Els constituents i les propietats dels sòls

Els constituents inorgànics dels sòls

L’origen dels constituents inorgànics del sòl

Els materials de tipus inorgànic que formen la fase sòlida del sòl són constituïts per silicats, òxids i hidròxids metàl·lics; en determinats casos per aluminosilicats amorfs i en d’altres per carbonats o sulfats; més rarament hi ha clorurs, fosfats o sulfurs. Les proporcions relatives en què es presenten els diversos minerals varien en funció del tipus de material a partir del qual s’ha desenvolupat el sòl, i dels processos edafogenètics actuants. En els sòls dels Països Catalans els carbonats tenen un paper predominant.

Diagrama de difracció de raigs X corresponent a la fracció argílica d’un sòl del Maresme amb predominància d’il·lita. La difracció dels raigs X permet d’identificar els minerals argilosos dels sòls.

Maber, dades dels autors.

L’alteració de les roques de la capa superficial de la Terra, de composició mineralògica i característiques diverses, provoca la disgregació o fragmentació (meteorització física) i la transformació dels minerals que contenen (meteorització química). Els processos d’alteració (físics, químics i també biològics) actuen d’una manera simultània i condueixen a la formació d’un conjunt de materials de diferent natura, mida, i fins i tot procedència, atès que l’aigua i l’aire poden transportar alguns materials força lluny del seu lloc d’origen.

A partir, doncs, d’uns materials anomenats primaris, constituïts fonamentalment per quars, feldspats i mica, poden formar-se per alteració una sèrie de materials nous, dits secundaris, tals com argila, òxids i hidròxids de ferro i alumini, aluminosilicats amorfs, etc. Els productes finals resultants depenen igualment de les aportacions i de les pèrdues que poden produir-se en el sistema. El conjunt de materials primaris residuals, els més o menys transformats, els incorporats al sistema i els neoformats són els que constitueixen el sòl.

L’alteració que pot experimentar un determinat material depèn de la seva natura i dels seus constituents, particularment la composició i el tipus d’enllaç químic, així com la coordinació en l’espai o l’estructura, si bé la que realment assoleixi dependrà també de les condicions del medi a què estigui sotmès.

La presència d’argiles expandibles provoca l’aparició de cares de lliscament brillants, amb estries característiques, les quals posen de manifest els moviments interns que afecten els sòls de caràcter vèrtic (la il·lustració correspon a sòls de Doñana, a Sevilla).

Jaume Porta.

La mida de les partícules resultants és relacionada amb el grau d’alteració dels minerals, de manera que hi ha una certa dependència entre la seva natura i les seves diferents mides. La fracció arena, que és rica en quars i en altres minerals resistents, és la fracció menys activa del sòl; la fracció llim és dominada per minerals amb un major grau de disgregació; la fracció argila (cal recordar que aquest terme té dos significats diferents: en granulometria de sòls indica la fracció de diàmetre aparent inferior a 2 um; en mineralogia s’utilitza per a designar un tipus de fil·losilicats) és formada quasi exclusivament per minerals argilosos i òxids de ferro i d’alumini. Aquesta darrera fracció, a causa de l’elevada superfície específica (és a dir, la superfície de la partícula per unitat de massa) i de la càrrega superficial de les argiles, és la de màxima activitat enfront dels fenòmens químico-físics que tenen lloc a la interfase sòlido-líquida, com l’intercanvi iònic, la dispersió-floculació, l’expansió-retracció, la cohesió, la plasticitat, etc. En aquests fenòmens juga també un paper important l’altre component colloïdal de la fase sòlida: la matèria orgànica del sòl.

Constituents del sòl: mida de partícula i natura probable. Dades elaborades pels autors.

La mineralogia dels constituents té importància des d’un punt de vista de la gènesi del sòl, atès que permet inferir quina ha estat l’evolució i quina és la línea evolutiva possible de cara al futur; d’altra banda, permet conèixer el grau de fertilitat del sòl, ja que és relacionat amb el contingut de minerals alterables que poden anar alliberant nutrients a mitjà o a llarg terme. També és possible preveure a través de la mineralogia el comportament mecànic i el poder del sòl com a depurador natural. Per exemple, en els Països Catalans el contingut de potassi es veu afavorit en els sòls desenvolupats sobre granits per la meteorització de la biotita.

Els silicats

Els principals constituents minerals del sòl són els silicats, ja que representen el 95% en pes dels materials que formen la superfície de la Terra. Són, per tant, els minerals petrogenètics més importants. Formen part de les roques ígnies (granits, diorites, basalts, etc.), de les metamòrfiques (gneis, esquists, quarsites, entre altres), i d’algunes de sedimentàries (gresos, lutites, etc.). Cal buscar l’explicació de l’abundància dels silicats, per una banda, en la geoquímica de la superfície de la Terra, on hi ha el 47% d’oxigen, el 28% de silici i el 8,2% d’alumini i, per altra banda, en l’estructura cristal·lina dels silicats, la qual es fonamenta en una unitat elemental de gran estabilitat, com és l’àtom de silici amb coordinació quatre respecte de l’oxigen, cosa que genera un tetràedre com a políedre de coordinació (SiO4)-4. Aquestes unitats aïllades poden, com a tals, formar part d’una xarxa cristal·lina, o bé poden enllaçar-se entre elles compartint diferent nombre d’oxígens i diversos graus de polimerització, tot donant estructures més o menys complicades*. Així s’explica la gran varietat d’estructures que presenten els silicats.

* El grau de polimerització que s’aconsegueix depèn, amb igualtat en les altres condicions, de la temperatura de formació. Els silicats formats a elevada temperatura, l’olivina, per exemple, presenten un grau de polimerització baix. Les condicions de pressió i la concentració química poden alterar aquesta relació.

Els nesosilicats són constituïts per unitats tetraèdriques aïllades; la interacció de dos tetràedres, amb compartició d’un àtom d’oxigen, dóna lloc als sorosilicats; l’associació de 3, 4 o 6 tetràedres, compartint cada un d’ells dos oxígens, genera estructures cícliques o ciclosilicats; els inosilicats són formats per associacios lineals polimèriques generades per compartició de 2 oxígens, en cadenes senzilles (piroxens) i dobles o condensades entre ells paral·lelament (amfíbols); els fil·losilicats són constituïts per associacions bidimensionals de tetràedres que comparteixen 3 oxígens d’un mateix pla, en disposició pseudo-hexagonal i, més rarament, pseudo-tetragonal; i finalment els tectosilicats són edificis tridimensionals amb compartició total dels vèrtexs oxigenats del tetràedre elemental.

La càrrega aniònica de les estructures possibles és compensada per una sèrie de cations com ara Al3+, Fe3+, Ca2+, Mg2+, K+, Na+, que formen una xarxa cristal·lina que fins i tot pot incorporar al reticle grups aniònics complementaris com OH, F, Cl, etc. Una altra peculiaritat molt important és la possibilitat que es produeixin en determinades estructures substitucions isomòrfiques per cations de mida semblant, però de menor valència. Això és una de les causes principals de la creació de càrregues negatives estructurals no compensades, que caracteritzen les argiles (fil·losilicats), i que poden ésser neutralitzades per cations.

Els fil·losilicats: miques

L’estructura dels fil·losilicats és basada en l’existència de capes amb coordinació tetraèdrica, T, d’oxigen envers el silici que no compleixen el principi d’electroneutralitat. La unió pels oxígens no compartits dirigits cap a una mateixa direcció de l’espai permet associar la capa tetraèdrica amb una altra capa —generalment d’Al3+ o de Mg2+, coordinats octaèdricament a grups hidroxil—, tot compensant el dèficit de càrrega i possibilitant l’establiment d’unitats estructurals de tipus laminar. La capa octaèdrica, O, amb alumini, es denomina gibbsítica i la que té magnesi, brucítica, ja que la seva composició i estractrua és la de la gibbsita Al2(OH)6 i la brucita Mg3(OH)6; els fil·losilicats generats són de tipus dioctaèdric en el primer cas, i trioctaèdric en el segon, ja que el 2/3 o 3/3 dels octàedres de coordinació són ocupats per Al3+ o Mg2+ respectivament.

D’acord amb la nomenclatura proposada per Niggli, l’estructura més senzilla és de tipus T-O. Les unitats estructurals es classifiquen en dimòrfiques o T-O, també designades per 1:1, i trimòrfiques T-O-T o 2:1, atenent a la proporció de capes de tetràedres de silici respecte als octàedres d’alumini o de magnesi. Aquestes unitats estructurals tenen possibilitat d’unirse entre elles per accions electrostàtiques febles de Van der Waals, o bé per ponts d’hidrogen mitjançant o no molècules d’aigua, si la seva càrrega global és neutra; però la unió també pot esdevenir per cations, hidratats o no, si existeix càrrega estructural no compensada. Aquesta càrrega és fonamentalment generada per substitució isomorfa del Si4+ per Al3+ en les capes tetraèdriques, i d’Al3+ per Fe2+ o Mg2+ per K+ i Li+, entre altres, dins les octaèdriques; i també per l’actuació de grups estructurals tipus —SiOH i —AlOH presents en els extrems del reticle cristal·lí que poden desprotonitzar-se generant càrregues negatives, dependents però, del pH del medi.

Aquestes càrregues permeten, doncs, una adsorció superficial fins i tot reversible de cations, que ocupen bàsicament els espais interlaminars entre unitats estructurals i, per tant, possibiliten la capacitat d’intercanviar cations entre la partícula cristal·lina i la solució exterior.

Dins d’aquest grup es troben les miques i les argiles. A causa de la gran importància dins el sòl, les argiles mereixen ésser considerades com un conjunt de minerals a estudiar separadament de la resta dels filosilicats.

El grup de les miques, que és essencial en roques eruptives i fonamental en les metamòrfiques, és caracteritzat per tenir unitats estructurals tipus 2:1 o T-O-T, tri i dioctaèdriques, amb un grau de substitució isomorfa en capes tetraèdriques important i una organització en l’espai estratificada, on la distància entre capes homòlogues d’unitats estructurals consecutives, espaiat reticular o distància basal, és tan sols de 10 Å. Això fa que la càrrega de la seva estructura es compensi per la presència d’ions, principalmente el K+, entre les unitats estructurals, és a dir, interlaminar. Aquesta espècie iònica a causa del seu radi (1,33 Å) queda perfectament encaixada en els espais buits hexagonals que hi ha entre els oxígens, on és retinguda d’una forma poc reversible o difícilment intercanviable, cosa que justifica el fet que les miques manifestin una baixa capacitat d’intercanvi catiònic.

Els dos membres que són característics del grup i especialment abundosos en determinats sòls, són la moscovita, present en pegmatites i en certs granits, que es presenta en agregats laminars i fins i tot en cristalls d’hàbit tabular i secció hexagonal, amb una tonalitat clara i nacrada característica, i també la biotita, que és molt comuna en roques ígnies, i es caracteritza pel color fosc i la presència de ferro en estat ferros en la seva estructura. La biotita té una alteració més fàcil, a causa de la vulnerabilitat del Fe2+, que passa a Fe3+ per oxidació.

La taula següent presenta les característiques estructurals dels silicats: nesosilicats, inosilicats, fil·losilicats i tectosilicats. Les dades han estat elaborades pels autors.

Característiques estructurals dels silicats
SUBCLASSE FÓRMULA EMPÍRICA CARACTERÍSTIQUES ESTRUCTURALS EXEMPLES CARACTERISTIQUES l IMPORTÀNCIA EN ELS SÒLS
Nesosilicats
(SIO4)4-
Tetràedres aïllats Sèrie de l’olivina (Mg, Fe)2 SiO4 Incompatibles en roques amb quars: sòls joves desenvolupats sobre roques basàltiques. Mineral molt alterable.
Grup del granat   M2+3 M3+2 (SiO4)3
      M3+ = Al, Fe
      M2+ = Fe, Mn, Ca, Mg
Més estable i present en roques eruptives àcides o metamòrfiques.
Andalusita Al2  (O/SiO4) Producte típic de metamorfisme associat a intrusions granítiques.
Zircó Zr SiO4 Mineral molt resistent a l’alteració, Zr/Si baix.
Sorosilicats
(Si2O7)6-
Compartició d’un àtom d’oxigen
Grup de l’epidot
Ca2 (Fe, Al) Al2 O/OH/SiO4/Si2O7 |
Poc interès en sòls. Minerals poc freqüents.
Ciclosilicats
(Si3O4)6
Associació de 3, 4 o 6 tetràedres compartint cadascun d’ells dos oxígens. Benitoïta Minerals poc freqüents.
(Si4O12)8- Axinita Minerals poc freqüents.
(Si6O18)12- Grup del beril·le (beril·le i cordierita) Minerals poc freqüents.
Turmalina Na (Mg, Fe)3,Al6
(OH)4/(BO3))3Si6O18) |
Font principal de bor en el sol.
Inosilicats Tetràedres enllaçats linealment Silicats ferro-magnèsics de vegades amb calci, components essencials de les roques màfiques.
(Si2O6)4− Cadenes senzilles Grup dels piroxens Sòls desenvolupats sobre roques ígnies de natura bàsica. Molt alterable.
Grup de l’augita (Ca, Mg, Fe2+, Fe3+, Ti, Al)2
| (Si, Al)2O6
En roques metamòrfiques.
(Si4O11) Cadenes dobles
Grup dels amfíbols
      Sèrie antofil·lita
      Sèrie tremolita
      Sèrie hornblenda
(Ca, Na, K)2−3 (Mg, Fe2+, Fe3+, Al)5
| (OH, F)2 / (Si, Al)2 Si6O22 |
En roques metamòrfiques i ignies.
Fil·losilicats
(Si2O5)2−
Capes bidimensionals de tetràedres que comparteixen 3 oxígens d’un mateix pla, en disposició pseudo-hexagonal i, més rarament, pseudo-tetraèdrica.
Argiles
      Caolinites
      Esmectites
      Vermiculites
      Argiles micàcies
      Clorites
Molt importants.


Presents en tots els sòls, excepte en els arenosos.
Miques
      Moscovita
      Biotita
Essencials en sòls sobre roques eruptives com el granit, i fonamentalment en els desen volupats sobre roques metamòrfiques.
Tectosilicats
(SiO2
)
Edificis tridimensionals amb compartició total dels vèrtexs oxigenats del tetràedre elemental. Grup de la sílice
      Quars
      Ópal
Màxima estabilitat.
[(Sin−x, Alx)O2n]x− Grup dels feldspats
      Sèrie de les plagioclasses
      Sèrie de les ortóclasses
Molt abundants. Fàcilment alterables.
Grup dels feldspatoides En sòls procedents de roques bàsiques i ultrabàsiques, pobres en sílice.

Els minerals argilosos

El terme argila inclou un conjunt d’espècies de minerals silicatats de composició i estructura diverses, la definició, nomenclatura i classificació dels quals han plantejat nombrosos problemes. Els criteris que s’empren aquí són bàsicament els que es desprenen de les recomanacions formulades pel Comitè de Nomenclatura de la AIPEA (Association International pour l’Étude des Argiles).

Les argiles o minerals argilosos pertanyen a la subclase dels fil·losilicats; per tant tenen unitats estructurals de caràcter laminar en disposició estratificada, i es classifiquen per llur proporció entre capes amb coordinació tetraèdrica i octaèdrica (estructures 1:1 o T-O, i 2:1 o T-O-T ).Les subdivisions es fan d’acord amb la càrrega no compensada de les diferents unitats estructurals i en el tipus de capes octaèdriques que hi són presents, és a dir, dioctaèdriques o trioctaèdriques.

Classificació i característiques dels principals tipus d’argila, segons les recomanacions de l’AIPEA.

Dades elaborades pels autors

La composició química global resultant d’una més o menys gran substitució isomorfa dins d’una estructura particular, la coordinació interlaminar o cations aïllats o grups de cations coordinats entre ells de forma hidratada o no, l’aigua de coordinació, etc., determinen l’existència de les diferents espècies dins la complexa classificació general dels minerals argilosos, algunes de les quals donen nom al grup al qual pertanyen. Els minerals argilosos es caracteritzen per una estructura, composició i propietats cristal·loquímiques particulars. Els grups de minerals argilosos de més interès en el sòl són els de les caolinites, esmectites, vermiculites, argiles, micàcies i clorites.

Les espècies del grup de les caolinites que poden trobar-se en el sòl són, fonamentalment, la caolinita i l’hal·loysita, que es caracteritzen per ser fillosilicats de tipus 1:1 dioctaèdrics, és a dir, resultants de la unió d’una capa tetraèdrica i una capa octaèdrica gibbsística. La fórmula emprica teòrica pot ésser expressada d’una manera general per Al2Si2O5(OH)4 . n H2O, i les diferents espècies es distingeixen per la manera d’ordenar-se les unitats estructurals bàsiques i el contingut d’aigua estructural. Si n = 0 el representant del grup és la caolinita, mentre que la hal·loysita conté aigua interlaminar, n = 0-2, que es perd de forma irreversible quan el mineral és escalfat. La forma hidratada, amb n = 2, presenta un espaiat reticular de 10 Å, i la parcialment deshidratada o hal·loysita 7 Å. (El terme "metahal·loysita" era emprat per a designar l’hal·loysita 7 Å).

A causa que no presenten una substitució isomorfa, les unitats estructurals de la caolinita són pràcticament neutres i l’espaiat interlaminar, molt petit, romandrà buit, ja que s’uneixen les diferents unitats estructurals a través de ponts d’hidrogen.

En el cas de l’hal·loysita, un cert desordre en l’apilament de les làmines T-O, l'anomenat desordre turbostàtic (s’entén per desordre turbostàtic el generat per l’apilament d’unitats estructurals de tipus laminar, en la direcció perpendicular a elles (eix cristal·logràfic c) de manera que no hi hagi una superposició totalment coincident), permet la presència d’una capa de molècules d’aigua interlaminar, cosa que debilita indirectament l’enllaç entre unitats estructurals. La distància basal de la forma hidratada és de l’ordre dels 10 Å i els cristalls d’hal·loysita observats al microscopi electrònic presenten una forma tubular característica, a causa de la presència d’aigua.

La capacitat d’intercanvi catiònic, CIC, de la caolinita, pot avaluar-se entre 3 i 10 meq/100 g d’argila. Els cations intercanviables es localitzen tan sols en els laterals de les làmines de caolinita, on compensen el dèficit de càrrega originat per desprotonació dels grups —SiOH i —AlOH situats en els límits del reticle o xarxa cristal·lina. Les diferències de CIC entre l’hal·loysita, 5-30 meq/100 i la caolinita, son causades possiblement pel diferent grau de cristal·linitat d’ambdues espècies i una més gran probabilitat de substitució isomòrfíca per l’hal·loysita.

La caolinita pot ésser present en el sòl com a producte de pseudomorfisme o alteració molt intensa de minerals primaris com els feldspats o miques, en condicions d’acidesa (pH

Les esmectites són minerals argilosos de tipus 2:1 o T-O-T, di i trioctaèdrics, amb un espaiat reticular de 14 Å variable. Quan una esmectita seca entra en contacte amb l’aigua, aquesta se situa en l’espaiat interlaminar i l’argila s’expandeix; segons el tipus d’esmectita, de cations intercanviables i contingut d’aigua l’espaiat pot augmentar fins un màxim de 20 Å. Poden presentar substitució isomorfa en làmines tetraèdriques i octaèdriques, i compensen la seva càrrega per cations de tipus Ca+2, Mg+2, Na+ i K+ més o menys hidratats i intercanviables situats principalment a l’espai interlaminar. La seva capacitat de canvi és elevada, i assoleixen també una capacitat de retenció d’aigua, per la qual cosa se les anomena argiles expandibles. Aquest fet té grans repercusions en el comportament dels sòls que contenen aquest tipus d’argiles.

La sèrie dioctaèdrica o de la montmorillonita és, sens dubte, la més important, integrada per espècies de tipus dioctaèdric i de fórmula general Mx−y(Al2−y) (SiO4−x Alx)O10(OH)2. Si no presenta substitució isomorfa tetraèdrica, l’espècie representativa és la montmorillonita, mentre que si no existeix substitució isomorfa de tipus octaèdric l’espècie representativa és la beidellita. La fórmula general de la sèrie trioctaèdrica respon a Mx+y(Mg3−yLiy) (Si4−x Alx)O10 (OH)2, i les espècies més representatives en són l’hectorita o la saponita, caracteritzades per la impossibilitat de substitució isomorfa en capes tetraèdriques o octaèdriques respectivament.

Les montmorillonites són les espècies més freqüents del grup i es troben en quantitats molt variades en la majoria dels sòls de la zona temperada i mediterrània. Tot i així ès freqüent trobar en un mateix sòl una transició contínua entre les espècies que integren les sèries dioctaèdriques i trioctaèdriques del grup de les esmectites. La capacitat d’intercanvi catiònic d’aquestes argiles és elevada, de l’ordre de 60 a 120 meq/100 g. Les montmorillonites poden tenir diferents orígens: així, poden formar-se en medis neutres o bàsics on la relació Si/Al sigui elevada (2-3) i també la concentració de bases (Ca2+, Mg2+ i Na+). A nivell mundial aquest és l’origen dels sòls amb argiles expandibles, abundoses en els vertisòls; a les zones volcàniques dels Països Catalans (Garrotxa i Gironès) aquest origen és possible, malgrat que en aquest cas no es formen vertisòls. Per altra banda, en determinades condicions poden també formarse montmorillonites per transformació progressiva d’estructures micàcies, i concretament per desplaçament del K+ interlaminar, que és substituït per Ca2+, Mg2+ i aigua interlaminar.

Els sòls amb aquest tipus d’argila, a causa de la seva elevada capacitat d’adsorció d’aigua, que comporta una variació de l’espaiat reticular, són sotmesos a fluctuacions volumètriques en funció del contingut hídric. Són en general fèrtils, a causa de la seva elevada capacitat d’intercanvi catiònic i riquesa en bases, si bé són difícils de treballar si la proporció d’argila és elevada. Tenen un límit líquid alt.

La presència de minerals argilosos del tipus de les vermiculites és freqüent en sòls fortament alterats, i és possible l’evolució a materials amorfs i posteriorment a mica o caolinita. La seva formació es yeu afavorida en un medi àcid (pH 2 i rica en Mg2+. També és possible la seva formació per transformació progressiva de les miques o il·lites, procés en el qual la pèrdua de potassi interlaminar va acompanyada d’un augment de l’espaiat reticular. Aquest procés és possible en els sòls desenvolupats sobre materials granítics dels Països Catalans.

Les vermiculites són silicats de tipus 2:1, di o trioctaèdrics, malgrat que les vermiculites macroscòpiques són invariablement trioctaèdriques. La seva fórmula empírica general és:

Mg3−y (Al, Fe)y(Si4−xAlx)O10(OH)2 Mg(x−y/2), essent 0,6

Es caracteritzen per tenir substitucions isomòrfiques en capes tetraèdriques i octaèdriques. La càrrega per unitat estructural és semblant a la de les argiles micàcies, però la seva naturalesa trioctaèdrica, la substitució isomorfa octaèdrica permanent, l’espaiat reticular de l’ordre dels 14 A variables fins els 15 i l’absència de potassi interlaminar difícilment intercanviable, els proporciona una capacitat més gran de canvi catiònic, 100-150 meq/100 g, així com una més gran facilitat per a l’intercanvi dels cations retinguts a l’espaiat interlaminar junt a dues capes de molècules d’aigua i una expansió reticular limitada.

Les argiles micàcies són fil·losilicats amb unitat estructural tipus 2:1 o T-O-T, di o trioctaèdriques i espaiat reticular de 10 A fix, no expansionable, on la capa octaèdrica és situada entre dues de tipus tetraèdric que s’uneixen per compartició d’oxígens o de grups hidròxils. Componen aquest grup una sèrie de minerals argilosos amb certes variacions respecte a l’estructura bàsica de les miques, el principal representant dels quals és la il·lita. L’AIPEA mostra certes reserves respecte a l’ús dels termes il·lites, sericites, etc., i recomana el terme general d’argiles micàcies. Aquestes argiles presenten substitucions isomòrfiques, principalment del Si+2 per l’Al+3 en les capes tetraèdriques i, ocasionalment, de l’Al+3 pel Mg+2 en les octaèdriques, la qual cosa genera càrregues negatives que són compensades per la presència de determinats cations, generalment el potassi en posició interlaminar.

El seu espaiat interlaminar constant és ocupat per cations anhidres, fonamentalment potassi, retinguts de manera difícilment intercanviable entre les cavitats hexagonals formades per capes tetraèdriques d’unitats estructurals veïnes. Aquest fet es pot explicar per l’existència d’una elevada densitat superficial de càrrega, 0,6 a 1, i per la substitució isomòrfica tetraèdrica. Tan sols els ions potassi situats a la superfície accessible dels extrems de la unitat estructural poden ser fàcilment intercanviats i de manera totalment reversible.

En el sòl predominen les espècies dioctraèdriques potàssiques de fórmula empírica general:

Kx+y (Al2−y) (Alx Si4-x)O10 (OH)2, essent 0,6

La capacitat d’intercanvi catiònic d’aquest tipus d’argila és de l’ordre de 10 a 40 meq/100 g. Les condicions més adequades per a la seva formació consisteixen en un medi neutre o lleugerament bàsic, amb proporció Si/Al de 2 a 3 i elevada presència de potassi. La il·lita és el tipus d’argila més freqüent en els sòls dels Països catalans.

Les clorites són fil·losilicats de tipus 2:1 o T-O-T amb càrrega variable i espaiat reticular fix al voltant dels 14 Å. (La nomenclatura 2:1:1, que reflectia una estructura tipus T-O-T-O ha estat substituïda per la 2:1 en considerar la capa octaèdrica addicional com a material interlaminar).. Pot generalitzar-se’n la composició des d’una unitat estructural tipus 2:1 o T-O-T, alternant amb capes de coordinació octaèdriques derivades de la brucita o gibsita, de fórmula general:

T-O-T: [(M2+y, M32-y) (Si4-xAlx)O10 (OH)2](x+y)-.

O: [(M2+3-z, Mz3+) (OH)6]z+.

Existeixen clorites de tipus di, di-tri i trioctaèdriques, atenent a la naturalesa de les dues capes octaèdriques que integren la seva particular unitat estructural. Les espècies més característiques són les trioctaèdriques, amb substitució isomorfa del Si per Al i ocasionalment per Fe i Cr en les capes tetraèdriques. De la mateixa manera les capes octaèdriques a base de Mg, Fe i Al, presenten importants substitucions per Cr, Ni, Mn, V, Cu i Li. La seva CIC és entre els 10 i els 40 meq/100 g.

Les clorites són freqüents en roques metamòrfiques, en esquists clorítics i en els sòls formats a partir d’aquestes roques. Poden originar-se a pH bàsic i concentració de Mg2+ fortament elevada o bé en presència de montmorillonita i vermiculita, si paral·lelament hi ha formació de gibbsita i brucita. Aquest tipus d’argila pot trobar-se en petites quantitats als sòls dels Països Catalans.

Les argiles interestratificades i els minerals fibrosos

A més dels minerals argilosos descrits anteriorment existeixen una sèrie d’estructures considerades no clàssiques, derivades de les argiles, que també tenen interès en l’estudi de la mineralogia del sòl. Aquests minerals són les argiles interestratificades i les pirofilites o minerals fibrosos.

Les argiles interestratificades són constituïdes per edificis reticulars complexos formats per la unió de diferents tipus d’unitats estructurals 1:1 i 2:1, o bé una mateixa d’unitat estructural amb diferents materials interlaminars. Una argila interestratificada no és una barreja d’argiles, ja que és impossible separar les diferents unitats estructurals mitjançant medis físics. En general són formades per dues unitats estructurals diferents i la seva superposició segueix una distribució ordenada i regular respecte a la direcció perpendicular als plans estructurals, malgrat que també poden agrupar-se en forma totalment irregular.

Aquest tipus d’edificis són abundants en sòls de zones temperades i concretament als Països Catalans, com a resultat de la transformació progressiva d’altres espècies argiloses anteriorment definides. Els interestratificats més freqüents són de tipus I-M, I-V, I-C, M-V, M-C i V-C, que deriven de la il·lita, montmorillonita, vermiculita i clorita.

Els minerals fibrosos o pirofilites es caracteritzen per tenir una estructura derivada de les argiles, on les distribucions bidimensionals de tetràedres de sílice en disposició hexagonal tenen l’oxigen no compartit en sentit oposat, de la qual cosa resulta una estructura en canals que els dóna l’aspecte fïbrós característic. Aquestes capes de sílice es coordinen també amb capes octaèdriques de magnesi i alumini, i a l’interior dels canals es localitzen molècules d’aigua i ions intercanviables. Les espècies més importants són l’atapulgita i la sepiolita. Les CIC que presenten són de l’ordre de 20 i 35 meq/100 g respectivament.

Aquests tipus de minerals apareixen per altera ció de roques eruptives i metamòrfiques i també són presents en determinades roques sedimentàries. En els sòls, es formen en medi bàsic i en presència de sals i sílice lliure.

Els aluminosilicats amorfs

Sobre les basanites de la zona volcànica d’Olot (Garrotxa) es desenvolupen sòls que contenen aluminosilicats amorfs, la possible presència dels quals pot diagnosticar-se al camp mitjançant el test del NaF.

Jaume Porta.

Es coneix pel nom d’al·lofana un conjunt de materials que poden ésser definits com un gel mixt aluminosílic, provinent de la hidratació de vidres volcànics i alteració ràpida dels minerals primaris. La seva composició és molt variable i depèn de la natura del material originari, però pot ésser expressada per Al2O3 · x SiO2 · nH2O, és a dir, com a aluminosilicat hidratat amb relacions Al2O3/SiO2 100:112 o 100:180. A diferència de les argiles, és un material de tipus no cristal·lí i de distribució molt restringida entre les roques, que es troba associat a certs dipòsits argilosos i en roques volcàniques alterades. En el sòl és un producte d’alteració de determinats silicats, especialment en cendres volcàniques, es troba normalment barrejat amb hidròxid fèrric, essent el component més característic dels andisòls. En condicions de clima contrastat, aquests materials amorfs passen a formes cristal·lines tals com l’hal·loysita o la caolinita.

L’al·lofana té una capacitat d’intercanvi catiònic elevada, de l’ordre 100-200 i fins i tot 400 meq/100 g, variable en funció del pH del medi. Els sòls on aquests aluminosilicats són abundants, com és el cas de la zona volcànica d’Olot, tenen una alta activitat i propietats plàstiques molt particulars, com és la tixotropia.

Els minerals no silicatats

En determinats indrets prenen importància altres materials de natura inorgànica, no silicatats. Els carbonats i els sulfats, especialment la calcita i el guix, són molt abundants en sòls de medis semiàrids i àrids. Els clorurs, principalment l’halita, els sulfats sòdics, tenardita i mirabilita i el magnèsic o l’epsomita, són presents en sòls afectats per salinitat. Els fostats i nitrats són molt escassos als sòls, i s’hi incorporen en forma d’adobs, principalment. Els òxids i hidròxids de ferro són també d’especial importància i responsables en bona part de la coloració dels sòls; els òxids i hidròxids d’alumini i d’altres minerals, si bé és possible trobar-los al sòl, són poc freqüents o hi són en quantitats poc importants.

Els òxids i hidròxids

El paper de l’hematites, bé que quantitativament és un component menor, és d’una gran importància quant a la coloració dels sòls, als quals confereix un accentuat color vermell, com és el cas d’aquest rodoxeralf (terra rossa) de Serinyà (Gironès).

Josep M. Alcañiz.

Els òxids i hidròxids de ferro, de naturalesa amorfa o cristal·lina, es troben al sòl heretats de roques que els contenen o com a resultat de la meteorització de minerals ferromagnesians com la biotita, els amfíbols i els piroxens. Els òxids cristal·lins més importants són la goethita i l’hematites. El primer és causant de la coloració ocre del sòl juntament amb la limonita, domina en zones de clima húmid i es troba en quantitats importants en els sòls de zones temperades. La varietat terrosa de l’hematites es caracteritza pel color vermell que dóna al sòl, és abundant en climes contrastats i càlids com el mediterrani, on es produeix per rubefacció, encara que també pot ésser un material heretat de sediments com els gresos del Triàsic. També cal considerar la magnetita, que és la forma heretada més notable present en el sòl, especialment en materials volcànics o en certes roques cristal·lines bàsiques. La limonita és extremadament freqüent i, amb el temps, pot passar a goethita i hematites.

Quant als òxids i hidròxids d’alumini, les formes més freqüents són la gibsita i la bohemita. Els òxids d’alumini són de menys transcendència que els de ferro, excepte en sòls tropicals d’alteració extrema on es formen laterites (mescla de gibsita i bohemita). La gibsita es forma en medis tropicals per desilicatització primària i ràpida de roques bàsiques, en condicions de fort drenatge, condicions que rarament solen trobar-se en climes temperats, encara que sembla que es pot formar lentament gibsita junt amb la caolinita, en arenes ben drenades sobre granit, diorites, etc. i també en determinades circumstàncies particulars d’hidromorfia.

Els òxids de manganès, de color negre, acostumen a presentar-se en sòls hidromorfs conjuntament amb els de ferro, formant precipitats de pirolusita, com per exemple a la plana al·luvial de la Tordera.

A més a més dels òxids de ferro i d’alumini, és interessant esmentar l’òxid de titani, que es presenta en el sòl en forma de rútil, anatasa i brokita, tots tres molt resistents a l’alteració. El rutil n’és la forma més freqüent i, juntament amb el circoni i el quars, constitueix els minerals de màxima resistència a l’alteració del sòl. És present en granits, gneis, esquists micacis i calcàries metamòrfiques.

La ilmenita, òxid doble de ferro i titani, també és present en el sòl formant part dels gneis i altres roques metamòrfiques, sempre associades a la magnetita.

Els carbonats

Les coloracions blanques típiques dels horitzons K d’acumulació de carbonats (endopedió càlcic) són donades per la calcita, com en aquests sòls de Picassent (Horta).

C. Roquero.

Els carbonats, atès que són minerals poc estables, són característics només en regions àrides i semiàrides, per la qual cosa són molt freqüents i abundants als sòls dels Països Catalans. Com a unitat aniònica fonamental tenen el grup CO2-3, de coordinació planar ternària, amb un carboni al centre i tres ions oxígens als vèrtexs del triangle, units amb menys força que en el cas de l’enllaç covalent C-0 de l’anhídrid carbònic, la qual cosa explica la fàcil reacció dels carbonats amb els ions àcids. Aquesta reacció és característica dels carbonats i s’utilitza concretament per la seva identificació en el sòl:

CO32- + H3O+ ⇋ CO2 + H2O

Els carbonats són incolors, blancs o poc acolorits, excepte els de coure, que no són freqüents en els sòls, cosa que fa que els sòls amb abundància de carbonats tinguin tonalitats clares.

Hi ha tres grups isostructurals: el de la calcita o carbonat càlcic, CaCO3, i la magnesita o carbonat magnèsic, MgCO3; el de la dolomita o carbonat doble de calci i magnesi, CaMg (CO3)2; i el grup de l’aragonita, polimorf de la calcita. Aquests minerals formen masses importants de roques sedimentàries i d’algunes de metamòrfiques, com en el cas dels marbres. La calcita pot presentar-se en els sòls heretada del material original, o bé pot formar-se per precipitació a partir de formes solubles en determinades condicions, o bé per carbonatadó de les bases alliberades en l’alteració de les plagiòclasis.

La dolomita és més estable que la calcita, cosa que es tradueix en una meteorització diferencial de les roques calcàries, especialment manifesta quan hi ha capes alternades de calcita i dolomita.

El carbonat sòdic, Na2CO3, és un mineral rar que té importància únicament en els sòls alcalins.

Els sulfats

Distribució dels materials guixosos aflorants als Països Catalans. Hom hi constata la seva extensió geogràfica elevada, bé que només apareixen en els sòls de les zones de clima àrid i semiàrid, car en els altres casos són fàcilment rentats.

Maber, a partir d’Oriol Riba, 1966.

La relació radial S6+ : O2+ de 0,214 condiciona una coordinació 4 de l’oxigen envers el sofre, és a dir, de tipus tetraèdric. L’enllaç covalent S-O és molt fort, i dóna lloc al grup aniònic SO2-4 que, sense compartir oxígens, assoleix l’electroneutralitat per unió amb diferents cations que són els que determinen les propietats químiques i físiques d’aquests minerals. Les espècies més característiques en sòls són el guix, CaSO4.2H2O, i l’anhidrita, CaSO4, que poden ésser transformades l’una en l’altre per processos d’hidratació o deshidratació. La presència de guix va associada a unes condicions semiàrides o àrides, perquè és un mineral soluble a raó de 2 g/l, i en zones humides és dissolt i eliminat amb l’aigua de percolació. Als Països Catalans és un mineral important per la superfície que ocupen les roques sedimentàries que el contenen. En els sòls guixosos es poden trobar plantes especialitzades considerades indicadores. En alguns casos, l’estudi en làmines primes posa de manifest que un altre sulfat, com la celestina, SrSO4, acompanya el guix, encara que de forma molt minoritària. Aquest és el cas dels sòls desenvolupats sobre guix a la Segarra.

Els sulfats, i concretament el guix, donen coloracions blanques als sòls. L’acumulació secundària en el pedió origina cristalls lenticulars visibles en làmina prima.

Joan Herrero.

La resta de sulfats són típics de sòls afectats per la salinitat: el sulfat sòdic, en forma de tenardita, Na2SO4, o de mirabilita, Na2SO4.10H2O, i el sulfat magnèsic o epsomita, MgSO4.7H20. El sulfat sòdic presenta la peculiaritat que la seva solubilitat disminueix fortament quan baixen les temperatures, cosa que condiciona la dinàmica d’aquesta sal als sòls, ja que a l’hivern en baixar les temperatures és la menys soluble i no és rentada com les altres sals. El sulfat magnèsic és dos o tres cops més tòxic que el sulfat sòdic. El sulfat potàssic, K2SO4, no és freqüent, perquè el potassi es adsorbit per les argiles i, a més a més, aprofitat pels organismes. Un altre grup de sulfats que hom pot trobar en els sòls, en pòlders i en estuaris, són el sulfat de ferro, Fe2(SO4)3, i el d’alumini, Al2(SO4)3, que proporcionen una acidesa extrema i molt desfavorable. També la jarosita, sulfat doble de ferro i potassi, K Fe3(SO4)2(OH)6, pot ser-hi present.

Els sulfurs

Sòl hidromorf (psammaqüent) del delta de l’Ebre, amb sulfurs (banda negra) a la zona d’oscil·lació de la capa freàtica, fruit de l’activitat de microorganismes anaeròbics.

Josep M. Alcañiz.

La forma estable del sofre en medis airejats és el S6+, que en combinar-se amb oxigen dóna lloc als sulfats. En els sòls hidromorfs, la manca d’oxigen pot provocar el desencadenament d’una sèrie de processos reductors que afecten de manera especial el S6+ i el Fe3+ i donen lloc a la precipitació del sulfur de Fe2+ en forma de pirita o marcassita, FeS2.

Els clorurs

Eflorescències blanques en sòls afectats per la salinitat, a Albatera (Baix Segura), a causa de la mobilitat dels clorurs i dels sulfats en el perfil, i de llur acumulació en superfície en èpoques d’evaporació alta.

C. Roquero.

Els clorurs són minerals molt solubles, desfavorables per a les plantes si es presenten en quantitats importants, cosa que és freqüent en sòls afectats per salinitat. Els clorurs presents als sòls són l’halita, NaCl, amb una solubilitat de 264 g/l, per la qual cosa és especialment nociva; i el clorur càlcic, CaCl2, molt poc freqüent en sòls afectats per la salinitat, a causa que en presència de sulfat o carbonat sòdic evoluciona ràpidament. El clorur magnèsic i el clorur càlcic són sals molt higroscòpiques, i poden absorbir vapor d’aigua de l’atmosfera, cosa que fa que els sòls salins que contenen aquests minerals romanguin humits durant llargs períodes després d’unes pluges. Els clorurs tenen, en general, una dinàmica i una mobilitat molt altes, especialment importants en zones àrides i semiàrides, cosa que possibilita que es concentrin a la superfície donant eflorescències blanquinoses característiques.

La presència de NaCl és problemàtica, atesa l’activitat de l’ió Na+ que pot arribar a ocupar un bon percentatge dels llocs d’intercanvi, produint la peptització del col·loide mineral i orgànic en medi aquós, i originant la pèrdua d’estructura, disminució de la conductivitat hidràulica, etc., condicions desfavorables per a les arrels.

Els fosfats

Els fosfats són minerals minoritaris als sòls. La seva estructura és formada per l’agrupació amònica PO3-4 , on l’oxigen coordina tetraèdricament al fòsfor amb enllaç covalent, rP/rO = 0,25. L’electroneutralitat s’assoleix per unió amb cations, calci en medi bàsic, sodi en medi alcalí i ferro o alumini en medi àcid. Són, en general, insolubles en solucions neutres o bàsiques, excepte el fosfat sòdic. Els ortofosfats monometàl·lics alcalinoterris són solubles. No obstant això, poden retrogradar-se a formes apatítiques o tricàlciques que són altament insolubles. L’apatita presenta solució sòlida amb anions, com el fluorur, el clorur i l’hidroxil, Ca5(PO4)3(F, Cl, OH), i constitueix la font més important de fòsfor en el sòl. En sòls àcids, les formes possibles són la vivianita, Fe3(PO4)2 . 8H2O, la variscita, AlPO4 . 2H2O, i l’estrengita, FePO4 . 2H2O.

Les roques ígnies contenen de l’ordre del 0,15% de fòsfor: si bé les àcides són pobres en fòsfor, les bàsiques en són més riques. Els basalts en tenen el doble que el granit, mentre que les roques calcàries són pobres en fòsfor (0,02%). La importància del fòsfor resideix en el fet de ser un nutrient important de les plantes, i en el particular comportament químico-físic, pel que fa a l’adsorció aniònica de què són objecte els ions fosfat, la seva immobilització, etc.

Els constituents orgànics

L’origen dels constituents orgànics del sòl

La matèria orgànica del sòl té el seu origen en la biomassa morta que prové dels vegetals, dels microorganismes i de la fauna. Generalment, el material originari no conté inicialment matèria orgànica. En el cas dels sòls conreuats cal considerar també les aportacions externes que es fan en forma d’esmenes orgàniques, fems, composts, i restes de collites. Cal fer notar que la locució matèria orgànica pot ser emprada amb diferents significats. Per a alguns autors és únicament la fracció orgànica transformada, sinònim d’humus; d’altres distingeixen entre matèria orgànica fresca o restes vegetals recentment incorporades, i humus o matèria orgànica transformada. Duchaufour, en parlar de tipus d’humus es refereix a la matèria orgànica global, és a dir, a la matèria orgànica fresca i a la matèria orgànica humificada. Aquesta ambigüitat en la terminologia és produïda pel fet que resulta difícil a vegades separar les diferents formes de matèria orgànica. En el present text utilitzem el terme en el sentit ampli per a englobar la matèria orgànica fresca i l’humus.

La vegetació és la principal font de matèria orgànica i juga un paper considerable en la formació del sòl, particularment dels epipedions. Un cop finalitzat el seu cicle vital, les restes vegetals es dipositen a la superfície del sòl —fulles, tiges, branques, etc.— o bé a l’interior —arrels—, i es van descomponent i incorporant-s’hi a poc a poc.

Els microorganismes aporten també matèria orgànica per excreció de substàncies orgàniques provinents del seu metabolisme, i també per incorporació al sòl de llur pròpia biomassa.

La fauna edàfica intervé activament en la descomposició de la matèria orgànica, fragmentant i digerint les restes vegetals; els cucs de terra acceleren la barreja amb la matèria mineral actuant com un digestor accelerat. Els excrements de la fauna són també una important aportació de matèria orgànica, i actuen com a nuclis d’alta activitat biològica descomponedora.

Les restes orgàniques sofreixen tota una sèrie de transformacions que donen lloc, per una part, a tota una gamma de productes senzills com CO2, NH3, H2O, NO3, PO3-4, K+ Na+, Ca2+, Mg2+, etc., en condicions reductores CH4, N2; i per altra a uns compostos químicament complexos de coloració bruna fosca, que s’agrupen sota el nom d’humus, el qual juga un paper molt important en la fertilitat i l’estabilitat estructural dels sòls, gràcies a la seva capacitat per a adsorbir nutrients i agregar partícules.

Una bona part de les restes orgàniques es descomponen amb relativa rapidesa, i donen al final productes senzills com els que abans hem esmentat, gràcies a l’acció dels microorganismes descomponedors, bacteris, actinomicets, fongs, entre d’altres, que utilitzen la biomassa morta com a font d’energia per al seu metabolisme; aquest procés es denomina mineralització. Però no totes les molècules orgàniques són aprofitables pels microorganismes sapròfits: hi ha compostos que per la seva estructura, molt estable, són difícils de descompondre, i ho fan només de forma parcial. Aquest és el cas, per exemple, de la lignina, un important constituent dels teixits llenyosos vegetals.

Els fongs i altres microorganismes hidrolitzen parcialment aquesta molècula alliberant al sòl fragments mig oxidats que junt amb la lignina lleugerament transformada i els productes del seu metabolisme excretats passen a formar part de l’humus. A mesura que avança el procés de descomposició de les restes de la biomassa desapareixen els composts fàcilment mineralitzables i s’incorporen substàncies precursores de l’humus sintetitzades pels mateixos microorganismes, i es produeix una acumulació relativa de substàncies complexes, més o menys polimètriques i amb abundància de composts aromàtics, que per processos de maduració físico-química, humificació, constituiran l’humus.

La presència de matèria orgànica en el sòl s’evidencia per un ennegriment dels epipedions, melanització, causat per l’humus, i és aquesta una de les característiques que permeten diferenciar epipedions d’endopedions.

El contingut i la composició

La incorporació de matèria orgànica provoca l’enfosquiment de la part superior del pedió: la distribució depèn del tipus de formació vegetal. Així, als prats (a l'esquerra, umbrept del Turó de l’Home, al Montseny) hi ha una incorporació profunda i uniforme, mentre que sota una vegetació forestal (a la dreta, ocrept de les muntanyes de Prades) la incorporació és molt més superficial i hi ha virosta abundant.

Josep M. Alcañiz.

La quantitat de matèria orgànica dels sòls és molt variable, i depèn sobretot de la biomassa vegetal que soporten i de l’horitzó estudiat. Hi ha una ràpida disminució del contingut orgànic en fondària, a causa d’una deposició majoritàriament superficial de les restes vegetals. Així, en el cas dels sòls forestals, gran part de la biomassa morta que forma la virosta* té el seu origen en les fulles que es dipositen a la superfície del sòl; per altra banda els sòls de prats tenen un contingut més uniforme, i uns horitzons A més gruixuts a causa de la incorporació directa dels sistemes radiculars de les pratenses i de la forta activitat biològica que normalment existeix en aquests sòls. Cal aclarir que virosta és un terme utilitzat en ecologia per a designar les restes orgàniques, principalment de vegetals, que es dipositen en la superfície dels sòls formant una capa. És sinònim de fullaraca, referida sobretot a la virosta dels boscs caducifolis, i equival a "litière" en francès i "litter layer" en anglès. Correspon a l’horitzó O, = A00 (capes L i F), constituït per restes que encara conserven l’estructura de teixit i per tant es pot reconèixer el seu origen a ull nu, a diferència de l’horitzó O2 = A0(capa H), de color negrós, on les restes són més descompostes.

Composició quimica aproximada (ceres, greixos i resines; proteïnes; cel·lulosa; hemicel·lulosa, hidrats i carbonidrats; lignina i derivats; C/N)de diversos organismes vegetals superiors i inferiors: herbes lleguminoses vivaces, gramínies vivaces, arbres de fulla ampla, coníferes i bacteris. (en % de pes sec). Dades elaborades pels autors.

Els continguts mitjans de matèria orgànica dels horitzons organominerals dels sòls dels Països Catalans són baixos, sobretot en els sòls agrícoles. A causa de la gran diversitat d’ambients s’hi troben casos extrems, com el 0,3% en alguns sòls d’Alacant i de la Segarra, el 0,8% en determinades zones del Vallès, o bé el 3% en alguns d’Osona, i també valors del 21% en sòls de zones humides d’alta muntanya a la Vall d’Aran. En zones de mulleres i aiguamolls es troben unes acumulacions importants de matèria orgànica de tipus torbós, que donen al sòl el qualificatiu de sòl orgànic o histosòls, amb continguts de matèria orgànica del 63%, com és el cas de l’estany de Ratera (Pallars Sobirà) o del 49% als ullals del delta de l’Ebre.

En termes generals es pot dir que existeix una proporcionalitat directa entre el contingut de matèria orgànica i la precipitació, i inversa amb la temperatura, encara que no de forma lineal: per tant, les zones més deficients en matèria orgànica són les més àrides. Cal tenir en compte que en sòls agrícoles el conreu continuat incrementa la taxa de mineralització i accentua el dèficit de matèria orgànica; d’altra banda, el costum de cremar els rostolls aminora la incorporació de matèria orgànica al sòl.

La vegetadó és un dels condicionants del contingut i la composició química de la matèria orgànica dels sòls. Per a estudiarla, cal diferenciar les substàncies procedents de la biomassa morta o del metabolisme microbià, que es denomina matèria orgànica fresca o no humificada, del conjunt de substàncies resultants de la seva transformació.

La matèria orgànica fresca

La pràctica de cremar rostolls contribueix a disminuir la capacitat agrícola dels sòls, car la matèria orgànica així perduda hauria millorat l’estructura i la retenció d’aigua i nutrients (bladars de la Noguera).

Jaume Porta

Cal destacar en les restes vegetals l’abundància de carbohidrats, cel·luloses, hemicel·luloses, midó, quitines, pectines i mucopolisacàrids bacterians. Totes aquestes substàncies especialment abundants en la virosta són també presents en la part superficial dels sòls, i constitueixen del 5 al 20% de la matèria orgànica total. La matèria orgànica fresca disminueix en profunditat a la vegada que l’humus passa a ésser la fracció dominant de la matèria orgànica total.

La cel·lulosa és un dels carbohidrats més abundants al sòl, i es troba associada a les hemicelluloses i a la lignina, tots ells força insolubles, a més de substàncies pèctiques. Alguns d’aquests carbohidrats i, sobretot, els productes de la seva hidròlisi i oxidació parcial s’integren a les substàncies húmiques d’una manera estable.

Els compostos nitrogenats tenen l’origen principal en la part proteica de la biomassa i són els aminoàcids, aminosucres i, en menor grau, les bases nitrogenades, i constitueixen la principal font de nitrogen per als microorganismes heterotròfics del sòl. D’altres, com amides, aminoàcids aromàtics i heterocicles de nitrogen com les porfirines i citocroms, poden incorporar-se directament a l’humus. Diversos autors han demostrat que una petita part de les proteïnes enzimàticament actives que van a parar al sòl queden estabilitzades en l’humus, i conserven fins i tot llur activitat, cosa que representa un factor de fertilitat potencial per la seva acció sobre la mineralització de la matèria orgànica.

El nitrogen pot esdevenir un factor limitant de l’activitat biològica del sòl, ja que és necessària una proporció adequada entre el contingut de carboni i el de nitrogen. La relació C/N del sòl té un marge de variació de 8 a 30. Els valors més freqüents en el cas de sòls de conreu són entre 8 i 12, van decreixent a mesura que es descompon la matèria orgànica i reflecteixen el grau de mineralització.

Els compostos lipídies no són gaire abundants en el sòl, ja que molts d’ells, com els greixos i els olis, són ràpidament biodegradats. D’altres, però, com els esterols i els derivats polinucleats, poden passar a formar part directament de l’humus.

La lignina és un precursor de substàncies húmiques, juntament amb altres compostos fenòlics i aromàtics que es troben en menys quantitat en la matèria viva, és difícilment biodegradable i s’acumula en el sòl formant part de l’humus.

L’humus

Composició de l’humus d’alguns sòls agrícoles de Catalunya (la MOF és expressada en % de carboni sobre el carboni oxidable total).

Maber, a partir de Saña i Soriano, 1983.

L’heterogeneïtat dels components orgànics, la natura polimèrica i la formació de complexos amb la matèria mineral, fan difícil l’estudi de l’humus. La major part de les tècniques analítiques convencionals donen, per tant, una informació molt parcial sobre la seva estructura i composició. A grans trets, es pot dir que hi ha dues vies per a abordar el complex problema de l’estudi de l’humus: una consisteix a descompondre el polímer húmic en monòmers per mitjans químics com la hidròlisi o per mitjans físics, amb tècniques com la piròlisi. Posteriorment, cal identificar els monòmers per a proposar models estructurals del polímer. L’altra via, més clàssica, consisteix en la solubilització parcial de l’humus en un procés d’extracció i el posterior fraccionament de les substàncies húmiques en grups més homogenis, als quals s’apliquen tècniques analítiques per caracteritzar-los. Aquest procediment, més emprat en l’etapa inicial de l’estudi de la matèria orgànica, va sent substituït a mesura que hom disposa de tècniques analítiques instrumentals més acurades.

El fraccionament condueix a una barreja de composts de composició i propietats complexes que depèn molt del mètode emprat, i de la possible alteració del material original. Dins les vies clàssiques, els extractants més emprats són el NaOH, que dóna rendiments elevats, i els agents complexants com el pirofosfat de sodi, que extreuen humus més condensat, o bé, barreges d’ambdós. Altres procediments consisteixen en extraccions seqüencials amb reactius d’agressivitat creixent. El rendiment de l’extracció és molt variable en funció del tipus de sòl, reactiu i condicions d’extracció, i és comprès normalment entre el 15% i el 60% del carboni orgànic total. La fracció orgànica no extractable es denomina humina.

Les fraccions húmiques més estudiades són els àcids fúlvics (AF) i els àcids húmics (AH), expressió que inclou altres subfraccions com els àcids húmics bruns, els àcids húmics grisos, i els àcids hematomelànics. Aquestes fraccions, junt amb la humina, són barreges complexes de substàncies amb diversos graus de polimerització, i per tant no es pot donar una fórmula química representativa sinó que s’han de caracteritzar per la seva composició elemental, grups funcionals i d’altres dades analítiques globals que demostren la considerable variabilitat de llur composició en els diferents sòls.

Els àcids húmics i fúlvics

El carboni i l’oxigen són els elements majoritaris en la composició de les substàncies húmiques que són, per tant, composts relativament oxidats. Els àcids húmics contenen més carboni i menys hidrogen i oxigen, cosa que indica un caràcter més aromàtic i menys oxidat que el dels àcids fúlvics; són també més rics en nitrogen, encara que les formes en què aquest es troba poden ésser diferents. Una part important de nitrogen, sobretot en els àcids húmics, es troba en forma no hidrolitzable, probablement heterocíclica. El nitrogen s’incorpora a la matèria orgànica durant els processos d’humifïcació.

Pel que fa als grups funcionals carboxílics i alcohòlics, així com l’acidesa total, són molt més elevats en els àcids fúlvics; en canvi no hi ha gaires diferències en el contingut de quinònics o de cetònics. Normalment en els àcids húmics hi ha un contingut lleugerament major de fenòlics i menor de metoxils. La dissociació d’aquests grups funcionals de caràcter àcid, i en conseqüència, la càrrega elèctrica neta d’aquestes substàncies, predominantment negativa, depenen del pH i permeten l’intercanvi iònic.

Els espectres infraroigs (IR) permeten posar en evidència diferències entre els àcids húmics i els fúlvics, concretament una major presència de grups carboxílics en els fúlvics. L’absorció en l’espectre visible no dóna lloc a pics definits, per la qual cosa la caracterització de les substàncies húmiques es realitza d’una manera convencional en base a la relació d’absorbàncies a 465 i 665 nm (E4/E6). Aquesta relació és menor en els húmics, cosa que indica major grau de condensació, més elevat pes molecular, i abundància d’aromàtics en relació a alifàtics.

Les estimacions del pes molecular de les substàncies húmiques fetes per diverses tècniques com crioscòpia, pressió osmòtica, exclusió molecular, etc., donen resultats força diferents en funció del mètode, però totes elles indiquen un pes molecular significativament major per als AH, que oscil·la entre 103 i 106 enfront de 102 a 104 per als AF. Cal tenir present que molts d’aquests mètodes indiquen més el volum que el pes molecular, i per tant aquest pot variar en funció del pH, la presència d’electròlits, etc.

Àcids húmics (AH) i fúlvics (AF) del sòl: composició elemental mitjana i grups funcionals.

Les tècniques electroforètiques permeten separar a partir dels AH, els AH bruns que migren al càtode dels AH grisos que migren poc per tenir una relació càrrega superficial/massa més petita. Mitjançant les diverses tècniques degradatives s’ha pogut identificar tota una sèrie de monòmers dels AH i AF, que posa en evidència l’abundància d’estructures aromàtiques, sobretot benzè, substituïdes, i d’altres com heterocicles de nitrogen. A més s’identifica tota una sèrie de compostos alifàtics en proporcions molt variables en els sòls, que procedeixen en gran nombre dels carbohidrats i dels àcids policarboxílics. Segons Schnitzer, les diferències principals entre els AH i els AF, establertes per mètodes de degradació oxidativa, són en la relació entre les estructures benzè-carboxíliques i les fenolítiques, elevada en els AH, més que en el grau d’aromaticitat. Altres autors destaquen la importància de les estructures alifàtiques, sobretot en els AF. En qualsevol cas, la considerable variabilitat en la composició dels AH i AF dels diferents sòls fa difícil establir en molts casos els models característics per a ambdues fraccions.

Dels resultats abans esmentats cal deduir que els AH i els AF tenen molts components comuns de natura aromàtica i també alifàtica, però mantenen diferències principalment en la solubilitat, mida molecular, abundància de grups funcionals i càrrega elèctrica.

Les humines

Els procediments convencionals d’extracció deixen una important fracció de matèria orgànica insoluble, que denominem humines. Les causes de la insolubilitat són diverses, però en una bona part es troben en la formació de complexos estables amb la fracció col·loïdal mineral, argiles i oxihidròxids, i constitueixen l’important complex argil·lohúmic. La presència d’aquest complex en el sòl és un factor positiu que aporta una alta estabilitat estructural i que contribueix a mantenir una millor porositat i fertilitat dels sòls. Tot i que menys estudiades, es creu que la composició bàsica de les humines és semblant a la dels AH, amb un major grau d’aromaticitat i condensació i una menor proporció de grups funcionals lliures.

En funció dels components de partida i de la via de formació, Duchaufour classifica les humines amb un sentit ampli. La humina heretada és la matèria orgànica insoluble de composició molt semblant a la que tenia en la biomassa morta. Aquest és el cas d’una bona part de la lignina parcialment oxidada que passa directament a la fracció humina. La humina d’insolubilització es forma a partir de precursors solubles continguts en les fraccions AF i AH que, per polimerització, precipiten i resten insolubles. Aquest és el cas d’alguns polifenols i melanoidines. Alguns autors diferencien també la humina microbiana, que comprèn tota la sèrie de substàncies sintetitzades pels microorganismes, i que és formada per mucopolisacàrids de la paret bacteriana, aminosucres i composts poliurònits. La humina evolucionada de maduració correspon a una fracció molt estable de caràcter molt aromàtic i condensat, fortament lligada a la matèria mineral que ha anat evolucionant lentament en el sòl.

Els tipus d’humus

Els criteris inicials de classificació de l’humus eren morfològics, basats en l’aspecte, color, estructura, gruix de la virosta, grau d’incorporació entre la matèria orgànica i la matèria mineral, presència o no d’horitzons orgànics, etc. Els criteris de camp establerts per Kubiena han estat complementats amb dades analítiques que han permès arribar a establir criteris físico-químics i biològics per poder diferenciar la diversitat d’humus. Com a visió simplificada, resulten útils les classificacions basades en el règim hídric, aerobiosi-anaerobiosi, i en les condicions nutritives del medi, eutròfia-oligotròfia.

Les classificacions actuals de l’humus, com la de Duchaufour i col·laboradors, a més dels criteris morfològics utilitzen paràmetres com la relació C/N, saturació de bases del complex de canvi, pH, relació AH/AF, etc. Aquests paràmetres són el resultat de l’acció del medi sobre el sòl i per tant tenen un sentit ecològic. No obstant això, encara hi ha grups d’humus poc definits, com per exemple el cas dels "moders" i "mulls" carbonatats, que cal especificar millor sobretot en l’aspecte de la humificació.

Els complexos organominerals

Per necessitats metodològiques d’estudi, la matèria mineral és separada dràsticament de la matèria orgànica, però cal tenir molt en compte que en el sòl es troben unides formant complexos organominerals de diversa natura i estabilitat. Una bona part de l’humus resta insolubilitzat en forma de complexos estables amb la fracció argilosa, i origina el complex argil·lohúmic. L’abundància de grups funcionals de la matèria orgànica permet també la formació de complexos amb cations, que són retinguts amb diversos graus d’energia, i són anomenats complexos organometàl·lics. La falta del coneixement precís de la molècula orgànica complexant fa difícil establir les constants d’estabilitat dels complexos amb els diferents cations. La formació del complex argil·lohúmic possibilita l’íntima unió de l’humus amb la matèria mineral allà on la matèria orgànica és ben humificada, de tal manera que ambdues fraccions resten indiferenciables a cop d’ull. L’humus actua, doncs, com a ciment en la formació dels microagregats del sòl.

Els composts organominerals presents en el sòl poden ésser classificats d’acord amb la seva estabilitat i mobilitat. En primer lloc, els immòbils, normalment molt estables, insolubles i relativament de mida gran, corresponen sobretot als argil·lohúmics, en els quals els cations actuen de ponts d’enllaç entre els dos macroanions. Per altra banda, els mòbils o fàcilment mobilitzables, molt freqüents en la fracció d’àcids fúlvics, tenen un grau d’estabilitat i solubilitat variable, en funció de la seva natura i de les condicions del medi. Solen ser de mida relativament més petita i es corresponen predominantment amb els complexos organometàl·lics. En aquest cas, la part orgànica actua d’agent quelant, gràcies a l’abundància de grups funcionals carboxílics, fenòlics i en menor grau aminos.

En els sòls rics en carbonats, molt freqüents als Països Catalans, la presència de calci afavoreix la formació d’un complex de tipus argil·lohúmic, sempre que la quantitat d’argila no esdevingui un factor limitant. L’anió orgànic del complex és en aquests casos de tipus humina heretada. En els sòls neutres i moderadament àcids, és el ferro el catió que juga un paper predominant en la formació de complexos que seran igualment de tipus argil·lohúmic, on predominaran els AF i les humines d’insolubilització.

En sòls àcids, pobres en argiles i rics en matèria orgànica, com els podzols, es formen complexos organometàl·lics mòbils amb el Fe i Al que migren dins el sòl; de no ser així, el ferro i l’alumini restarien insolubles en les condicions aeròbies habituals en aquests sòls; l’humus és en aquests casos fonamentalment de tipus AF.

Les propietats i les característiques edàfiques

La textura del sòl

Les fraccions de llim i argila d’un sòl són determinables mitjançant la dispersió i posterior sedimentació, tal com mostren aquestes probetes.

Robert Cruañas.

La fracció mineral dels sòls és constituïda per partícules de diferents mides, amb una distribució contínua. Per a conèixer la proporció relativa en pes de cada una d’elles, és a dir, la textura, cal establir prèviament uns límits per a separar les diferents fraccions. Alguns criteris han estat acceptats per tots els autors, no així en altres casos. La textura o granulometria es refereix a la terra fina, que inclou les partícules de diàmetre inferior a 2 mm. Dintre d’aquesta fracció es troben partícules amb una superfície específica molt gran i, per tant, amb una activitat elevada en els processos que tenen lloc en el sòl: és la fracció d’argila. Així, per exemple, un gram d’argila té una superfície de 100 a 150 vegades més gran que un gram de sorra. La fracció intermèdia és la denominada llim, i la més grollera, la sorra. L’agrupació de les partícules en funció de la mida i els resultats expressats en percentatges, permet establir diferents classes texturals del sòl, que es refereixen a les proporcions de sorra, llim i argila de cada una de les escales de mides.

Diagrama triangular per a la determinació de la classe textural; cal tenir en compte els límits de les fraccions determinades, car el diagrama és específic (A argilós, L llimós, F franc, Ar arenós).

Maber, a partir de dades facilitades pels autors.

De les moltes propostes fetes per establir fraccions, dues són d’ús freqüent en edafologia. Una és la proposada inicialment per Atterberg i adoptada per la Societat Internacional de la Ciència del Sòl l’any 1926 i l’altra és la del Departament d’Agricultura dels EUA (USDA). De fet, no hi ha cap divisió natural i neta entre mides, i per això hi ha discrepàncies i límits més o menys arbitraris. La proporció de cada fracció es determina mitjançant l’anàlisi granulomètrica o mecànica, prèvia separació de la fracció superior a 2 mm i eliminació de la matèria orgànica. (Segons les característiques del sòl, hom utilitzarà un mètode o un altre per a realitzar aquesta anàlisi. El mètode internacional proposa eliminar també els carbonats, però en els sòls dels Països Catalans aquest mineral acostuma a ésser molt abundant, per la qual cosa la seva eliminació restaria significació als resultats). Les partícules més grosses de 0,05 mm en són separades per tamisat i les inferiors per mètodes de sedimentació basats en la llei d’Stokes. Els resultats de l’anàlisi es poden presentar de diferents maneres, mitjançant diagrames lineals, circulars, semilogarítmics i triangulars. Els dos darrers són els emprats més freqüentment, i mitjançant els diagrames triangulars es poden representar les diferents classes texturals del sòl. La nomenclatura de les classes texturals pot ser modificada quan en el sòl hi ha en abundància graves (2-60 mm), còdols (60-250 mm) o blocs de mida superior a 200 mm; en aquests casos s’afegeix a la denominació textural l’adjectiu que correspon a aquestes fraccions.

Una anàlisi textural dóna poca informació directa, i la indirecta que proporciona cal que s’utilitzi amb prudència. El fet que la textura sigui una característica intrínseca molt evident i que altres propietats del sòl hi estiguin relacionades, justifica que tant els pagesos com els científics hi hagin parat atenció. No obstant això, cal remarcar, per una banda, que les partícules del sòl no es troben aïllades sinó que s’agrupen per constituir unitats individualitzades de mida més gran o unitats estructurals que seran les que realment condicionaran el comportament del sòl. Per una altra banda, aquesta resposta serà diferent segons la mineralogia, especialment la de les argiles: així, per a una mateixa textura, un sòl serà més fèrtil si les argiles són esmectítiques o il·lítiques que si són caolinítiques, i el seu comportament mecànic serà condicionat per la mineralogia de les argiles.

L’estructura del sòl

Infiltròmetre de doble anell emplaçat sobre un tall del terreny un cop feta la mesura d’infiltració.

Jaume Porta.

L’estructura del sòl és el resultat de l’organització espacial de les partícules elementals, sorra, llim i argila, en unitats compostes de mida més gran, anomenades agregats. Aquestes unitats estructurals són separades les unes de les altres per superfícies de debilitat i fan que el sòl tingui un comportament diferent que quan una mateixa proporció de partícules elementals es troben individualitzades. L’estructura és més un concepte qualitatiu que una propietat directament quantificable. L’agregació d’un sòl condiciona l’espai porós i, per tant, l’aireació, la capacitat d’infiltració, la permeabilitat, així com la circulació d’aigua. L’estructura condiciona també l’erosionabilitat: per exemple, els horitzons superficials amb estructura massisa que redueixen la infiltració d’aigua, incrementen l’escolament i les possibilitats que el sòl s’erosioni.

En un estudi morfològic o bé genètic es considerarà l’estructura de tots els horitzons, però quan es tracta de la fertilitat és molt més interessant l’estructura de l’horitzó superficial, la seva compacitat, la estabilitat dels agregats enfront de l’acció de l’aigua, etc. L’estructura d’aquest horitzó pot afectar en gran manera l’emergència de les plàntules, si el sòl té tendència a formar una crosta en superfície després d’unes pluges, cosa que es produeix freqüentment a determinats sòls, com per exemple a les Garrigues o a la Segarra. Una mala estructura dels horitzons subsuperficials pot dificultar la penetració de les arrels, i si és associada a un excés d’aigua hi haurà una mala circulació i, possiblement, problemes d’anòxia.

Els sòls formats predominantment per sorra grossa tenen les partícules deslligades, no coherents, amb agregats poc desenvolupats, mentre que aquells que tenen gran quantitat d’argila tendeixen a ser massius. Els processos d’humectació-dessecació donen lloc a l’aparició d’una estructura per retracció, amb agregats grossos de vegades prismàtics. En els sòls ben estructurats, les unitats individuals tenen pocs punts de contacte entre ells i són generalment rodejades per un espai porós continu; en canvi, en sòls massius és la matèria mineral la que forma un medi continu i l’espai porós és discontinu. Generalment, però, es dóna la situació intermèdia en el sòl on l’espai porós, juntament amb la matèria sòlida, forma un sistema continu.

L’estructura es descriu atenent el grau de desenvolupament, és a dir, el nivell de distinció i de durabilitat dels agregats, així es parla de sòls sense estructura, dèbil, moderada o forta; a la forma dels agregats, és a dir, al model o patró estructural que es repeteix, laminar, prismàtic o en blocs; a la mida o classe; i a la durabilitat dels agregats, mesurada en funció de diversos índexs d’inestabilitat estructural proposats per diferents autors.

L’estudi al camp de l’estructura pot ésser complementat i millorat al laboratori passant a una escala més detallada, la microstructura. La descripció d’aquesta mitjançant làmines primes* és especialment útil per a caracteritzar l’organització del sòl. Brewer (1965) introduí una terminologia específica, l’ús de la qual s’ha generalitzat (termes com esquelet, plasma, cutans, glebules, porus, etc., són alguns dels emprats pels micromorfòlegs), i ha estat revisada per Bullock i col·laboradors (1984).

* Una làmina prima es fabrica per impregnació amb resines d’un bloc inalterat de sòl que s’endureix, i després es serra en fines làmines que poden ésser observades al microscopi.

La densitat i la porositat del sòl

La densitat aparent és determinada a partir de mostres preses de forma que no s’alterin els materials. A mesura que augmenta la proporció del porus, més petita és la densitat aparent (en el cas d’una mostra de textura argilosa, h = 1100 kg/m3)

Maber, a partir de dades facilitades pels autors.

El sòl com a medi porós permet definir dues categories de densitats: una és la de les partícules sòlides o densitat real i l’altra és l’aparent, és a dir, la massa referida al volum total considerant sòlids i espais buits. El comportament físic d’un sòl és condicionat, en gran manera, pels seus espais buits, mida, forma, distribució i connexions entre els porus, atès que controlen els fluxos d’aigua i de gasos.

La densitat dels sòlids es representa per ϱs i l’aparent pot ésser referida a la massa seca, ϱba, o amb una certa quantitat d’aigua, ϱbw. La densitat real d’un sòl mineral és aproximadament de 2650 kg m-3, i disminueix a mesura que augmenta el contingut de matèria orgànica del sòl: per a un sòl orgànic és de 1450 kg m-3. La densitat aparent oscil·la entre els 1000 i els 1700 kg m-3. L’espai no ocupat per partícules sòlides expressat com a percentatge en volum s’anomena porositat. La porositat pot ser calculada a partir de les densitats real i aparent, així:PT = (1 — ϱab / ϱs) . 100. S’han proposat diverses agrupacions dels porus per mides, per diferenciar una macro o una microporositat. Es pot estimar de forma orientativa al camp o bé es pot mesurar la quantitat i descriure la distribució per mides en làmina prima o mitjançant un porosímetre; també es poden realitzar estudis tridimensionals fotografiant seccions, fent impregnacions amb poliester, estereoradiografies, microscòpia electrònica, per tractament d’imatge, etc. Els factors que controlen la porositat del sòl són l’estructura i la textura; l’activitat biològica i les tècniques de conreu la influencien indirectament.

L’aigua edàfica

El cicle de l’aigua a la biosfera condiciona la circulació i el règim d’humitat del sòl.

J. Nuet i Badia, original dels autors.

El cicle de l’aigua en el sòl fa referència a l’aportació, pèrdua i variació de la reserva, com una part del cicle general de l’aigua a la biosfera. L’aigua és aportada com a conseqüència de les precipitacions en forma de pluja i de neu o bé pel reg. Una part és interceptada per les parts aèries de les plantes abans d’arribar al sòl i s’evapora directament: aquesta pèrdua pot ésser molt important en els boscos, fins el 25%, i és molt petita en els sòls de conreu depenent del tipus i estat de la vegetació. L’aigua, un cop al terreny, pot travessar la superfície, procés que s’anomena infiltració. La velocitat d’infiltració s’expressa en mm/h−1 i depèn de les característiques superficials, estructura, compactació, conductivitat hidràulica dels horitzons subjacents, etc. La infiltració permet augmentar la reserva. L’aigua que no pot infiltrar-se forma tolls si el terreny és pla, o es perd circulant vessant avall en forma d’escolament superficial. L’aigua circula dintre del sòl més o menys ràpidament en funció de la conductivitat hidràulica o la permeabilitat dels diferents horitzons; una part d’aquesta aigua pot perdre’s per moviment vertical descendent, i una altra part lateralment, en forma d’escolament subsuperficial.

A les zones humides dels Pirineus o de Girona, les precipitacions són abundants i el front d’humectació travessa tot el perfil; hi pot haver drenatge, els sòls tenen un règim d’humitat percolant. Per contra, a Mallorca, i d’Alacant a Tarragona, Lleida i Barcelona, l’evapo-transpiració supera la precipitació, el front d’humectació no baixa gaire en el perfil i el règim d’humitat és no percolant.

Alguns sòls són saturats d’aigua, a causa de la presència d’una capa freàtica a una determinada profunditat. El nivell d’aquesta capa pot oscil·lar periòdicament en funció de la precipitació i de l’evapo-transpiració. A vegades aquesta capa pot ser temporal. En el primer cas hom pot parlar de sòls hidromorfs de tipus glei, en el segon, de sòls amb pseudo-glei.

Quan es compara el comportament d’una mateixa planta, en dos sòls diferents que contenen igual quantitat d’aigua s’observa que la resposta no és idèntica. La planta que es trobi en un sòl sorrenc patirà set més aviat que aquella que es trobi en un sòl argilós, amb la resta de condicions iguals. Aquest fet i d’altres constatacions permeten afirmar que no n’hi ha prou a conèixer el contingut d’aigua d’un sòl, cal saber l’energia potencial referida a la unitat de massa, que és el que s’ha definit com potencial de l’aigua del sòl.

Els pagesos de les Garrigues consideren frescals els sòls més sorrencs, la qual cosa sembla en principi contradictòria, atès que són els sòls argilosos els que poden emmagatzemar més aigua. El que passa és que l’esmentada comarca té un clima semiàrid i el sòl no rep prou aigua, per la qual cosa la poca que hi arriba és retinguda amb més energia en el sòl argilós, de manera que l’aigua del sòl sorrenc està més a disposició de les plantes.

Les principals forces que actuen sobre l’aigua del sòl són les gravitacionals, que expliquen el moviment descendent; les d’adsorció superficial directa de les molècules d’aigua sobre les partícules sòlides o matriu, forces que, juntament amb les de capil·laritat i les unions osmòtiques de l’aigua a les capes dobles difuses, expliquen la retenció d’aigua, i s’anomenen forces matricials; l’evaporació i l’absorció per les arrels fan que el moviment sigui ascendent. El comportament i les disponibilitats de l’aigua són el resultat de tots els camps de força que actuen.

Seguint Briggs (1874 - 1963), algunes publicacions parlen encara de tipus d’aigua del sòl, i estableixen l’aigua gravitacional, la capil·lar i la higroscòpica. Aquestes divisions resulten bastant arbitràries i poc relacionades amb els moviments de l’aigua en el sòl; tota l’aigua és sotmesa a l’acció de la gravetat, per tant, tota ella és, de fet, aigua gravitacional, etc.

L’enfocament de la física de sòls moderna es obra de Buckingham (1867-1940). Enfront de la concepció en classes discretes de Briggs, el que proposà Buckingham és considerar els estats energètics de l’aigua del sòl, atès que aquests són continus i poden, per tant, rebre un tractament unificat. A partir dels anys seixanta ha canviat considerablement l’enfocament en l’estudi de l’aigua del sòl amb la introducció de la concepció energètica. Atès que en general resulta difícil arribar a conèixer les magnituds i les direccions de les forces que controlen la retenció i el moviment de l’aigua del sòl, i que aquestes forces són conservatives, Buckingham proposà la utilització dels potencials associats, que són escalars. El potencial total ψt es pot descompondre en els diversos potencials que el componen: ψt = ψg + ψp + ψo + ... on ψg és el potencial gravitacional; el potencial de pressió ψp es pot subdividir en ψpu, que és el de submersió, en el cas que hi hagi una capa freàtica; i en ψmp, potencial matricial; ψo és l’osmòtic que es presenta en el cas que la solució del sòl contingui sals dissoltes. Els potencials de l’aigua del sòl es poden expressar en cm de columna d’aigua o bé en unitats de pressió, Pascal (Pa), o d’energia (JKg-1). L’equivalència és 1 bar = 105 Pa.

Per evitar utilitzar nombres massa grans si hom expressa el potencial de pressió en cm de columna d’aigua, Schofield (1935) proposà expressar el potencial en forma logarítmica: introduí el concepte de pF = - log (cm d’aigua). Un pF = 1 equival a una columna de 10 cm d’aigua; pF = 4,2 equival a 104·2 cm de columna d’aigua, és a dir, 15 x 105 Pa = 1500 k Pa. El concepte de pF, no obstant això, ha estat abandonat a la literatura dels EUA; no així pels autors europeus (Koorevaar i col·laboradors, 1983).

En els sòls salins del Vinalopó, per exemple, té una importància gran el potencial osmòtic: les plantes mesofítiques no poden extreure aigua a causa que aquesta es troba a potencials negatius molt elevats. Si s’observa amb deteniment la vegetació dels prats salins d’Alacant, del delta de l’Ebre, dels aiguamolls de l’Empordà, dels voltants de l’estany de Canet o de les terres de ponent, es descobriran uns trets morfològics comuns. Hi ha plantes que tenen avortades les fulles, tal es el cas d’Arthrocnemum, de Sarcocornia i de Salicornia; d’altres tenen fulles petites i coriàcies, com Frankenia reuteri, trets que són propis de la vegetació xerofítica. Aquesta morfologia és causada per una adaptació a una sequera fisiològica i no per una manca real d’aigua al sòl. La presència d’una comunitat a base d’Arthrocnemum indica que hi ha una capa freàtica a prop de la superfície del sòl i fins i tot entollament en alguns períodes de l’any. Les plantes de conreu, generalment glicòfiles, estan mal adaptades a les condiciones de salinitat, cosa que explica els fracassos en aquest tipus de terres.

En un sòl no salí, les disponibilitats d’aigua per a les plantes són determinades pel potencial de pressió, concretament pel potencial matricial, en el cas de sòls no saturats.

Mesura de l’aigua del sòl

La mesura de la quantitat d’aigua que té una massa o un volum de sòl es realitza secant la mostra a l’estufa a una temperatura normalitzada, 105°C, fins a pes constant. (En el cas que el sòl sigui guixós, com tants n’hi ha a la Segarra, a les Garrigues o a altres indrets de Catalunya, la temperatura ha d’ésser inferior a 50°C, ja que a 105°C es perd una molècula i mitja d’aigua de cristal·lització del guix, CaSO4. 2H20 — 105° → CaSO4O, 5H20 + 1,5H20, cosa que falsejarà els resultats). La pèrdua de pes es refereix a la unitat de massa de sòl sec. Altres mètodes són la dispersió neutrònica amb la sonda de neutrons i l’absorció de raigs gamma; els mètodes aplicables a la teledetecció encara s’estan assajant.

El potencial total de l’aigua del sòl es mesura amb un psicròmetre de termoparell. El potencial matricial es pot mesurar al camp amb un tensiòmetre que pot realitzar mesures entre 0 i 0,8 bars o bé amb un bloc de guix calibrat, que permet una determinació indirecta mesurant la resistència elèctrica; al laboratori l’extractor de plaques de pressió permet construir per punts la corba característica d’humitat que relaciona potencials matricials i els continguts d’aigua corresponents (Richards, 1953). El potencial de submersió es mesura amb un piezòmetre, tub que posat en íntim contacte amb el sòl, permet que entri l’aigua pel seu extrem inferior, mentre que el superior és obert a l’atmosfera. Si hi ha una capa freàtica, la lectura del nivell al tub piezomètric correspon al potencial de submersió del punt extrem inferior del piezòmetre. El potencial osmòtic, de gran importància en sòls salins, es determina de forma indirecta a partir de la conductivitat elèctrica de l’extracte de pasta saturada, o bé mesurant la concentració de soluts; el psicròmetre de termoparell dóna una mesura a partir de la humitat relativa d’una atmosfera tancada i en equilibri amb la solució salina.

Disponibilitat d’aigua per a les plantes

Potencial matricial que cal aplicar a l’aigua per tal d’optimitzar la producció de diversos conreus en sòls profunds, ben drenats, adobats i amb les pràctiques necessàries per a una bona producció. Quan es donen dos valors, el més elevat és emprat quan la demanda per evaporació és alta, el més baix quan és baixa, i l’intermedi quan és intermèdia; aquests valors són subjectes de revisió, en funció de noves dades experimentals. La taula ha estat elaborada amb dades de Taylor i col·laboradors, 1972.

L’aigua disponible per a les plantes dependrà del seu potencial total. Clàssicament s’ha definit la quantitat d’aigua disponible com la diferència entre l’aigua a capacitat de camp (CC), i l’aigua en el punt de marciment permanent (PMP). Els conceptes capacitat de camp (CC) i punt de marciment (PM) varen ésser introduïts per Briggs en pensar que eren constants característiques de cada sòl. (CC és la quantitat màxima d’aigua que pot retenir un sòl a drenatge lliure després de 48 hores d’haver estat regat, i sense evaporació; PMP és la quantitat d’aigua del sòl que no és accessible per les plantes mesofítiques (aigua a ψpm CM, per exemple, no és una característica del sòl; depèn de la planta, del poder evaporant de l’atmosfera, que si és molt elevat pot fer que, malgrat que el sòl tingui aigua a menys de —15 bars, les arrels no puguin absorbir-la amb suficient rapidesa i la planta es marceixi i fins i tot mori; també depèn d’altres factors: no és, doncs, una constant per a un sòl donat. D’altra banda, el valor de capacitat de camp és un tant arbitrari i no vol dir que l’aigua que el superi no pugui ésser utilitzada per les plantes, el que passa és que el sòl no podrà retenir-la durant gaire temps. Les correlacions establertes entre la CC i el potencial matricial han donat valors al laboratori de ψmp de —300 cm en el cas de mostres alterades, o de —100 a —250 cm en condicions de camp (James i col·laboradors, 1982).

Per a l’estudi de l’extracció d’aigua d’un sòl en funció de l’energia aplicada és de gran utilitat la corba que relaciona el potencial ψpm i el contingut d’aigua, la denominada corba característica d’humitat. En alguns casos, aquesta corba es representa en escala semilogarítmica, el paràmetre log ψpm correspon al pF i es denomina corba de pF. L’ús d’aquestes corbes és de gran interès per a interpretar el comportament de l’aigua del sòl.

Circulació de l’aigua del sol

L’aigua en el sòl està en moviment constant; la circulació depèn de la procedència i la quantitat d’aigua, de la naturalesa del sòl, de la demanda per part de les arrels de les plantes i de les condicions climàtiques, evapotranspiració, etc.: en definitiva, dels camps de força existents.

El cub Vergière permet d’agafar mostres inalterades a fi de poder efectuar una correcta determinació de la conductivitat hidràulica al laboratori.

Jaume Porta.

Es poden considerar diferents tipus de circulació d’aigua segons que el flux sigui estacionari, és a dir, que no canvia amb el temps, com és el cas d’un sòl saturat on els porus són plens d’aigua. La velocitat del flux s’expressa en funció de la llei de Darcy i es pot mesurar com a permeabilitat o conductivitat hidràulica, que és constant en el temps, i que en un sòl uniforme també ho serà en la posició, cosa que simplifica l’estudi de la circulació de l’aigua en aquestes condicions. En el cas d’un flux estacionari en un sòl no saturat, l’aigua circula de porus a porus per interacció amb les superfícies de les partícules així com dels agregats, atès que el volum de porus està tan sols parcialment ple d’aigua; en aquest cas la conductivitat hidràulica és menor que en sòls saturats, només els porus plens d’aigua contribueixen al flux: la llei de Darcy és també vàlida en aquest cas, si bé la conductivitat hidràulica és funció de la fracció de volum d’aigua (Koorevaar i col·laboradors, 1983). El flux no estacionari en sòl no saturat és el més freqüent, a causa que al camp les entrades i sortides d’aigua al sistema són contínues; com a exemple típic d’aquest tipus de flux hom pot citar la infiltració. Finalment, cal també considerar el flux de vapor d’un lloc a altre en el sòl, o bé entre el sòl i l’atmosfera. Un tractament rigorós de la circulació de l’aigua al sòl requereix un suport matemàtic i físic important.

Règims d’humitat

El Soil Survey Staff introdueix l’ús dels règims d’humitat i de temperatura del sòl. La importància d’aquests conceptes resideix en el fet que són referits al comportament del pedió enfront de la seva utilització agrícola actual. Un sòl pot haver estat sotmès al llarg de la seva gènesi a diferents règims d’humitat i de temperatura, que hauran deixat les seves empremtes en la morfologia i les propietats del pedió, però els règims actuals són els que determinen les disponibilitats en aigua de les plantes i les condicions tèrmiques a què estaran sotmeses les arrels.

Quan es classifica un sòl cal tenir en compte els seus règims característics. Per al d’humitat es pren com a referència la presència o absència en la secció control d’una capa freàtica que la saturi uns quants dies en l’època de creixement de les plantes (règim àqüic), o d’aigua a un potencial inferior a —15 bars durant algunes èpoques de l’any (règims aridic i tòrric, údic, ústic, i xèric). Aquest darrer és el més freqüent a la zona dels Països Catalans d’influència mediterrània.

Les característiques fonamentals són, per al règim àqüic, unes condicions d’anòxia, a causa de la saturació per una capa freàtica que afecta una part del perfil el límit superior de la qual està a menys de 50 cm; si el nivell freàtic és oscillant el règim és àqüic, i si el nivell es manté molt a prop de la superfície, és peràqüic. Als Països Catalans, es troben sòls que presentin aquestes característiques al delta de l’Ebre, a les riberes dels rius, etc.

En climes àrids, i de vegades en els semiàrids, els sòls tenen règim arídic; a més d’aquesta aridesa climàtica hi ha sòls que pertanyen als aridisòls, perquè presenten una acumulació de sals solubles i un règim ascensional.

En els sòls amb règim údic l’aigua percola a través del sòl durant una part de l’any, la majoria dels anys, mentre que en el cas del perúdic, el front d’humectació afecta tot el perfil tots els mesos, la majoria dels anys.

Intermedi entre els règims aridic i údic es troba l’ústic, tant en zones tropicals com temperades. Aquestes darreres es caracteritzen per un clima amb una època de pluges a la primavera i a l’estiu, o bé a l’estiu i a la tardor, però no a l’hivern. És el règim d’humitat típic de les zones de clima monzònic. Altrament, fent la transició entre els règims údic i xèric, hom ha definit un subtipus d’ústic, anomenat ústic 2 o pseudo-ústic, en el qual el sòl roman sec més dies que no pas en l’údic, sense arribar als 45 dies consecutius durant l’estiu. Aquest règim d’humitat no és fàcilment localitzable als Països Catalans, per manca de mesures directes, però podria caracteritzar els sòls dels Prepirineus, al baix Berguedà, Osona i Solsonès.

Règims d’humitat edàfica, determinats en funció del nombre d’anys en què s’acompleixen determinades exigències. Dades elaborades pels autors.

El règim xèric és característic de climes mediterranis: hiverns freds i humits, estius calorosos i secs. La manca de dades mesurades per a caracteritzar el règim d’humitat obliga a utilitzar correlacions per a arribar a una estimació, que en el cas dels sòls dels Països Catalans no sempre donen bons resultats. Així per exemple, les dades dels ruixats típics dels mesos d’agost a comarques com les Garrigues poden induir a errors importants. Aquestes pluges són puntuals i molt intenses, per la qual cosa no augmenten gaire la reserva en aigua del sòl i, encara que els càlculs utilitzant certes fórmules puguin conduir a un règim ústic, la realitat, les comunitats vegetals presents de tipus mediterrani i la impossibilitat d’un conreu de secà a l’estiu indiquen la no-aplicabilitat de correlacions deduïdes a altres països.

L’atmosfera edàfica

Quan un sòl es troba en les condicions d’humitat corresponents a la capacitat de camp, els macroporus estan plens d’aire. El volum d’aire varia en funció de la textura i l’estructura; així, un sòl sorrenc en aquestes condicions en té al voltant del 30%, mentre que en un sòl argilós no sobrepassa el 10-15%.

Les variacions estacionals condicionen també el volum gasós del sòl: per a una mateixa estructura, la macroporositat durant l’hivern és més petita que a l’estiu. La degradació de l’estructura d’un sòl comporta una disminució de la macroporositat, i aquesta té conseqüències importants sobre l’activitat microbiana del sòl i la vida de les plantes. Si es compara la composició de l’aire atmosfèric amb la del sòl s’observa que, mentre el contingut de nitrogen és el mateix, en el sòl hi ha una concentració més alta en CO2 i més petita d’O2 que a l’atmosfera, i a més a més l’aire que ocupa els macroporus sovint està saturat d’aigua.

La concentració total de C02 i O2 en el sòl no és constant i es pot admetre que hi ha una certa compensació entre la concentració dels dos gasos, de tal manera que, quan la proporció d’oxigen és baixa, la de carbònic és generalment alta, a causa de l’activitat biològica. Les arrels respiren i necessiten oxigen per a fer-ho i quan aquest manca es produeixen condicions d’asfíxia; llavors l’activitat microbiana s’altera i es modifica la mineralització de la matèria orgànica, cosa que pot produir substàncies tòxiques per als vegetals. Condicions reductores en el sòl fan també que els processos formadors d’aquest es modifiquin i es produeixin mobilitzacions de ferro i manganès.

L’oxigen s’incorpora a l’interior del sòl, a l’estat dissolt, mitjançant la pluja, però aquesta aportació és mínima enfront de la gran quantitat de CO2 que produeixen les arrels i l’activitat microbiana. El contingut de carboni augmenta amb la profunditat, però com que els processos biològics tenen lloc fonamentalment en la part superficial, cal que aquesta tingui una concentració adient d’oxigen.

En la renovació i la regulació de la composició de l’atmosfera del sòl juga un paper important la difusió de l’aire a través d’ell, que fa que la composició de l’atmosfera del sòl es mantingui constant entre uns certs límits. La pressió atmosfèrica, la descomposició de bicarbonats, i fins i tot l’acció del vent prop de la superfície, ajuden també en la regulació.

La temperatura

Les condicions de temperatura i d’humitat del sòl defineixen el que s’anomena el clima del sòl. La temperatura és en cada moment el resultat de les aportacions calorífiques, la principal de les quals és l’energia solar, i de les pèrdues de calor. La radiació solar, en ésser intermitent per l’efecte dia-nit i variable al llarg de l’any, provoca fluctuacions de la temperatura del sòl amb un mínim a la matinada i un màxim poc després de migdia; i oscil·lacions de tipus estacional. La temperatura del sòl tè importància, atès que influeix sobre la germinació i el creixement de les plantes, sobre l’activitat microbiana; per altra banda es veuen afectats els processos d’alteració de roques i minerals, per l’efecte gel-desgel i la velocitat de les reaccions, que és funció de la temperatura, d’acord amb la llei de Van’t Hoff. El règim de temperatura del sòl té, doncs, interès en l’ús agrícola del sòl (condiciona l’època de sembra, per exemple).

La calor pot ésser transferida per conducció, mecanisme que té importància en sòls secs; per convecció, important en sòls humits; per radiació, que afecta principalment la superfície del sòl; i per evaporació i condensació de l’aigua. L’increment de la temperatura del sòl depèn de la calor específica dels seus constituents, per una mateixa energia radiant rebuda. L’aigua té una calor específica unes 5 vegades més alta que els constituents minerals secs, 0,20 cal/g i °C, mentre que per a un sòl saturat d’aigua el valor és de 0,6. Com més elevat sigui la calor específica d’un sòl, més petites seran les oscil·lacions de temperatura.

L’energia que arriba a la superfície del sòl es propaga cap els horitzons subsuperficials gràcies a la conductivitat tèrmica, que és de 20 cal/cm seg °C en el cas del quars, 4 per a la sorra humida, 0,70 per a la sorra seca i 0,14 per a la matèria orgànica, mentre que l’aire té una conductivitat tèrmica molt baixa, 0,06.

La relació entre la conductivitat tèrmica (À) i la calor específica (C) és la difusitat tèrmica, que expressa la variació de temperatura per unitat de volum de sòl.

La temperatura del sòl és mesurable mitjançant termòmetres enterrats a la profunditat desitjada en cada cas, com aquest, que dóna la temperatura a −50 cm.

Jaume Porta.

La temperatura de sòl es mesura utilitzant termòmetres o bé amb termoparells, o termistors. La mesura es realitza a 50 cm de profunditat, atès que es suposa que a aquesta fondària només afecten les oscil·lacions estacionals però no les diàries. Quan no es disposa de mesures directes, el règim tèrmic pot ésser aproximat a partir de dades climàtiques. L’home pot intervenir per controlar la temperatura del sòl mitjançant cobertes i abrics, "mulching", pel·lícules de plàstic, com ho fa al Maresme, o bé regant, drenant, controlant les males herbes, etc. Atesa la importància del règim de temperatura per a l’ús agrícola del sòl, el Departament d’Agricultura dels EUA (USDA) ha definit amb precisió deu règims diferents perquè siguin emprats com a criteri taxonòmic a l’hora de classificar els sòls. Els paràmetres utilitzats són la temperatura mitjana anual del sòl a 50 cm (tmas), la temperatura mitjana del sòl a l’estiu (tmes) i l’oscil·lació de temperatura al llarg de l’any, caracteritzada per la diferència entre la (tmes) i de l’hivern (tmhs).

El règim tèrmic és un factor condicionant de l'ús agrícola dels sòls, fet que el Soil Taxonomy System quantifica segons la taula adjunta (temperatures preses a 50 cm de profunditat, o en el contacte lític / paralític, i expressades en graus centigraus, a.p. alguna part, s/h 0 sense horitzó 0, a/h 0 amb horitzó0). Dades elaborades pels autors.

El regim tèrmic és un factor condicionant de l’ús agrícola dels sòls, fet que el Soil Taxonomy System quantifica segons la taula adjunta (temperatures preses a 50 cm de profunditat, o en el contacte litic / paralític, i expressades en °C, a.p. alguna part, s/h 0 sense horitzó 0, a/h 0 amb horitzó 0).

El color del sòl

Les classificacions clàssiques utilitzaven el color en la seva terminologia per a establir algunes de les categories de sòls. Així la classificació russa estableix els sòls grisos forestals, els sòls castanys, els sòls bruns de estepa, etc. Les classificacions de Baldwin i col·laboradors, la d’Huguet del Villar o la d’Aubert-Duchaufour també ho fan; entre altres, Gaucher no dubta a afirmar que la introducció en tipologia de sòls de noms basats en el color ha estat sempre generadora de confusions.

L’interès d’estudiar i descriure el color del sòl resideix en el fet que és una propietat que subministra informació qualitativa indirecta sobre les característiques i el comportament del sòl. El color de la superfície del sòl determina l’albedo, es a dir, la fracció de radiació solar que serà reflectida pel sòl. L’albedo es defineix com la proporció d’energia incident que és reflectida. Depèn de la longitud d’ona de la radiació, de l’angle d’incidència de la radiació i de les característiques de la superfície sobre la qual incideixen els raigs. Els sòls desenvolupats sobre esquists del Paleozoic, com els de Garriguella (Alt Empordà) en ésser foscos, absorbiran més calor que els sòls de colors clars d’altres indrets que rebin la mateixa radiació solar i continguin la mateixa quantitat d’aigua*: el color condiciona, doncs, el balanç energètic del sòl. El color pot indicar si el contingut de matèria orgànica és alt (colors generalment foscos) o baix (colors clars). Un color clar sempre indica pobressa en matèria orgànica; en el cas d’un color fosc poden haver-hi altres elements que el produeixin. Si el sòl és fosc, o negre com les torbes del delta de l’Ebre, hi haurà un altre factor a tenir en compte: el fet que té una elevada capacitat de retenció d’aigua. De dos sòls amb el mateix color fosc, el més sec serà més càlid que el més humit, a causa que l’aigua té un poder calorífic més elevat que la fracció mineral.

La distinció dels horitzons al camp s’acostuma a realitzar gràcies a les diferències de color que presenten. El color reflecteix els processos edafogenètics, els tipus de meteorització, les condicions climàtiques (per exemple, rubefacció), les condicions físico-químiques, processos redox, gleïficació, etc. Els processos erosius també poden ésser deduïts a partir del color: les tonalitats clares de la superfície d’un territori poden indicar la presència d’un endopedió càlcic en superfície per erosió. El color pot ésser heretat de la roca mare; és el cas dels sòls joves. Durant la gènesi i evolució del sòl, aquest pot anar adquirint altres colors. Els principals elements cromogènics són la matèria orgànica, els òxids i els hidròxids de ferro i manganès, els sulfurs, els sulfats, els carbonats, el guix, etc. Les argiles pures són de color blanc. Els colors que presenten els sòls són causats pels elements cromogènics, els òxids de ferro: oligist Fe2O3, color roig; goethita Fe2O3 3 H2O, color groc a bru; hidròxid ferrós Fe(OH)2, color verd gris; òxid ferros FeO, color verd grisós a blavós; limonita Fe2O3 nH2O, color bru.

La codificació dels colors, mitjançant unes taules estandarditzades, redueix la subjectivitat de les descripcions, referides a aquest aspecte, dels sòls que hom estudia. La il·lustració correspon a una plana de les taules Munsell la través dels forats, la comparació amb el sòl esdevé fàcil.

Jordi Vidal

Aquesta propietat del sòl no permet un tractament quantitatiu, el màxim a què s’ha arribat és a una descripció codificada que permet una objectivitat més gran. S’han proposat diversos codis, com els d’Ostwald, de Ridgeway, de Munsell, de Zakharov, de Seguy, d’Expolaire, etc. El de Munsell és el que s’ha generalitzat. Munsell fou un artista i professor d’art a Boston que el 1905 proposà una notació de colors. A partir del 1948 s’adoptà per descriure els colors del sòl, i es publicà el Munsell Soil Color Charts. Existeix una versió dels EUA i una de japonesa, que només es diferencien en els noms dels colors. El codi Munsell defineix un espai tridimensional de color, les coordenades del qual són el matís, és a dir, la longitud d’ona dominant de la radiació reflectida pel sòl o color espectral dominant; la lluïssor o grau de claror o foscor relativa del color, comparat amb el blanc absolut; i el croma o saturació cromàtica que expressa la puresa relativa del color; els cromes baixos tenen dominància de gris, en els cromes alts hi ha una puresa més alta del color.

En el cas dels sòls hidromorfs, el color és un dels criteris importants utilitzats per a definir el caràcter àqüic; la rubefacció o caràcter ròdic de les terrae rossae també és definida en base al codi Munsell pel Soil Taxonomy System (STS, 1975).

La profunditat del sòl

La presència d’un contacte lític prop de la superfície limita l’ús agrícola dels sòls i les disponibilitats d’aigua per a les plantes, com és el cas d’aquest xerocrept lític d’Albocàsser (Alt Maestrat).

C. Roquero

La profunditat d’un sòl és una propietat molt intuïtiva, si bé no sempre és fàcil d’establir al camp, concretament en aquells casos en què el pas al material originari sigui gradual. L’ús agrícola d’un terreny és condicionat per la profunditat. L’aparició d’una roca dura consolidada o d’un horitzó cimentat a prop de la superfície limitarà el volum explorable per les arrels. En el cas en què hi hagi una roca de duresa de 3 o més a l’escala de Mohs, es parla d’un contacte lític, i si aquest està a menys de 50 cm de la superfície, aquesta característica queda reflectida en el nom del sòl a nivell subgrup. En els Països Catalans són freqüents els xerortents lítics sobre calcàries dures. El contacte paralític fa referència al límit entre el sòl i un material continu coherent, però de duresa inferior a 3. Tal és el cas dels gresos, lutites, pissarres sedimentàries, dipòsits de graves, etc., la densitat o consolidació dels quals és tal que les arrels no poden penetrar-hi; en el cas en què hi hagi esquerdes, la distància que les separa ha d’ésser més gran de 10 cm.

Les classificacions encaminades a avaluar la potencialitat agrícola del sòl utilitzen com un dels criteris importants la profunditat efectiva del sòl, és a dir, la que pot ésser explorada per les arrels.

L’intercanvi iònic

En entrar en contacte la fase sòlida del sòl amb una solució aquosa, les espècies catiòniques presents a la fase líquida poden ser captades per la sòlida, alliberant-se a la vegada d’altres cations que inicialment s’hi trobaven associats. El procés és de naturalesa dinàmica, s’anomena intercanvi o bescanvi iònic i fou estudiat per primera vegada de forma sistemàtica per Thompson (1850) i per Way (1850-1852). És un fenòmen de caràcter iònic, reversible, i afecta principalment les partícules de càrrega elèctrica, que en el cas del sòl son les argiles, la matèria orgànica i alguns col·loides amorfs.

La heterogeneïtat dels components del sòl obliga a considerar el fenòmen d’intercanvi com un procés global i complex de naturalesa físico-química, integrat per accions tan diverses com és el desplaçament i la quelació de tipus químic i estequiomètric; o l’adsorció física superficial no estrictament estequiomètrica, motivada per l’existència d’un potencial electrostàtic. Generalment, però, s’utilitza el terme d’adsorció per a designar la globalitat del procés d’intercanvi, cosa que no resulta totalment correcta des del punt de vista teòric. Això explica en part les diferències obtingudes analíticament en avaluar aquesta capacitat d’intercanvi en funció del catió i les condicions emprades en cada tècnica, així com les diferències obtingudes entre els càlculs teòrics i els resultats experimentals.

En el sòl, l’intercanvi catiònic gaudeix d’una major importància que l’aniònic, i pot ésser representat en aproximació per un equilibri químic:Me1 — Sol + Me2 = Me2 — Sol + Mel.

Els paràmetres que s’utilitzen per a quantificar aquestes propietats del sòl són la capacitat d’intercanvi catiònic (CIC), antigament denominada T, i la capacitat d’intercanvi aniònic (CIA). Els mètodes per a determinar la CIC i els cations de canvi no són totalment satisfactoris per a ésser emprats en tots els sòls, cosa que explica que sigui un tema que els anys 80 encara sigui objecte de treballs d’investigació. Els principals problemes analítics són produïts per la presència de carbonats, de guix, o de sals solubles, així com per la naturalesa del catió emprat a l’intercanvi. Els resultats s’expressen en meq/100 g. La relació entre la suma de bases, el calci, el magnesi, el sodi i el potassi i la CIC es coneix com percentatge de saturació de bases.

Els fenòmens d’intercanvi tenen una gran importància, atès que afecten el moviment i la retenció de cations en el sòl, la nutrició de les plantes, la dinàmica d’elements contaminants i el poder de reciclatge natural del sòl als processos de floculació-dispersió, és a dir, estructuració, pH potència i poder amortidor del sòl, etc.

En el sòl, l’origen d’aquesta propietat cal buscar-lo en el complex de canvi (integrat per matèria orgànica, argiles, òxids i hidròxids de ferro i alumini, i aluminosilicats amorfs) i l’actuació és substancialment diferent segons el constituent del sòl que es consideri. Per la elevada proporció en què es troben en el sòl, les argiles hi tenen una participació molt important, motivada per l’existència de càrregues negatives no compensades en el seu reticle cristal·lí i la seva gran superfície activa, atès el caràcter col·loidal, és a dir, la mida de partícula sempre inferior a 2 µm.

Aquestes càrregues negatives es generen predominantment per una substitució isomorfa i poden originar l’intercanvi per atracció electrostàtica (pròpiament adsorció). En principi aquestes càrregues superficials (permanents) són independents de condicions del medi com el pH i la concentració iònica, a diferència del que succeeix respecte de les generades en les estructures argiloses per desprotonació de determinats grups estructurals com el —SiOH i el —AIOH, que també participen en el procés d’intercanvi (càrregues variables). En conjunt, la CIC de les argiles pot xifrar-se depenent de la seva naturalesa, entre 3 i 150 meq/100 g.

La matèria orgànica, malgrat ésser una fracció normalment minoritària en el sòl, participa molt activament en l’intercanvi catiònic amb CIC de l’ordre de 150-500 meq/100 g, depenent de la seva naturalesa. Es pren com a valor mitjà el de 400 meq/100 g. La matèria orgànica del sòl es caracteritza per tenir una notable diversitat en els graus de polimerització i d’oxidació, així com en el tipus de grups funcionals, pero majoritàriament estableix l’intercanvi per accions químiques com desplaçaments, quelació, etc., correlacionades amb l’existència de grups carboxílics, fenòlics i amino entre altres. La desprotonació de grups funcionals de natura àcida, fa que la CIC que presenta la matèria orgànica sigui altament depenent del pH del medi (càrregues variables).

La presència d’aluminosilicats amorfs (al·lofanes) especialment en sòls desenvolupats sobre materials volcànics proporciona al sòl una important CIC xifrada entre 100-200 meq/100, fins i tot 400, amb una dependència molt acusada del pH. També manifesten, però, una certa CIA gens negligible, important en la dinàmica dels fosfats. Els òxids i hidròxids de ferro i alumini són els principals responsables de l’intercanvi aniònic. La CIC que mostren és de l’ordre de 3 a 30 meq/100 g, mentre que la CIA és de 100 a 150 meq/100 g.

Capacitat d’intercanvi catiònic (CIC) d’un sòl en funció dels seus components: caolinita, hal"loysita, esmectita, il·lita, argiles micàcies, vermiculita, clorita, sepiolita, glauconita, al·lofana, feldspats i quars). La potencialitat agrícola d'un sòl es veu molt influïda per la seva CIC. Dades elaborades pels autors.

La potencialitat agrícola d’un sòl està molt influïda per la capacitat d’intercanvi catiònic dels seus components. En els sòls, els valors límits de la CIC són de 0 (cas dels sòls totalment sorrencs) a 100 meq/100 g, encara que en la gran majoria siguin inferiors a 50 i normalment compresos entre 5-30 meq/100 g. A Catalunya els valors en sòls agrícoles se situen entre 7 i 60, amb una mitjana de 22 meq/100 g; la participació mitjana de la fracció mineral es xifra en el 65%, i l’orgànica en el 35%.

La reacció àcido-bàsica

L’expressió reacció del sòl s’empra per a designar la concentració d’ions hidroni (H3O+) que pot donar aquest a una solució aquosa en equilibri. Malgrat que l’expressió s’ha generalitzat, no és del tot correcta des d’un punt de vista químic, per poc precisa, ja que les reaccions del sòl poden ésser de naturalesa molt diversa.

Correntment, aquesta propietat s’expressa mitjançant el pH, definit com el logaritme de la inversa de la concentració d’ions hidroni pH = —log (H3O+). L’escala de pH va de 0 a 14, si bé en medis edàfics els valors van de 3 fins a 11. En superar el valor 7, que correspon a la neutralitat, es passa a l’interval de basicitat o alcalinitat, si bé en termes edafològics alcalinitat s’utilitza per a expressar unes condicions on predomina el sodi d’intercanvi i el pH es situa més enllà de 8,5, essent freqüents en aquest cas valors de 9,0 i fins i tot de 10.

Els sòls poden assolir valors de pH extrems de 3 i 10, si bé normalment es situen entre 5,5 i 8,5. A Catalunya els sòls tenen pH de 4,4 a 8,4, amb valors mitjans de l’ordre de 6,0 per als àcids i 7,8 en els bàsics; en sòls calcaris el pH és de l’ordre de 8 a 8,5.

La mesura del pH depèn de diversos factors, cosa que fa difícil obtenir mesures representatives; per evitar aquests inconvenients s’ha introduït el concepte de potencial calcari, definit com pH-0,5 pCa, que dóna valors menys afectats per la concentració de sals i el contingut d’aigua, i que són més característics en els sòls on predominen les càrregues permanents. A més del pH en solució aquosa o pH actual, es pot mesurar el pH enfront d’una dissolució salina, generalment de clorur potàssic KC1, o pH potencial, que acostuma a ésser de 0,5 a 1 unitat de pH inferior a l’actual, a causa de la possibilitat d’intercanvi del potassi amb ions acidificants del complex de canvi.

L’acidesa és una propietat important per la seva repercusió en determinats processos i en l’evolució del sòl. Les propietats físiques es veuen afectades tant en condicions d’acidesa com d’alcalinitat; en ambdós casos extrems es pot provocar una dispersió dels colloides amb destrucció de l’estructura. La solubilització i precipitació, així com la mobilització i disponibilitat d’elements nodridors o bé d’elements tòxics, són condicionades pel pH del medi. Les propietats biològiques també ho són; l’acidesa afavoreix els fongs enfront dels bacteris, cosa que afectarà la fixació de nitrogen, l’evolució de la matèria orgànica, etc.

L’acidesa actual d’un sòl s’origina fonamentalment per la capacitat d’hidròlisi o de dissociació dels seus constituents, i la potencial per la presència de determinades espècies catiòniques d’intercanvi, com l’A13+ i el H+. Si bé el pH mesura la concentració d’ions H3O+, no són aquests ions la causa de la limitació del creixement de les plantes als sòls de pH àcid, sinó la mobilització que en aquestes condicions es produeix, de metalls que poden ésser tòxics. L’alumini intercanviable és el principal responsable de l’acidesa dels sòls minerals, mentre que, en els orgànics, ho són els àcids orgànics que integren l’humus.

L’acidificació dels sòls va associada a factors climàtics, així és als indrets més humits dels Països Catalans, on més possibilitat hi ha de trobar sòls àcids; per exemple a la Fageda d’en Jordà (Garrotxa), a les avetoses i fagedes de la Vall d’Aran i, en general, als estatges alpí i subalpí dels Pirineus. Altres factors com el biològic, el litològic, l’agronòmic, etc., tenen també influència en el pH dels sòls.

Les possibilitats de canviar bruscament el pH del sòl no són grans, ja que aquest presenta un poder d’amortiment o mecanisme de protecció envers les modificacions sobtades de pH. El poder d’amortiment és tan més elevat com més gran és la capacitat d’intercanvi catiònic, és a dir, com més argila i matèria orgànica té el sòl. La capacitat d’amortir les variacions del pH en un sentit o altre, depèn també de les espècies catiòniques intercanviables i, per tant, del grau de saturació en bases.

La salinitat del sòl

En el sòl poden ser presents una sèrie de constituents de tipus salí, caracteritzats per la seva elevada solubilitat en aigua, com són els clorurs de sodi o de magnesi i, en molta menor proporció, el de calci o de potassi, els sulfats sòdic i magnèsic, principalment; i en alguns casos hi poden haver bicarbonats, carbonats i nitrats. El procés mitjançant el qual s’acumulen al sòl sals solubles s’anomena salinació o salinització, i el fet que el sòl tingui aquests constituents, salinitat.

La presència de sals en el sòl pot provocarne una acumulació en superfície que es tradueix en una coloració clara característica i que té una acció negativa sobre el creixement de la majoria de les plantes, com és el cas d’aquest camp a Tamarit de Llitera (noteu la presència de vegetació espontània halófila als marges no conreats dels camps)

Jaume Porta.

Un contingut important de sals solubles provoca un augment de la pressió osmòtica que té una incidència negativa sobre el creixement de la majoria de les plantes. Certament, l’excés de sals obliga la planta a invertir el flux hídric normal (sòl-planta-atmosfera) per a intentar contrarestar l’acció agressiva per dilució, la qual cosa provoca la sequera fisiològica. A més, la presència excessiva de sals en el sòl pot ocasionar problemes de competència entre determinats nutrients (antagonismes), així com de toxicitat, que afecten clarament la nutrició vegetal. Es pot arribar a modificar també en certes condicions la composició catiònica del complex de canvi, originant greus alteracions en les característiques físiques i químico-físiques del sòl. Aquest és el cas d’una presència excessiva de sodi, que pot provocar una sodificació (pH 8,5), amb la corresponent destrucció de l’estructura del sòl.

El grau i el tipus de salinitat condicionen, doncs, tota una sèrie de propietats del sòl i també el rendiment dels conreus. La salinitat d’un sòl s’avalua mesurant la conductivitat elèctrica (CE) d’un extracte de pasta saturada; clàssicament s’expressa en mmho/cm a 25°C, i si bé recentment s’ha introduït com a unitat el m S/cm a 25°C (1 Siemen = 1 mho) i el dS/m a 25°C (1 dS/m = 1 mmho/cm).

El potencial redox

El sòl és un sistema viu que fins i tot respira, atès que consumeix oxigen i desprèn diòxid de carboni. Efectivament, l’oxigen és utilitzat pels microorganismes, així com per les arrels dels vegetals, per a oxidar la matèria orgànica a CO2 i obtenir energia. Des d’un punt de vista químic, però, l’oxidació no és solament un guany d’oxigen, sinó un procés en el qual hi ha una pèrdua d’electrons per part d’una espècie o substància (reductor), que són utilitzats per una altra que en resulta reduïda (l’oxidant). Atès que l’oxidació i la reducció actuen simultàniament, cal parlar de processos redox o d’oxidació-reducció.

La tendència de determinades substàncies o sistemes d’actuar i transformar-se en un sentit o un altre, pot ésser quantificada mitjançant un paràmetre anomenat potencial redox, i designat per Eh. Malgrat que en sòls sigui més utilitzat el potencial d’oxidació, es recomana, per unificar criteris amb altres disciplines, l’ús del potencial de reducció, que és igual, però de signe contrari; s’expressa en mV.

Com més alt és el potencial de reducció, expressat en volts o mil·livolts, més tendencia té el sòl i, per tant, les espècies iòniques implicades, a evolucionar cap a les formes reduïdes. Així, els sòls amb anaerobiosi es caracteritzen per tenir potencials de reducció alts i positius. Els sistemes més afectats pels processos redox en el sòl son: Fe3+/Fe2+, Mn4+/Mn2+ NO-3/NO-2, SO42-/S2- i CO2/CH4, i els valors del potencial de reducció són entre —0,6 i +0,3 V; en condicions aeròbiques es troben entre —0,2 i —0,6, mentre que en situació d’anaerobiosi poden anar des de -0,2 a +0,3.

Presència de formes oxidades o reduïdes en els sòls. En la majoria dels sòls predominen les primeres, excepte en els hidromorfs, dominats per les segones. Dades elaborades pels autors.

Els sistemes naturals en general, i els sòls en particular, acostumen, però, a estar ben airejats, per la qual cosa els constituents es troben a la seva forma oxidada quan es tracta d’elements que, com el ferro o el manganès, poden actuar amb més d’una valència. En sòls hidromorfs (règim àqüic), que es caracteritzen per tenir els porus gairebé plens d’aigua, amb poca o sense renovació, la demanda biològica d’oxigen pot ésser tal que l’oxigen s’esgoti: els microorganismes anaeròbics es veuen afavorits enfront dels aeròbics, i predominen en aquests casos les formes reduïdes.

Les propietats biològiques

El sòl forneix un conjunt d’hàbitats per als éssers vius. Molts microorganismes i força animals realitzen tot el seu cicle vital en el sòl que els proporciona casa i aliments. D’altres hi passen nomes unes etapes de la seva vida (per exemple, alguns insectes i aràcnids), o bé l’utilitzen com a catau.

El sòl proporciona als vegetals superiors el suport on desenvolupen les arrels i troben els nutrients necessaris per al seu metabolisme. La gran diversitat d’organismes que viuen en el sòl indica l’existència de nombrosos nínxols ecològics ocupats per diferents éssers vius cadascun dels quals realitza unes funcions molt concretes. La diversitat d’hàbitat és elevada, sobretot de microhàbitats amb unes condicions físico-químiques particulars que afavoreixen la diversificació dels microorganismes. Hi ha tota una xarxa tròfica complexa d’organismes que actuen sobre la descomposició de la matèria orgànica aprofitant l’energia que s’hi emmagatzema. La mesofauna i part de la macrofauna utilitzen parcialment les restes vegetals, les fragmenten, les descomponen i les excreten al medi, de manera que els microorganismes descomponedors poden actuar molt més ràpidament sobre els residus resultants. De tota manera, molts factors ambientals (temperatura, humitat, pH, Eh, entre altres) limiten l’activitat biològica, cosa que fa que el creixement de les poblacions microbianes no sigui constant ni gaire elevat.

La gran superfície per unitat de volum que presenten les partícules dels sòls, així com la elevada porositat, permeten l’establiment de molts microorganismes a la superfície de les partícules i els agregats, on troben una humitat i una aireació equilibrades. El sòl és també un refugi tèrmic per a la fauna edàfica, perquè les fluctuacions de temperatura queden molt esmorteïdes a pocs centímetres de fondària; així, molts organismes poden situar-se en la posició adequada per a la seva regulació tèrmica.

L’evolució de la taxa de respiració del sòl dóna idea de l’activitat biològica global i de les seves fluctuacions. Atès que la major part d’aquesta activitat és heteròtrofa, la mesura posterior del CO2 en funció del temps és un bon indicador de l’activitat biològica. Altres mètodes es basen en la quantificació d’algun procés concret com l’amonificació, la nitrificació, la cel·lulòlisi, etc., però són més específics de determinats grups d’organismes.

Els organismes edàfics tenen, a més a més, unes conseqüències molt positives per a les propietats físiques dels sòls, ja que afavoreixen llur estructuració. Alguns microorganismes poden descompondre substàncies orgàniques tòxiques tals com metabòlits de plantes o d’altres organismes i també pesticides, que podrien ésser nocius per als conreus. D’altres tenen accions antagòniques sobre agents patògens de vegetals i, per tant, els protegeixen de malalties parasitàries.

En el procés d’alteració de roques, l’acció dels organismes ajuda a la formació del sòl. Així, per exemple, els líquens i les algues són els primers colonitzadors de roques, i hi aporten la matèria orgànica suficient perquè d’altres organismes puguin viure-hi; és el cas dels briòfits, colonitzadors primerencs, també. La secreció d’àcids orgànics afavoreix l’alteració i la solubilització dels minerals del sòl.

Com a conseqüència de l’activitat microbiana, alguns nutrients que normalment estan en forma insoluble, com el fòsfor i el potassi, són solubilitzats, i d’altres que es troben lligats a la matèria orgànica com el nitrogen, el sofre i el fòsfor, son mineralitzats: d’aquesta manera poden ésser assimilats pels vegetals. En les transformacions d’oxidació-reducció del sofre, el ferro, i el manganès, que depenen de les condicions aeròbies i anaeròbies del sòl, els microorganismes tenen també un paper molt important.