no hi ha una correspondència biunívoca entre roca i regòlit (o sapròlit), ni tampoc entre regòlit (o sapròlit) i sòl. Caldria indicar que la meteorització actua sobre qualsevol tipus de material, no solament sobre roques in situ, sinó també sobre materials transportats i sobre sòls. És per això que es pot precisar que, anàlogament, els processos de formació d’un sòl poden actuar sobre un regòlit o un sapròlit, sobre un material transportat o sobre un sòl anterior. S’acostuma a parlar de roca mare en els primers casos i de material originari en la resta. Els sòls no són tots iguals perquè no ho són les roques mare o els materials originaris a partir dels quals es formen, i també perquè el sistema de meteorització i edafogènesi evoluciona d’una manera o d’una altra segons quines són les condicions del medi. Els factors de control del sistema prenen diferents conjunts de valors d’unes àrees geogràfiques a unes altres, d’unes posicions geomorfològiques a unes altres, d’uns moments de la història de formació del sòl a uns altres.
Des de l’inici de la ciencia del sòl, s’han identificat com a principals factors formadors del sòl el clima, la roca mare o material originan, els éssers vius (la vegetació i la biota del sòl), la posició geomorfològica i el temps. Això porta a considerar el sòl com un cos natural amb un origen lligat al medi en què s’ha format. El sòl resulta de l’acció contínua del clima i dels organismes sobre un material originari o roca mare, que ocupa una determinada posició en el paisatge. La seva formació depèn del temps que hagin actuat aquests factors i de la seva intensitat.
En la zona tropical humida, per exemple, normalment les reaccions de meteorització i edafogènesi són actives, ja que les temperatures són elevades (cada 10°C dupliquen la velocitat d’una reacció); la gran quantitat de pluja fa que el sistema sòl vagi perdent per rentatge tots aquells elements solubles a mesura que són alliberats, la qual cosa afavoreix que les reaccions continuïn, i els productes finals seran els possibles en aquestes condicions: argiles pobres de silici (caolinites), òxids de ferro i alumina (bauxites), etc. Són tots compostos àcids, pobres de bases i molt poc fèrtils per a la vegetació i l’agricultura. Per contra, si en una zona tropical l’emplaçament té un mal drenatge, el rentatge queda frenat i, a partir dels productes de meteorització, es poden resintetitzar uns nous components minerals, molt diferents dels inicials. El silici no es perd per rentatge, hi pot haver bases com el magnesi, i hi pot haver ferro. En aquestes condicions, és possible la neoformació d’argiles riques de silici, com ara les esmectites. Els sòls resultants en aquest cas seran rics d’argiles expandibles, com ara els vertisòls: sòls fèrtils, si bé difícils de treballar. De la mateixa manera, són les condicions del medi de meteorització i del medi d’edafogènesi les que permeten d’anar explicant per què el mantell de sòls de la biosfera és com és, i per què unes àrees són altament eficients i productives mentre que d’altres fan difícil la vida de les plantes i de l’home, que sabent-ho o no, actua sobre ecosistemes extremament fràgils, la degradació dels quals pot arribar a ser irreversible.
Dins de la seva gran diversitat, les característiques dels humus són molt bones indicadores de les condicions ambientals globals, la que integren factors biòtics i abiòtics en períodes de temps molt dilatats. És per això que s’ha dut a terme una classificació en grans famílies que corresponen a condicions ambientals diferents. Hom distingeix entre humus poc evolucionats (torba, mor, moder, mull carbonatat) i humus evolucionats (mull, anmoor).
La formació d’un sòl, en definitiva, resulta de la confluència dels processos de meteorització que afecten les roques i els components minerals, dels processos de descomposició de les matèries orgàniques incorporades, dels processos edàfics que afecten el conjunt de constituents del sistema, i dels processos de degradació (erosió, entre altres). Com a conseqüència, el sòl es diferencia en unes capes horitzontals anomenades horitzons, que tenen característiques pròpies. Hom anomena A els horitzons superiors, generalment més foscos, solts i rics d’humus que els de sota; B els d’acumuiació, generalment més compactes que els A, sovint amb una coloració més viva i algun tipus d’estructura i de vegades enriquits, per obra de l’aigua descendent que s’infiltra després d’haver travessat es horitzons superiors (lixiviació), en humus, ferro, argila o carbonat de calci segons la composició d’aquells; el horitzons C, finalment, són els que reposen directament sobre la roca mare o el material originan i són producte directe de l’alteració d’aquests.
La matèria orgànica fresca procedent principalment de les restes vegetals, i en menor mesura de la fauna del sal, es ràpidament transformada per l’activitat dels organismes (animals i microorganismes) que viuen al sòl. Va ser Darwin qui va identificar (1881) els cucs de terra com a agents que contribueixen d’una manera particularment efectiva als processos que tenen lloc al sòl: concretament, intervenen en la formació de l’estructura edàfica, ja que barregen components minerals i matèria orgànica amb la secreció del seu tracte digestiu, pel qual passa un gran volum de sòl al llarg d’un any: la quantitat de sòl processat per una població activa de cucs de terra al llarg d’un any arriba a ser de 40 Mg. Ara bé, aquests animals no toleren condicions d’acidesa amb pH inferior a 5, per la qual cosa aquesta barreja no es produeix en sòls àcids. D’altra banda, en condicions d’acidesa, els bacteris tampoc no treballen, mentre que l’acció dels fongs en canvi hi és afavorida. Com a conseqüència, en sòls àcids la materia orgànica evoluciona malament i s’acumula a la superfície del sòl, donant lloc a una virosta àcida que és biològicament poc activa, i hi constitueix un horitzó 0 (nom que s’aplica als horitzons que queden per damunt de la superfície del sòl pròpiament dit) del tipus “mor”.
Els processos que afecten la matèria orgànica en el sòl són la mineralització cap a compostos senzills, com ara diòxid de carboni, aigua i els ions amoni, nitrat, sulfat, fosfat, etc., les transformacions de substàncies nitrogenades (amonificació, nitrificació, immobilització i desnitrificació) i la humificació. Aquest darrer procés, controlat per les condicions del medi, condueix a la formació de l’humus, del tipus anomenat “mull” en medis bàsics, biològicament actius; del tipus anomenat “moder” allà on les condicions són intermèdies; i del tipus anomenat “mor” en sòls àcids.
Els sòls i la vegetació
L’aptitud d’un sòl per al creixement de les plantes és determinada per un conjunt de característiques. Cap d’aquestes característiques no determina per ella mateixa la fertilitat del sòl: un contingut equilibrat de nutrients només podrà ser aprofitat per les arrels si el sòl disposa d’una estructura adient; una porositat adequada no servirà de res si hi ha problemes de toxicitat per algun element.
Determinació de la classe textural del sòl, segons la classificació de la Societat Internacional de Ciències del Sòl i de l’USDA (Departament d’Agricultura dels Estats Units); cal tenir en compte les fraccions determinades, a que el diagrama es específic.
Biopunt, a partir de fonts diverses
Entre les característiques de tipus fisic, és important la textura del sòl, que es defineix com la proporció relativa en pes de les fraccions minerals de diferents mides al sòl. La textura, o granulometria, es refereix a les partícules minerals menors de 2 mm (terra fina), les quals hom divideix clàssicament en tres fraccions, sorra o arena, llim i argila, si bé els límits entre cada classe varien segons els criteris de classificació. Els resultats de les anàlisis granulomètriques es representen en triangles anomenats de textura,els quals divideixen els sòls en classes texturals. D’aquestes classes, se’n deriva indirectament informació sobre altres característiques dels sòls: un sòl sorrenc és en principi més permeable i airejat que no un sòl argilós, mentre que un sòl amb textura franca o equilibrada reté més aigua disponible per a les plantes que no un sòl sorrenc.
L’estructura del sòl és el producte de l’arranjament de les partícules elementals en agregats, separats per plans de debilitat, que s’individualitzen quan s’esmicola amb cura un fragment o terròs. L’estructura influeix en les característiques dels buits més grans del sòl (macroporus): una bona agregació facilita la penetració de les arrels, l’aireació del sòl i la capacitat d’infiltració de l’aigua, i en dificulta l’erosió. L’estructura es descriu clàssicament en termes de forma i grandària dels agregats (prismàtica, en blocs, grumollosa, etc.) i del seu grau de desenvolupament (feble, moderada, forta).
El volum total de buits respecte del volum total aparent ocupat pel sòl és la porositat. El moviment de l’aigua i de l’aire en el sòl, com també el comportament de les arrels, no és només condicionat pel percentatge de porositat, sinó també per altres característiques dels buits, com ara la forma, el diàmetre, la continuïtat o el grau de connexió que hi ha entre ells, de manera que dos sòls amb idèntics valors de porositat poden comportar-se de manera diametralment diferent si els buits són vesícules (bombolles no connectades entre si) o bé buits creats per la fauna o fissures, en comunicació amb l’atmosfera exterior i que poden conduir aigua i nutrients fins on es troben les arrels.
Les característiques de l’espai porós influeixen de manera decisiva en les propietats dels sòls relacionades amb l’aigua, que són la capacitatd’infiltracio o aptitud de la superfície d’un sòl per a absorbir aigua, la conductivitat hidràulica o capacitat de transmetre aigua a través del sòl, i l’energia amb què l’aigua és retinguda dins els buits, coneguda com a potencial hídric. Aquesta darrera propietat és important perquè les arrels tenen una capacitat limitada de succió d’aigua. Així, en un sòl acabat de regar les arrels no tindran gaire feina per a poder absorbir aigua, però a mesura que l’aigua drena en profunditat, s’evapora o és absorbida per les plantes, l’aigua romanent estarà retinguda amb més energia al voltant de les partícules del sòl, de manera que el potencial hídric s’anirà fent més negatiu fins arribar a un cert nivell per sota del qual les arrels no podran extreure més aigua. La quantitat d’aigua retinguda per un sòl entre aquests dos nivells d’energia, anomenats tradicionalment capacitat de camp i punt de marcidesa permanent és la capacitat de retenció d’aigua disponible (CRAD), que en general és óptima en sòls de textura franca.
Les plantes necessiten per a créixer una certa quantitat de nutrients que han d’extreure del sòl, principalment nitrogen, fòsfor i potassi, i en menys quantitat altres elements que també són essencials per al desenvolupament vegetal. Les arrels absorbeixen aquests elements quan es troben en forma d’ions en la solució del sòl, on hi poden haver arribat de diferents maneres: a partir de la mineralització de la matèria orgànica, de l’alteració o solubilització de minerals que els alliberen, o mitjançant l’activitat dels microorganismes. Aquests processos són complexos, estan tots interrelacionats, i determinen la disponibilitat i la mobilitat dels nutrients a cada moment segons les característiques del sòl, com ara el contingut d’aigua, la reacció o el pH del sòl o el potencial redox, entre altres. Una de les propietats del sòl que afecten més la mobilitat dels ions és la capacitat d’intercanvi catiònic: certs components del sòl, com ara les argiles i la matèria orgànica, tenen càrregues elèctriques negatives en superfície, les quals atreuen cations presents en la solució del sòl. Els cations que hi queden absorbits estan en equilibri amb els cations que hi ha en la solució, de manera que actuen a tall de “reserva” de nutrients, a més de tenir un paper regulador important, ja que eviten possibles desequilibris iònics en la solució del sòl.
La denominació dels sòls
Equivalències de denominació dels sòls.
Dades elaborades pels autors
Les propietats útils dels sòls és el que realment interessa als usuaris, els quals rarament es preocupen de la seva nomenclatura. No obstant això, cal reconèixer que la classificació dels sòls permet ordenar els coneixements. Fa possible generalitzar en una àrea determinada l’experiència adquirida en un altre indret de la biosfera, sempre que hi hagi una coincidència en la naturalesa dels sòls, reflectida en una denominació coincident. Aquest és el principal interés a posar etiquetes o donar noms als sòls.
Una de les primeres dificultats per a classificar els sòls es troba en establir els criteris de classificació. Cal definir-se i escollir un sistema taxonòmic apte per a expressar les característiques dels sòls i per a entendre’ns amb altres usuaris de la informació. Els sistemes basats en les propietats intrínsiques dels sòls permeten més objectivitat en la seva aplicació, i són millors com més es basen en la morfometria. Les classificacions de tipus genètic, lonamentades en la gènesi del sòl, són més especulatives, ja que obliguen a inferir aquesta per arribar-hi.
Són dos els sistemes que permeten un tractament global dels sòls de la biosfera: per una banda, el Soil Taxonomy (preparat per la Soil Science Society (SSS) l’any 1960, i modificat successivament el 1975 i el 1990) i per una altra les Unitats de Sòls de la FAO del 1971, que han estat modificades el 1989.
Soil Taxonomy
Denominació i característiques dels ordres de sòls, segons el Soil Taxonomy (1975).
Dades elaborades pels autors
Aquest sistema fou presentat a la comunitat científica al Congrés de la Societat Internacional de la Ciència del Sòl celebrat a Madison (Estats Units) l’any 1960, en una versió coneguda informalment com a “7th Approximation” (setena aproximació); de llavors ençà ha sofert diverses revisions que l’han anat actualitzant.
Des del seu inici deixà de banda els noms populars que serveixen per a designar determinats sòls en alguns països i que eren i són emprats encara en d’altres classificacions. El Soil Taxonomy (ST) introdueix una nova nomenclatura basada en arrels gregues i llatines, que és autoexplicativa d’una sèrie de característiques del sòl i del seu medi. Per exemple, d’un sòl australià que s’anomeni quartzipsamment es pot afirmar sense haver-lo vist mai, només a partir d’aquest nom aparentment críptic que es tracta d’un sòl sorrenc (“psammos”, arena), per la qual cosa tindrà una baixa capacitat d’emmagatzemament d’aigua i de nutrients, una elevada permeabilitat hidràulica i un risc d’erosió eòlica; que no presenta més que un horitzó A i un de C, ja que es tracta d’un entisòl (ordre indicat per la terminació -ent, l’element formatiu de l’ordre); que la seva fertilitat potencial és molt baixa, atès que tota l’arena és formada per quars (indicat pel prefix quartz-). Les plantes tindran dificultats per a viure-hi, excepte les especialitzades i el conreu exigirà la previsió de reg localitzat amb fertirrigació i irrigació.
El ST estableix sis nivells jeràrquics d’homogeneïtat creixent a mesura que es passa a categories més baixes, i es pot arribar a classificar el sòl a nivell de parcel·la. Els nivells són: ordre, subordre, grup, subgrup, família i sèrie. El sistema defineix les diferents categories segons la presència o absència d’horitzons de diagnòstic superficials (epipedions), subsuperficials (endopedions), règims d’humitat i de temperatura i altres característiques de diagnòstic.
El principal inconvenient d’aquest sistema de classificació és que fa servir el règim d’humitat i de temperatura del sòl a un nivell jeràrquic molt elevat, informació de la qual no es té en molts indrets del món fins ara poc estudiats. Un altre inconvenient, que és alhora un avantatge, ja que així és més rica la informació que proporciona una cartografia de sòls feta sobre la base de referència d’aquest sistema, és que requereix anàlisis de laboratori.
Unitats de sòls de la FAO
Denominació i característiques de les unitats de sòls de la FAO (1989).
Dades elaborades pels autors
Iniciaiment la FAO (1971) no es proposà de desenvolupar un sistema de classificació de sòls sinó que únicament elabora la lista d’Unitats de Sòls per a la llegenda dels mapes que realitzà. Es tracta d’un esquema de compromís que adopta molts dels conceptes del ST (com ara, horitzons de diagnòstic), si bé per a designar el sòl fa servir molts noms de les classificacions europees. Fou concebut per a denominar sòls a escala global de tot el planeta, que són cartografiats en mapes a petita escala. Com que no és una classificació, no és un sistema jeràrquic, i estableix tan sols dues categories. La més alta de vegades és equivalent a l’ordre del ST, però d’altres vegades equival al grup. La categoria inferior és formada per intergraus o per sòls amb horitzons especials.
El principal avantatge d’aquest sistema enfront del ST és la seva simplicitat, si bé la darrera revisió que n’ha fet la mateixa FAO el 1989 ha representat un increment important de la complexitat, que el fa convergir amb aquest. No obstant això, encara no exigeix tanta informació com aquella ni utilitza els règims d’humitat o temperatura per a la classificació.
En l’estudi de sòls de la biosfera que farem aquí hom utilitzarà el sistema FAO, ja que així han estat confeccionats els mapes disponibles a escala mundial. Sempre que sigui possible, però, s’establiran les correlacions amb el ST.
Els models edàfics
Dels diagrames globalitzadors de sòls que integren els sistemes de meteorització-edafogènesi, les variacions climàtiques, la vegetació i els sòls (diagrama de Strakhov) es desprèn que els processos edafogènics no tenen lloc a l’atzar. És per això que resulta possible d’establir models d’edafogènesi per als grans ambients de la biosfera. Malgrat que alguns dels processos que es descriuen a grans trets s’associen als principals tipus climàtics del món, no en són de cap manera exclusius, i poden donar-se també en d’altres ambients quan les circumstàncies ho permeten.
Model edàfic dels medis ben drenats, temperats i humits
Règims d’humitat edàfica, determinats segons el nombre d’anys en què s’acompleixen certes exigències en nombre de dies de sòl sec. [e=estiu; h=hivern; ts=temperatura del sòl.]
Dades elaborades pels autors
En aquests ambients l’edafogènesi és controlada per un règim d’humitat del sòl (anomenat údic) en el qual domina la percolació, perquè les precipitacions excedeixen l’evapo-transpiració. El rentatge afecta els carbonats i altres productes solubles resultants de la meteorització.
El nivell de descarbonatació assolit depèn del tipus de material originari i del clima. L’alliberació d’òxids de ferro per meteorització permet que s’uneixin a les argiles i a la matèria orgànica en forma de complexos insolubles, cosa que dóna un color bru característic en un procés anomenat brunificació, típic d’aquests ambients, caracteritzats per un grau moderat de meteorització, una lleugera acidificació, desenvolupament de sòls amb perfil A Bw C i humus de tipus “mull”. Es tracta dels anomenats cambisòls segons la classificació de la FAO (equivalents als inceptisòls del ST). Si el clima és mediterrani, els òxids de ferro poden deshidratar-se i donar colors rojos al sòl (procés anomenat de rubefacció).
En zones més humides i amb materials originaris més pobres de bases, l’acidificació progressa més ràpidament, la matèria orgànica dóna lloc a un humus de tipus “moder’, les argiles es dispersen i pot iniciar-se un procés d’il·luviació en el qual les argiles migren per una acció purament física, transportades en suspensió des de la part superior del perfil, i van a dipositar-se a una certa fondària. El resultat és la formació d’horitzons d’acumulació d’argila il·luviada, anomenats endopedions argílics. Aquest tipus de sòls s’anomenen luvisòls segons la classiflcació de la FAO (equivalents als alfisòls del ST). En condicions de rentatge més acusat de bases i de vegetació amb predomini de resinoses, les argiles poden esdevenir inestables, el col·lapse de la xarxa cristal·lina pot alliberar ferro i alumini, i el sòl esdevenir àcid. La matèria orgànica evoluciona lentament cap a humus de tipus “mor”, amb components capaços de formar quelats amb el ferro i amb l’alumini, solubles o pseudosolubles, i per tant amb possibilitat de migrar al llarg del perfil. El procés s’anomena podzolització i el sòl resultant tindrà un perfil de tipus O A E Bh ir i sera un podzol (equivalent a un espodosól del ST).
Model edàfic dels medis semiàrids i àrids
El règim tèrmic és un factor condicionant de l’us agrícola dels sòls, fet que el Soil Taxonomy quantifica segons la taula adjunta (temperatures preses a 50 cm de profunditat, o en contacte lític/ paralític i expressades en graus centígrads). [a.p.: alguna part; a/h: amb horitzó; s/h: sense horitzo; tmas, temperatura mitjana anual del sòl.]
Dades elaborades pels autors
Els sòls de les àrees semiàrides i àrides es caracteritzen per la presència de components molt meteoritzables sempre que hi hagi aigua suficient. En el règim d’humitat d’aquests sòls la percolació no és mai predominant o fins i tot és absent (regims xèric o arídic). En aquestes condicions els carbonats, el guix o les sals més solubles poden estar presents.
Són freqüents els processos d’acumulació de carbonats per solubilització-translocació i precipitació del carbonat càlcic dintre del mateix sòl. El resultat és la formació de nòduls de calcita (originant un horitzó càlcic) o de les típiques crostes calcàries (horitzó petrocàlcic). Els perfils tipus són A Bk Ck o bé A Bkm Ck, els sòls són cambisòls càlcies segons la classificació de la FAO (xerocrepts calcixeròl·lics segons el ST), o bé xerosòls, yermosòls o calcisòls.
El guix és un component freqüent en sòls de medi semiàrid i àrid. És el protagonista dels processos de gipsificació, caracteritzats per la translocació d’aquest component, cosa que dóna lloc a acumulacions de guix vermiforme o a acumulacions més generalitzades en forma d’horitzonts gípsics o hipergípsics. Els sòls resultants poden ser xerosòls o yermosòls gípsics, o gipsisòls d’acord amb la classificació de la FAO (xerocrepts gípsics o gipsiòrtids segons el ST).
En determinats indrets la forma del paisatge pot afavorir l’acumulació de sals més solubles (NaCl, Na2SO4, MgCl2, etc.). En aquestes condicions els processos de salinització només permetran la implantació de comunitats vegetals especialitzades a base de plantes halòfiles (Suaeda, Salicornia, Arthrocnemum,entre d’altres). Els sòls corresponen a solontxacs d’acord amb la classificació de la FAO (salòrtids o fases salines segons el ST). Els processos de sodificació ocorren quan hi ha un increment important del percentatge de sodi als punts d’intercanvi (ESP > 15 %), i donen lloc als sòls sòlids o “solonetz” d’acord amb la classificació de la FAO (natrixeralf, natrustalf i altres segons el ST). La formació d’aquests sòls exigeix unes condicions de més humitat perquè puguin rentar-se els altres cations, com ara el calci i el magnesi.
Model edàfic dels medis tropicals humits
En zona tropical humida els sòls estan sotmesos a un intens rentatge a causa de l’elevada pluviometria (règim d’humitat údic). La vegetació aporta grans quantitats de matèria orgànica que, en descomposar-se ràpidament, assegura un ràpid retorn de nutrients, necessari en uns sòls ja per si mateixos poc fèrtils.
La ferruginització és un procés edafogènic d’aquests medis caracteritzat per un alliberament d’òxids de ferro i una dessilicatització que només permetrà la formació d’argiles pobres en silici com la caolinita, típiques dels ultisòls. La ferralització constitueix un grau més avançat de meteorització, origen de les laterites (actualment anomenades ferralsòls o oxisòls segons el Soil Toxonomy), les quals es caracteritzen per posseir horitzons rics en òxids de ferro hidratats. Són sòls molt pobres, que poden donar lloc a cuirasses ferruginoses si l’horitzó d’òxids de ferro queda en superfície per erosió i s’asseca al sol. D’aquí el seu interès com a material de construcció en zones tropicals.
En aquells casos en què la roca mare sigui un gres o una quarsita, en tractar-se de roques tan pobres en bases, el rentatge és tan eficaç que el sòl que es desenvolupa és, d’acord amb la classificació de la FAO, un podzol tropical (espodosòl segons el ST).
Model edàfic dels medis mal drenats
En depressions tancades i indrets sense drenatge exterior l’aigua s’acumula i la capa freàtica aflora o és prop de la superfície del sòl. En aquests medis el sòl està saturat amb aigua (règim d’humitat àqüic), i la respiració tant d’arrels com de microorganismes esgota l’oxigen que hi ha dissolt originant ambients reductors (potencials redox negatius). En aquestes condicions pot donar-se el procés anomenat gleïtzació, consistent en la reducció dels compostos químics del sòl, com el pas del ferro d’ió fèrric (Fe3+) a ferrós (Fe2+). Com que aquest darrer és soluble, el color del sòl pren tons verdosos o grisos (clapejat) originats per l’absència de ferro. Els sòls resultants tenen caràcter hidromorf i poden ser classificats com a gleïsòls d’acord amb la classificació de la FAO (aqüents segons el ST).
En condicions d’anòxia la matèria orgànica es descompon molt lentament, i en alguns casos extrems l’acumulació de grans quantitats de restes vegetals pot donar lloc a sòls orgànics anomenats histosòls. Les torberes, originades en medis saturats d’aigua i pobres en bases, ideals per al creixement de Sphagnum, en són un exemple.
El mantell edàfic de la Terra
Els grans dominis edàfics del món, establerts a partir de les dades del Soil Conservation Service Department of Agriculture (EUA), i basats en els criteris del Soil Classification.
Editrònica
El mapa de sòls confeccionat per la FAO (1971-81) és l’únic document disponible que permet tenir una visió global de la distribució dels diferents tipus de sòl a la superfície de la Terra, a l’escala de 1/5 × 106. Aquest mapa, resultat d’un gran esforç de correlació entre la informació existent dels sòls dels diferents països, agrupa dades heterogènies, ja que cartografia, sota una mateixa llegenda unificada, mapes obtinguts a diferents escales, densitats d’observacions i tipus de classificacions. Si bé la llegenda ha sofert modificacions darrerament (FAO 1989), no s’ha editat encara en forma de mapa, i per tant es comentarà la distribució de sòls corresponent a la primera edició de la llegenda (FAO 1971). No hi ha una cartografia equivalent segons el sistema de classificació de Soil Taxonomy (ST), del qual només s’ha arribat a representar de forma esquemàtica la distribució mundial dels ordres i subordres, segons el mapa proporcionat pel Soil Conservation Service del Departament d’Agricultura dels EUA. A partir d’aquest mapa de la FAO és possible tenir una visió de conjunt dels sòls del món.
A les zones tropicals, on es donen elevades temperatures i pluges importants, l’agressivitat del clima provoca un alt grau de meteorització química que es reflecteix en la presència majoritària de ferrasòls, acrisòls, nitosòls i, ocupant menor superfície, vertisòls, andosòls, cambisòls, luvisòls, arenosòls i litosòls. Els grans deserts estan ocupats gairebé per xerosòls i yermosòls, caracteritzats per un baix grau de desenvolupament i per l’acumulació de sals, carbonat o guix.
Les zones centrals d’Amèrica del Nord, d’Àsia i, en menor extensió, d’Amèrica del Sud i Àfrica septentrional, tenen com a sòls representatius greizerns, txernozems, feozems i eastanozems (mol·lisòls segons el sistema de classificació del ST), que posseeixen un horitzó superficial enriquit en matèria orgànica i una activitat biològica notable. Estan considerats com els millors sòls agrícoles i són el suport de les grans prades fèrtils de l’interior dels continents com 1’estepa asiàtica, la prada americana o la pampa argentina.
En regions més plujoses i fredes, com el nord d’Europa i d’Àsia, es troben luvisòls, podzols i podzoluvisòls, els quals han experimentat una migració d’argila i/o de matèria orgànica a horitzonts més fondos. Corresponen, a grans trets, a les zones de taiga.
Les regions mediterrànies estan ocupades majoritàriament per regosòls, cambisòls, alfisòls i xerosòls, els quals reflecteixen les particularitats del clima mediterrani amb una estació càlida seca, les diferents característiques geològiques i geomorfològiques, a més de condicions existents en èpoques passades.
Els sòls més joves, és a dir, sòls que amb prou feines han patit processos edafogènies, estan representats pels regosòls, fluvisòls o arenosòls (entisòls segons el sistema de classificació de Soil Taxonomy). Són comuns en les principals cadenes muntanyoses (Himalàia, Alps, Andes) i al llarg de les grans valls fluvials, ja que els sòls es formen sobre dipòsits geològics recents; i també en els deserts a causa de la sequera extrema.