Els factors i els processos edàfics
Si s’observen els factors formadors dels sòls de les boscanes decídues, resulta palès que l’únic factor realment independent és el material parental, ja que tots els altres factors —clima, vegetació, acció humana i temps— estan interrelacionats. Per exemple, la vegetació depèn del clima i, en menor grau, del substrat i del tipus de drenatge condicionat pel relleu; aquest, per la seva banda, és determinat i afaiçonat en part pel substrat i pel mateix drenatge. Hi ha dos factors addicionals que, en el procés de formació del sòl, tenen un efecte particularment significatiu en els boscos temperats decidus en simplificar l’acció dels factors formadors de sòl: la relativa joventut de la major part de sòls de la regió i l’efecte de l’activitat humana. La majoria de sòls d’aquestes àrees s’han desenvolupat a partir de les glaciacions que durant el Quaternari arrasaren i erosionaren gairebé la totalitat de la superfície del bioma. A la major part d’aquest, els sòls més antics tenen, doncs, entre 12 000 i 15 000 anys, període a partir del qual les oscil·lacions climàtiques no han estat tan importants. D’altra banda, l’activitat humana ha estat menys agressiva que en molts altres biomes, amb l’excepció de determinades regions d’Europa, del N de la Xina i de l’Amèrica del Nord, en què els boscos s’han artigat o explotat extensivament.
Els sòls d’aquesta regió s’han format a partir de materials molt variats, la naturalesa i la composició dels quals condicionen l’acció i la intensitat dels processos edàfics. Els materials erosionats pel gel durant les glaciacions, transportats posteriorment pel vent, han donat lloc a acumulacions de materials no consolidats ni estratificats consistents en dipòsits de llims calcaris anomenats “loess”. La mateixa acció alternativa de glaçada i desglaç ha deixat també la seva marca en altres materials del sòl, ja sigui compactant-los, clivellant-los o erosionant-los, i ha condicionat els processos formadors posteriors que es descriuen a continuació. (Per a la nomenclatura dels sòls emprada, vegeu també La denominació dels sòls)
La humificació i l’acidòlisi
En les condicions climàtiques del bioma, amb un període relativament càlid i humit d’entre quatre i sis mesos i un període fred no excessivament rigorós de tres a quatre mesos de durada, la meteorització dels minerals del sòl és un procés estretament lligat a la descomposició dels residus orgànics. Es tracta, doncs, d’un tipus de meteorització bioquímica determinada pel tipus de vegetació, per la matèria orgànica del sòl i per les condicions climàtiques. Durant el procés d’humificació, a mesura que la matèria orgànica es descompon, forma un compost orgànic col·loïdal i parcialment polimeritzat, l’humus, i una quantitat variable de nitrogen atmosfèric s’incorpora al sòl gràcies als organismes fixadors de nitrogen. L’humus també es troba subjecte a una mineralització progressiva, els productes resultants de la qual poden tornar a entrar en el cicle d’humificació.
Un dels paràmetres que indiquen el potencial de formació d’humus és la relació carboni/nitrogen (C/N) dels residus, que en general és més alta que la d’un humus estable, on se situa al voltant de 10. El contingut de components minerals (cendres) i de nitrogen en la fullaraca o virosta de les boscanes decídues no és tan alt com en la virosta dels boscos de coníferes, en la qual la relació C/N pot arribar a ser de més de 70, mentre que en rouredes i fagedes es manté al voltant de 40. Els residus orgànics de les boscanes decídues es reciclen relativament de pressa, la relació C/N és relativament baixa i les condicions climàtiques permeten que els processos d’humificació i mineralització siguin força ràpids i que el contingut de virosta en els horitzons orgànics d’aquests sòls minerals sigui poc abundant. L’humus que es forma en aquestes condicions és mull àcid, i té una relació C/N d’entre 12 i 15 i un pH que sol oscil·lar entre 5 i 6.
Durant aquests processos es formen àcids orgànics que condicionen la meteorització bioquímica dels minerals dels materials parentals, en un procés conegut com a acidòlisi. Això comporta un progressiu augment del potencial de dissolució del carbonat càlcic que hi pogués haver, la meteorització de les miques per formar altres minerals d’argiles i l’alliberament de cations alcalins i alcalinoterris i ferro. En els estadis més avançats, aquest procés és conegut com a brunificació pel fet que les argiles s’uneixen amb hidròxids de ferro que donen als horitzons afectats una coloració bruna o bruno-grisenca.
Les diferències en el clima i en la humitat del sòl també contribueixen a formar diferents tipus d’humus. Al NE de la Xina i a l’Europa central, quan la resta de condicions ecològiques són iguals, l’humus és menys àcid, ja que està subjecte a un rentatge menys intens, i és també més abundant perquè el clima contrastat frena el seu procés de mineralització.
La il·luviació d’argiles
En un règim hídric com el del bioma de les boscanes decídues, en el qual la precipitació excedeix regularment l’evapo-transpiració, el règim hídric del sòl és percolant. L’argila i els ions alliberats en la mineralització, tant de la matèria orgànica com del material parental, poden migrar verticalment en fondària a través del perfil del sòl i acumular-se en horitzons més profunds o fins i tot perdre’s més enllà de la base del perfil. La intensitat d’aquests moviments (translocació) depèn de la naturalesa del material parental i de les condicions climàtiques.
L’argila només pot migrar quan els minerals que la formen es mantenen dispersos, és a dir, quan no és floculada per cations o per matèria orgànica. Els cations divalents o trivalents són particularment efectius per flocular l’argila i, per tant, només en absència seva (sòls descarbonatats o amb el ferro immobilitzat), l’argila pot dispersar-se en l’aigua del sòl i migrar a través dels seus porus. Amb la meteorització s’allibera més argila a la superfície que en profunditat; si el material parental no és argilós, la migració en profunditat quedarà compensada i la il·luviació d’argila emmascarada; per contra, si el material parental ja és argilós, com passa amb els materials sedimentaris, l’augment relatiu d’argiles a la superfície a causa de la meteorització no arribarà a compensar-ne la migració i hi haurà una acumulació més elevada d’argila en l’horitzó B. El resultat són els anomenats horitzons àrgics i s’indiquen amb el símbol Bt. Es reconeixen per un contingut més elevat d’argila que el dels horitzons immediatament superiors i perquè, examinada una mostra al microscopi, s’hi observa que els porus i els elements grollers tenen revestiments d’argila orientada en el sentit en què s’ha anat dipositant.
La descarbonatació
Una característica de la majoria dels sòls del bioma és la pèrdua progressiva de carbonats: la descarbonatació. En condicions de règim percolant, compostos com el carbonat càlcic, que en biomes més àrids es comporten com a components del sòl per la seva baixa solubilitat, poden ser dissolts i rentats fins a arribar a desaparèixer del perfil del sòl.
Aquest procés resulta més palès quan els materials parentals del sòl són calcaris i és més ràpid si es tracta d’un material calcari poc coherent i molt permeable, com ara el “loess”, però no en un de permeabilitat més baixa. Els sòls formats a la zona de “loess” de Bèlgica, per exemple, es creu que ja experimentaren un procés de descarbonatació fa uns 20 000 anys.
Quan el material parental és una calcària dura sense fragmentar, la dissolució del carbonat càlcic exigeix una prèvia disgregació física de la roca, molt lenta, o, en tot cas, només es produeix a la superfície d’aquesta o al llarg de les esquerdes durant els períodes plujosos. A mesura que es dissol la calcària, es produeixen ions que són desplaçats en profunditat i, com que la roca té un contingut molt baix en partícules de silicats, el residu de la dissolució resulta amb prou feines suficient per a formar sòl a les esquerdes dels blocs calcaris. En aquestes condicions, el ritme de formació del sòl és extremament lent; per tant, com que els sòls del bioma solen tenir entre 10 000 i 15 000 anys, és clar que en calcàries compactes no es poden formar sòls prou profunds perquè els boscos decidus s’hi arribin a desenvolupar. Només a les regions no afectades per glaciacions o bé allà on la calcària ja està molt fragmentada hi pot haver sòls amb una certa fondària.
La gleïtzació
En determinades condicions, el sòl no pot evacuar tota l’aigua que li arriba, i aquesta s’acumula desencadenant el procés de la gleïtzació. Aquesta evacuació deficient pot ser deguda a un mal drenatge intern que dóna lloc a capes freàtiques penjades (per una textura massa fina, per un grau elevat de compactació o per la presència d’un horitzó o una capa impermeable a poca profunditat, com pot ser per exemple el cas dels horitzons àrgics) o, també, a una posició geomorfològica desfavorable (fons de vall, planes d’inundació amb capes freàtiques prop de la superfície).
En tal cas, es crea un ambient reductor que transforma els hidrats fèrrics col·loïdals en ions ferrosos solubles. Quan s’ha acabat l’època més plujosa, la part entollada del sòl inundat es va escorrent a poc a poc i l’aigua amb el ferro ferrós es queda en els buits capil·lars o en els racons dels porus més grans. Allà les condicions oxidants fan tornar el ferro ferrós en ferro fèrric, que precipita en forma col·loïdal. Com a resultat d’això l’horitzó queda clapejat de taques de tons rogencs o ataronjats sobre un fons molt més descolorat, de tonalitats més aviat grisenques i verdoses. L’existència d’aquest clapejat en un horitzó del sòl no és sempre indicativa de la presència de condicions reductores: pot ser que aquestes condicions només es donin alguns mesos l’any (els més plujosos) o les clapes poden ser el testimoni relicte d’unes males condicions de drenatge en el passat. En els períodes interglacials, per exemple, l’aigua del desglaç pot haver estat la causa de molts clapejats relictes en sòls que actualment tenen un bon drenatge i estan ben airejats.
Les arrels no poden desenvolupar-se en ambients reduïts, ja que necessiten oxigen per a respirar, de manera que l’hidromorfisme resultant de condicions edàfiques presents afecta el seu creixement. Les arrels s’han de desenvolupar en aquelles parts del perfil del sòl que només s’entollen durant períodes molt curts. Si el gruix del sòl que les arrels poden explotar no arriba als 40 o 50 cm, el bosc caducifoli no pot créixer i en el seu lloc s’hi fan praderies humides o landes o brolles de poca alçada.
La podzolització
En material parental sorrenc i poc alterable (per exemple una sorra de quars d’origen sedimentari, eòlic o costaner) i sota climes temperats humits, l’edafogènesi és condicionada per la pobresa en cations i per l’elevada permeabilitat del material mateix, que fa que el rentatge del sòl sigui molt intens. En condicions tan àcides, malgrat la bona qualitat de la virosta de les boscanes decídues, la humificació produeix àcids orgànics de cadena curta, poc polimeritzats, capaços d’alliberar hidrats de ferro i alumini procedents de silicats, complexar-los i facilitar-ne la translocació als horitzons més profunds del sòl, procés que s’anomena complexòlisi. A mesura que precipiten i es polimeritzen en horitzons més profunds, aquests compostos donen lloc a un horitzó fosc d’acumulació d’humus, ferro i alumini, que s’anomena horitzó espòdic (Bh). Sovint es troba sota un horitzó al·luvial blanquinós, d’aspecte cendrós, extremament pobre en nutrients, anomenat horitzó àlbic i que s’indica amb E.
Els sòls que resulten d’aquest procés (podzolització) s’anomenen podzols. Són més comuns en els boscos de coníferes a causa de la naturalesa de la virosta d’aquests arbres, però quan el material parental ho permet, també apareixen en boscanes decídues, en boscos mixtos o en zones de transició entre boscanes i boscos de coníferes. El tipus de vegetació més característic dels podzols més desenvolupats el representen les landes o brolles àcides d’ericàcies.
L’erosió i els processos en vessants
Tots aquests processos edàfics no s’expressen amb tanta intensitat en sòls formats sobre pendents rostos. Això, que és ben palès allà on no hi ha vegetació i l’aigua erosiona les partícules del sòl més de pressa que no es formen, ocorre també, encara que en menor grau, en zones arbrades. En tal cas el moviment del sòl vessant avall és molt més lent, d’uns quants mil·límetres en desenes d’anys, en un procés anomenat reptació, en el qual el sòl superficial llisca sobre una capa o horitzó més cohesionat. La reptació es manifesta, per exemple, en la curvatura de la soca dels arbres, els qual tendeixen a recuperar la verticalitat després de cada episodi actiu de reptació.
El fenomen que impedeix una evolució edàfica intensa en les àrees forestals en pendent es coneix com a migració obliqua, i és causat pel flux subsuperficial o hipodèrmic de l’aigua, paral·lelament al pendent del terreny que hi ha just sota la superfície. La migració obliqua, unida a l’escolament superficial, fa que, fins i tot en climes molt plujosos, el component vertical de l’aigua tingui una importància relativa secundària i que el rentatge del sòl sigui menys acusat. Una part important de les substàncies solubilitzades no migren verticalment dins del sòl sinó lateralment al llarg dels vessants i la migració d’argila resulta gairebé inexistent.
El periglacialisme
El fet que el bioma de les boscanes decídues es localitzi en àrees que durant el Quaternari estigueren cobertes pel glaç ha deixat les seves empremtes, tant en els materials parentals que després s’han edafitzat, com en la mateixa edafogènesi, que en alguns casos començà ja en els períodes interglacials.
El “loess”, o llim eòlic, n’és un dels exemples més evidents. El “loess” (vegeu també vol. 4, pàg. 298) data del començament dels períodes interglacials, quan els materials desagregats que hi havia a la perifèria del glaç en regressió eren erosionats pel vent. Durant el transport, tal com passa amb l’arrossegament per les aigües d’un riu, aquests materials van ser granuloclassificats, de manera que els de partícules més grosses (sorres) es dipositaren primer i els de partícules més fines (llims i argiles) arribaren més lluny i es dipositaren formant capes de gruixos irregulars.
A causa de la seva textura llimosa i la seva poca cohesió, els sòls formats en el “loess” (i, en general, a la majoria de sediments eòlics) són força erosionables si s’elimina la coberta vegetal. Però, tot i això, a causa de l’absència de pedres, al seu drenatge intern relativament bo i a la seva riquesa en nutrients, aquests sòls han resultat ser, històricament, els més aptes per a l’agricultura. Per això, en la part europea del bioma, una regió que ha estat ocupada i desforestada pels humans de més antic que la resta de boscanes decídues, són aquests sòls els que més han patit l’erosió hídrica.
Una de les morfologies més peculiars que resulten de les glaciacions és la dels “fragipans”, capes o horitzons d’extensió limitada, extremament compactats però sense ser cimentats i que conserven una porositat elevada. No queda clar com s’han arribat a formar. Alguns autors atribueixen la compactació al pes del glaç sobre un sòl preexistent durant els períodes més freds de les glaciacions. Altres consideren que precisament la formació de glaç durant aquests períodes féu que l’aigua fos succionada poderosament del sòl a través dels porus fins a la superfície gelada, i que aquesta dessecació deguda al glaç clivellà i compactà el sòl. En qualsevol cas, el que és evident és que l’origen dels “fragipans” té relació amb algun efecte de les glaciacions, i es considera que tenen un origen edàfic pel fet que la seva disposició guarda relació amb la superfície del sòl on es troben.
Altres morfologies del sòl degudes a processos de glaçada i desglaç actuals o antics no són exclusives d’aquest bioma (vegeu també vol. 9, pàg. 27-28). Entre elles es trobarien formes poligonals relictes degudes al clivellament del sòl en glaçar-se, intrusions en forma de bombolla causades per la diferent susceptibilitat a la congelació dels diversos horitzons, o emergència de pedres a la superfície durant l’hivern, moment tradicionalment aprofitat en els conreus per a eliminar-les.
La formació de “plaggen”
Un dels trets més peculiars dels sòls del bioma, que es coneix únicament en alguns països del NW d’Europa, en sòls que han estat sotmesos a explotació agrícola al llarg de segles, és la presència d’un horitzó la formació del qual és deguda exclusivament a l’acció humana: l’anomenat horitzó “plaggen”. L’horitzó “plaggen”, que es troba només en algunes àrees de la Gran Bretanya, Bèlgica, Holanda i Alemanya, és un epipedió o horitzó superficial fosc, gruixut (entre 40 cm i 1 m de gruix), ric en matèria orgànica i disposat en capes o làmines. Hom hi pot trobar, de vegades, fragments de terrissa, de maons o d’ossos d’animals. Vistos en un mapa, solen ocupar àrees properes a assentaments humans, sovint sobresurten dels sòls circumdants i tenen formes poligonals que corresponen a parcel·les (del parcel·lari present o d’un de passat), sense relació aparent ni amb la geomorfologia ni amb els materials parentals. La formació de “plaggen” és deguda a la incorporació al sòl, un any rere l’altre, del jaç del bestiar estabulat durant l’hivern, fet de gleves que l’agricultor extreia de zones ermes i poc productives, sovint podzols, barrejades amb altres materials vegetals i amb els fems del bestiar. Aquesta pràctica, que representava una esmena orgànica al sòl i n’incrementava la fertilitat, només feia augmentar el seu gruix alguns mil·límetres cada any, però en un parell de segles ha comportat gruixos de fins a 1 m, que són els que es troben actualment.
Els tipus de sòls de les boscanes decídues
Els sòls del bioma de les boscanes decídues resulten de la interacció dels diferents processos esmentats. Les particularitats del clima o dels materials parentals poden acabar d’arrodonir les característiques generals d’aquests sòls. El mateix es pot dir dels sòls transicionals que es troben als límits amb els biomes que confinen amb el de les boscanes decídues, com ara les praderies i estepes o la taigà. No és possible donar aquí una llista exhaustiva dels tipus de sòls que es poden trobar al bioma de les boscanes decídues, però els que es descriuen tot seguit, subjectes a variacions en funció de la concurrència dels diferents processos formadors i al seu grau d’intensitat, són els que n’ocupen l’extensió més gran.
Els sòls amb il·luviació d’argiles
Dins del règim climàtic general del bioma, el règim hídric del sòl varia segons la distribució de les precipitacions al llarg de l’any. Al NE de la Xina el màxim pluviomètric és clarament estival, mentre que a l’hivern les precipitacions són escasses. A l’Amèrica del Nord el màxim també és estival, però hi ha precipitacions abundants a l’hivern, sovint en forma de neu. A Europa, finalment, s’observa un gradient clar entre les costes occidentals, on la influència del corrent del Golf suavitza enormement les temperatures i les precipitacions es reparteixen amb força uniformitat al llarg de tot l’any (o fins i tot enregistren un màxim relatiu a l’hivern), i l’Europa central, més continental, on el màxim de precipitacions s’enregistra a l’estiu i les hivernals es donen en forma de neu.
Si a les característiques climàtiques s’hi afegeix la textura del material parental i la posició topogràfica, es poden definir dues situacions extremes pel que fa a la formació del sòl. D’una banda, regions que tenen precipitacions elevades, estacions poc contrastades, materials parentals argilosos i posicions geomorfològicament estables, en les quals es manifestaran més el rentatge i l’acumulació d’argila. D’altra banda, a l’extrem oposat, s’aplegarien les regions amb precipitacions hivernals negligibles, grans oscil·lacions tèrmiques, materials parentals pobres en argila i situats en vessants, en les quals la il·luviació d’argila serà menys evident.
En el primer cas, els sòls formats han patit un procés d’humificació; l’horitzó superficial (epipedió) experimenta una accentuada eluviació d’argila, que, com a conseqüència, s’acumula (il·luviat) en els horitzons més profunds. El perfil típic consisteix en un horitzó superficial A de 15 a 20 cm de gruix, amb un contingut d’humus d’un 4 o 5%, un pH lleugerament menor de 5 i una coloració bruno-grisenca (horitzó úmbric). El segon horitzó, un E eluvial, seria similar al superficial, però amb un contingut d’humus menor i un color més clar. Per sota d’aquest hi ha un horitzó Bt (àrgic), de 50 a 60 cm de gruix i coloració bruno-groguenca, amb uns continguts d’argila i òxid de ferro aproximadament una vegada i mitja més elevats que els dels horitzons que té per sobre. El material subjacent consistiria en un horitzó C més o menys alterat per processos físico-químics. Aquests sòls són anomenats luvisòls hàplics d’acord amb la nomenclatura de la FAO.
En el cas oposat resultaran sòls sense una il·luviació d’argila marcada, en els quals els processos edàfics predominants hauran estat l’acumulació de matèria orgànica i la meteorització dels minerals. El perfil típic consisteix en un horitzó A d’uns 25 cm de gruix, de coloració bruno-grisenca fosca, amb continguts d’humus superiors al 6% i un pH al voltant de 6, que es pot classificar com un epipedió òcric. Per sota d’aquest, un horitzó d’alteració Bw (càmbic), d’uns 30 cm de gruix i coloració bruna fosca, amb un pH semblant al de l’horitzó A i un contingut de matèria orgànica al voltant del 2%. Més avall, un horitzó de transició BC, de coloració bruna més clara i pH més alt, amb un contingut d’humus de l’1% i una proporció d’humus i òxids de ferro menor que les dels horitzons superiors, cosa que denota un grau menor d’alteració del mineral i menys neoformació d’argila. El material subjacent consistiria en un horitzó C relativament poc alterat. El perfil descrit correspondria a un cambisòl èutric, per la seva riquesa en cations i perquè l’únic horitzó de diagnòstic és l’endopedió càmbic.
Entre aquests dos extrems hi hauria els anomenats cambisòls dístrics, el perfil dels quals seria anàleg al dels cambisòls èutrics però amb més acidesa. Aquests sòls predominarien allí on el flux descendent de l’aigua és important però els materials parentals són poc argilosos.
Els sòls de muntanya sobre materials calcaris
Quan els materials parentals tenen un elevat contingut de carbonat càlcic i el sòl es troba en pendent, el rentatge vertical no és tan intens. En aquestes condicions, la descarbonatació afecta només lleugerament els horitzons superiors, perquè els carbonats dissolts aportats per la migració obliqua impedeixen que avanci aquest procés. Això es tradueix en uns pH superiors a 7 en els epipedions i en una matèria orgànica que dóna lloc en la seva evolució al tipus d’humus anomenat mull càlcic o carbonatat, que es caracteritza perquè la seva biodegradació és més lenta que la del mull àcid, i perquè contribueix a donar a l’horitzó superficial una textura grumollosa molt forta i molt favorable al creixement de les arrels.
El perfil més representatiu tindria un horitzó negre A1 de fins a 30 cm de gruix, amb un pH al voltant de 8, un 30% de matèria orgànica i un 11% de calcària activa. L’horitzó A2, de 30 a 60 cm de fondària, seria semblant però amb un percentatge més gran de roca calcària i un contingut més elevat d’elements grossos. Tots dos horitzons A plegats constituirien un epipedió mòl·lic, és a dir, amb bona estructura, coloració fosca per la presència de matèria orgànica i alta saturació de bases. El material subjacent seria la roca calcària relativament poc alterada, amb un horitzó de transició o sense. El sòl es classifica com a leptosòl rèndzic si la seva pedregositat és molt elevada o com a feozem calcari si no és així. A mesura que l’efecte de les migracions obliqües és menys acusat i el contingut de carbonats menor, es manifesten una sèrie de graus intermedis entre aquests tipus de sòls i sòls progressivament més descarbonatats i amb processos d’il·luviació d’argila més accentuats.
Els sòls de transició amb les estepes i les praderies
Allí on les pluges hivernals esdevenen escadusseres i les estivals es concentren només en uns pocs mesos, les boscanes decídues comencen a clarejar i passen gradualment a estepes o praderies. Són extenses zones de transició a l’W de les boscanes decídues de l’Amèrica del Nord i de la Xina i a l’E de les de l’Europa central.
L’abundància de gramínies, per mitjà de l’acció de les arrels i els cucs de terra, afavoreix la incorporació de matèria orgànica en profunditat, de manera que els horitzons humífers són molt gruixuts, característica que es coneix amb el nom d’isohumisme. A l’estiu, l’activitat biològica d’arrels i animals comporta un alliberament molt elevat de diòxid de carboni que, en coincidir amb l’època de pluges, afavoreix la descarbonatació dels horitzons superiors. Tanmateix, com que els fluxos descendents d’aigua no són importants, una part del calci és adsorbit al complex d’intercanvi i proporciona un humus de transició entre el mull àcid i el càlcic que s’anomena mull mesotròfic, el qual confereix a aquests horitzons una coloració negra i una bona estructura.
La meteorització química dels silicats és negligible. En medis rics en silici, magnesi i ferro, hi pot haver neoformació de montmorillonites quan hi ha condicions de contrast tèrmic estacional. La il·luviació d’argila només es dóna allí on la pluviositat ultrapassa els 700 o 800 mm anuals. Els sòls de transició es consideren txernozems quan tenen l’epipedió negre i descarbonatat i mostren redistribució de carbonats dipositats en profunditat, i feozems quan no és així. Els txernozems de transició es troben sovint sobre materials parentals calcaris, i són classificats com a lúvics quan hi ha hagut il·luviació d’argila i, si no, com a hàplics o càlcics. En els txernozems càlcics, la mobilització de carbonats permet la formació d’un horitzó càlcic. Els feozems són de color bru fosc, es poden trobar tant sobre materials calcaris com silícics i no tenen un isohumisme tan marcat. Se subdivideixen en lúvics, hàplics i calcàrics anàlogament als txernozems.
Els sòls de transició amb els boscos de coníferes
Són els que es troben sota boscos mixtos de caducifolis i coníferes o en la zona de transició amb les estepes fredes, on el fred comença a ser més intens a causa de la latitud (a la franja septentrional de les boscanes decídues) o de l’altitud (als estatges montans de les regions temperades). En aquestes zones, els processos predominants són la podzolització i la complexòlisi. Aquesta darrera es deu fonamentalment al fred, i afavoreix el predomini dels fongs en la microbiota del sòl, encara que també hi juga un paper molt important el fet que la virosta de les coníferes sigui força pobra, la qual cosa contribueix a l’acidificació del sòl i afavoreix igualment els fongs. Cal remarcar que aquests, encara que bons descomponedors de matèria orgànica, no són efectius com a polimeritzants dels productes de descomposició. L’humus que produeixen és l’anomenat mòder oligotròfic en transició a mor, amb una relació C/N propera a 25 i un pH inferior a 4.
Un podzol pròpiament dit només es desenvolupa en els materials sorrencs més pobres. El seu perfil característic consisteix en un horitzó de fullaraca (F) d’uns 3 cm de gruix damunt un horitzó orgànic (O), de gruix similar, on ja es poden observar els atacs dels fongs acidòfils. Sota d’aquests hi ha un horitzó mineral A de color negre, sorrenc, d’uns 15 cm de gruix, amb un contingut de matèria orgànica superior al 10% i amb un pH extremament àcid, de prop de 3,5. Per sota d’aquest hi ha un horitzó E eluvial o àlbic de coloració gris cendrosa, de gruix variable però que sota els boscos mixtos amb decidus i coníferes no sol arribar a 20 cm i que és format quasi exclusivament per sorra de quars. Més avall encara hi hauria un horitzó Bh, Bfe (espòdic), de coloració entre brunenca fosca i negra rogenca, amb acumulació de matèria orgànica, ferro i alumini.
A les zones de transició entre boscanes decídues i estepes fredes, l’edafogènesi és determinada per dues forces antagòniques. Per una banda, les restes orgàniques són riques i es descomponen fàcilment, de manera que tendeixen a evolucionar cap a un humus de tipus mull. Però, per una altra, l’acumulació d’aigua en l’època del desglaç provoca, en primer lloc, una dispersió col·loïdal considerable i un flux descendent important d’aigua, que arrossega avall les partícules més fines; posterioment, el ferro s’acumula en profunditat, en part per hidromorfisme, que el redueix i el solubilitza, i en part perquè, a causa de l’anaerobiosi, els compostos orgànics menys estables se solubilitzen i es dóna una certa complexòlisi.
Si predomina la primera d’aquestes circumstàncies, sigui perquè l’ambient no és excessivament fred o bé perquè el material parental és prou ric, el sòl resultant té un horitzó A neutre o lleugerament àcid, de color negre i amb humus de tipus mull, un horitzó E gris i empobrit i un horitzó Bt en el qual arriben a notar-se revestiments amorfs d’humus i d’òxids de ferro. Aquests sòls s’anomenen greizems o sòls forestals grisos. Si el que predomina és la hidromòrfia i la complexòlisi (climes més freds, comunitats de coníferes) l’horitzó superior té un color gris bru, un pH que oscil·la entre 5 i 5,5 i un humus de tipus mòder. L’horitzó Bt té, per la seva banda, un límit superior irregular per on penetren llengües de l’horitzó E en forma d’intrusions descolorades i/o nòduls de ferro. Són els anomenats podzoluvisòls, que marquen una transició cap als podzols.
Al llarg de les planes russes és fàcil observar la successió, de S a N, de txernozems, greizems i podzoluvisòls. Una successió similar s’observa anàlogament a la part centroriental de l’Amèrica del Nord, encara que en aquest cas els feozems predominen sobre els txernozems.
Els sòls de transició amb les mediterrànies i les selves temperades subtropicals
Són, per una banda, els sòls que es troben a les zones de transició entre les boscanes decídues i els boscos submediterranis marcescents del S d’Europa —per exemple els de roure reboll (Quercus pyrenaica) o roure de fulla petita (Q. faginea)— i els boscos esclerofil·les —per exemple els alzinars— sotmesos a un règim climàtic d’estius càlids i eixuts. Per altra banda són les zones de transició entre les boscanes decídues i les selves plujoses temperades, amb un règim pluviomètric estival semblant al de les boscanes però amb un hivern notablement més suau, com és el cas de la zona S de les boscanes decídues de l’Amèrica del Nord i, en menor grau, de la Xina.
Cap d’aquestes zones no fou afectada per les glaciacions durant el Quaternari i, per tant, l’edafogènesi ha pogut prosseguir sense interrupció durant un període molt més llarg de temps. Tenen, a més, una capacitat més gran per a mineralitzar els compostos orgànics (el clima és més càlid) i, en absència de carbonats, la meteorització dels silicats és més acusada. Aquesta dóna lloc en certs casos a la neoformació d’argiles, les característiques de les quals depenen de la relació sílice/alúmina (que s’acosta a 2 en els ambients mediterranis i a 1 en els subtropicals) i de la temperatura i la humitat del sòl durant el procés. D’altra banda, l’abundància d’hidrats de ferro alliberats i lligats a l’argila afavoreix, en èpoques de calor i sequera, una rubefacció del material, és a dir, la seva deshidratació irreversible amb formació de limonita, que en absència de matèria orgànica dóna una coloració vermellosa als horitzons més profunds.
En qualsevol cas, aquests sòls tendeixen a desenvolupar un horitzó Bt en profunditat i, per tant, es poden classificar com a luvisòls. A les zones de transició amb la conca mediterrània, en el cas de no manifestar-se prou la il·luviació d’argila, la rubefacció determina l’aparició de luvisòls cròmics, amb una seqüència d’horitzons A-Bt-C, o de cambisòls cròmics (de seqüència A-Bw-C). A les zones de transició cap a climes subtropicals, els sòls resultants es classifiquen com a luvisòls o al·lisòls segons que hi hagi predominància o no dels cations alcalins i alcalinoterris en el complex d’adsorció. A les zones on les argiles neoformades són predominantment del tipus 1:1, amb una baixa capacitat d’intercanvi catiònic, els sòls es classifiquen com a lixisòls o acrisòls d’acord amb el mateix criteri que serveix per a separar els luvisòls dels al·lisòls.