Talajtan Stefanovits, Pál Filep, György Füleky, György

Talajtan Stefanovits, Pál Filep, György Füleky, György

Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajtan Stefanovits, Pál Filep, György Füleky, György Szerzői jog © 1999 Stefanovits Pál – Filep György – Füleky György A FAO-talajosztályozás c. fejezetet Michéli Erika írta

Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Tartalom 1. A talaj fogalma, a talajtan tárgya, feladata és felosztása ................................................................. 1 2. A talaj ásványi alkotórészei ............................................................................................................ 5 1. A talajalkotó ásványok csoportosítása .................................................................................. 5 1.1. Kloridok .................................................................................................................... 5 1.2. Szulfidok ................................................................................................................... 5 1.3. Szulfátok ................................................................................................................... 5 1.4. Nitrátok ..................................................................................................................... 5 1.5. Foszfátok .................................................................................................................. 5 1.6. Borátok ..................................................................................................................... 6 1.7. Karbonátok ............................................................................................................... 6 1.8. Oxidok és oxidhidrátok ............................................................................................ 6 2. Szilikátok .............................................................................................................................. 7 2.1. Szigetszilikátok ......................................................................................................... 8 2.2. Láncszilikátok ........................................................................................................... 8 2.3. Szalagszilikátok ........................................................................................................ 8 2.4. Rétegszilikátok ......................................................................................................... 8 2.5. Agyagásványok ........................................................................................................ 8 2.6. Vázrácsos vagy térrácsos szilikátok ....................................................................... 13 3. Talajképző tényezők ..................................................................................................................... 15 1. A földtani tényezők ............................................................................................................. 15 2. Az éghajlati tényezők .......................................................................................................... 15 3. A domborzati tényezők ....................................................................................................... 16 4. A biológiai tényezők ........................................................................................................... 16 5. A talajok kora ...................................................................................................................... 17 6. Az emberi tevékenység ....................................................................................................... 17 7. A kőzetek ............................................................................................................................ 18 7.1. A magmás kőzetek .................................................................................................. 18 7.2. Üledékes kőzetek .................................................................................................... 21 7.3. Átalakulási kőzetek ................................................................................................. 22 8. A kőzetek kialakulása ......................................................................................................... 23 8.1. A harmadkori és idősebb földtani történések .......................................................... 23 8.2. A harmadkori kéregmozgások ................................................................................ 23 8.3. A negyedkor történései ........................................................................................... 24 9. A hidrológiai viszonyok hatása ........................................................................................... 31 4. A kőzet aprózódása és a mállás .................................................................................................... 33 1. Fizikai mállás ...................................................................................................................... 33 2. Kémiai mállás ..................................................................................................................... 35 2.1. Oldási folyamatok ................................................................................................... 35 2.2. A szilikátok hidrolízise ........................................................................................... 36 2.3. Az oxidáció ............................................................................................................. 37 2.4. A kémiai és a fizikai mállás hatása a talajképződésre ............................................ 38 2.5. A biológiai mállás ................................................................................................... 39 5. Élőlények a talajban ...................................................................................................................... 41 1. A talajképződés kezdetének biológiai folyamatai ............................................................... 41 2. Edafon ................................................................................................................................. 41 3. Növények ............................................................................................................................ 41 3.1. A növényi gyökerek ................................................................................................ 41 3.2. A mikroflóra ........................................................................................................... 42 3.3. A baktériumok ........................................................................................................ 43 3.4. A sugárgombák ....................................................................................................... 43 3.5. A mikroszkopikus gombák ..................................................................................... 43 3.6. A cianobaktériumok ............................................................................................... 44 3.7. Az algák .................................................................................................................. 44 4. Állatok ................................................................................................................................. 44 4.1. Az egysejtűek ......................................................................................................... 44 4.2. Az amőbák .............................................................................................................. 44

iii Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajtan

4.3. A fonálférgek .......................................................................................................... 4.4. A televényférgek ..................................................................................................... 4.5. A földigiliszták ....................................................................................................... 4.6. Az ízeltlábúak ......................................................................................................... 4.7. A puhatestűek ......................................................................................................... 4.8. Rágcsálók és más nagy testű állatok a talajban ...................................................... 5. A talajba kerülő szerves anyag lebontása, átalakítása ......................................................... 5.1. A szerves szénvegyületek lebontása ....................................................................... 5.2. A talaj-mikroszervezetek szerepe a nitrogén-körforgalomban ............................... 5.2.1. Ammonifikáció .......................................................................................... 5.2.2. Nitrifikáció ................................................................................................. 5.2.3. Denitrifikáció ............................................................................................. 6. A talajélőlények kártételei ................................................................................................... 6. A talaj szerves anyagai ................................................................................................................. 1. A növényi maradványok átalakulása ................................................................................... 2. A humuszanyagok csoportosítása ....................................................................................... 2.1. Nem valódi humuszanyagok ................................................................................... 2.2. Valódi humuszanyagok .......................................................................................... 3. A huminsavak szerkezete és tulajdonságai ......................................................................... 3.1. A huminsavak szerkezete ....................................................................................... 3.2. A funkciós csoportok reakciói ................................................................................ 3.3. A valódi humuszanyagok tulajdonságai ................................................................. 4. A humusz szerepe a talajban ............................................................................................... 4.1. A humusz hatása a talaj szerkezetére ...................................................................... 4.2. A humuszanyagok szerepe a talaj tápanyag-gazdálkodásában ............................... 4.3. A humusz hatása a talaj hő- és vízgazdálkodására ................................................. 4.4. A humuszanyagok sav/bázis pufferoló hatása ........................................................ 5. A talaj összhumusztartalmának mérése és a humusz minősége .......................................... 5.1. Az összhumusztartalom mérésének elve ................................................................ 5.2. A humusz minőségének jellemzése ........................................................................ 5.3. A talaj szervesanyag-gazdálkodása ........................................................................ 7. A talaj kémiai tulajdonságai ......................................................................................................... 1. Oldható sók a talajban ......................................................................................................... 1.1. Oldódási-kicsapódási reakciók ............................................................................... 1.1.1. Oldhatóság, oldhatósági szorzat ................................................................. 1.1.2. Hidrolízis .................................................................................................... 1.1.3. A karbonátok oldhatósága .......................................................................... 1.2. A talajok oldható sótartalma ................................................................................... 2. Talajkolloidok ..................................................................................................................... 2.1. A kolloidrendszerek csoportosítása ........................................................................ 2.1.1. Alaki sajátságok ......................................................................................... 2.1.2. A kolloidrészecskék felületi sajátságai ....................................................... 2.2. A talaj kolloidméretű alkotórészei .......................................................................... 2.2.1. Ásványi kolloidok ...................................................................................... 2.2.2. Szerves kolloidok ....................................................................................... 2.2.3. Szerves-ásványi kolloidkomplexumok ....................................................... 2.2.4. A kolloidok fajlagos felülete ...................................................................... 2.3. Elektromos kettős réteg a kolloidok felületén ........................................................ 2.4. A talajkolloidok töltéshelyeinek kialakulása és a töltések csoportosítása .............. 2.4.1. Állandó (permanens) töltések ..................................................................... 2.4.2. Változó (pH-függő) töltések ...................................................................... 2.4.3. Vegyes töltésű felületek ............................................................................. 3. Határfelületi reakciók .......................................................................................................... 3.1. Molekulaadszorpció ................................................................................................ 3.2. Ionadszorpció és ioncsere ....................................................................................... 3.2.1. A talaj adszorbeált kation-összetétele ........................................................ 3.2.2. A kationmegkötés és a kationcsere törvényszerűségei ............................... 3.2.3. Az adszorpciós egyensúlyok ...................................................................... 3.2.4. A kolloidrendszerek állapota ...................................................................... 4. Az adszorbeált kationok talajkolloidikai hatása .................................................................. iv Created by XMLmind XSL-FO Converter.

44 44 45 45 45 45 46 47 47 48 48 48 49 50 50 53 53 54 56 56 57 58 59 60 61 61 61 62 62 62 63 64 64 64 64 66 66 67 70 70 70 70 71 71 71 71 71 72 74 74 74 76 77 77 77 78 83 85 89 89

Talajtan

4.1. Az adszorbeált nátriumionok .................................................................................. 89 4.2. Az adszorbeált kalciumionok hatása ....................................................................... 90 4.3. A magnézium kolloidikai szerepe ........................................................................... 90 4.4. Adszorbeált K+- és H+-ionok ................................................................................... 90 5. Anion-adszorpció ................................................................................................................ 90 5.1. Nem specifikus anion-adszorpció ........................................................................... 90 5.2. Specifikus anion-adszorpció ................................................................................... 90 6. A talaj savanyúsága és lúgossága ........................................................................................ 91 6.1. A talajok kémhatása ................................................................................................ 91 6.2. A talajsavanyúság formái ....................................................................................... 93 6.2.1. Aktív savanyúság ....................................................................................... 94 6.2.2. Potenciális savanyúság ............................................................................... 94 6.3. A talajok lúgossága ................................................................................................. 95 7. Redoxi folyamatok a talajban .............................................................................................. 96 7.1. Redoxipotenciál ...................................................................................................... 96 7.2. A pe fogalma és alkalmazása ................................................................................ 101 8. A talaj pufferoló hatása ..................................................................................................... 103 8.1. A talaj sav/bázis pufferképessége ......................................................................... 103 8.2. Tápelem- és toxikuselem-lekötő képesség ............................................................ 105 9. A reakciók időbeni lefolyása ............................................................................................. 106 8. A talaj fizikai tulajdonságai ........................................................................................................ 108 1. A talaj szemcseösszetétele ................................................................................................ 108 1.1. A szemcsefrakciók jellemzői és a szemcseösszetétel meghatározása ................... 109 1.1.1. A szemcsecsoportok tulajdonságai ........................................................... 109 1.1.2. A szemcseösszetétel meghatározásának elve ........................................... 111 1.2. A talajok osztályozása a szemcseösszetétel alapján ............................................. 113 1.2.1. A talajok besorolása háromszögdiagramok segítségével ......................... 113 1.2.2. A textúracsoport megállapítása egyéb fizikai jellemzők alapján ............. 114 2. A talaj szerkezete .............................................................................................................. 115 2.1. Az aggregátumok képződése ................................................................................ 115 2.1.1. Kötőerők és kötőanyagok ......................................................................... 116 2.2. A talajszerkezet kialakulását módosító fizikai hatások ......................................... 118 2.2.1. Az időjárással összefüggő fizikai hatások ................................................ 118 2.2.2. A fejlődő gyökérzet és a talajművelő eszközök hatása ............................ 119 3. A talajszerkezet értékelése ................................................................................................ 120 3.1. A talajszerkezet morfológiai értékelése ................................................................ 120 3.2. Az aggregátumok méret szerinti megoszlása (agronómiai szerkezet) .................. 122 3.3. Az aggregátumok vízállósága ............................................................................... 123 3.3.1. Az aggregátumok vízállóságának becslése Sekera szerint ....................... 123 3.3.2. Nedves szitálás ......................................................................................... 124 3.3.3. Egyéb módszerek ..................................................................................... 124 3.3.4. A mikroaggregátumok stabilitása ............................................................. 124 3.4. A talaj pórustere .................................................................................................... 125 3.4.1. A talaj összporozitása ............................................................................... 125 3.4.2. A pórusok méret szerinti csoportosítása ................................................... 126 3.4.3. Aggregátumporozitás ............................................................................... 127 4. A talajok vízgazdálkodása ................................................................................................. 128 4.1. A nedvességtartalom kifejezésére használt mértékegységek ................................ 128 4.2. A víz megkötése és visszatartása a talajban .......................................................... 129 4.3. A talajnedvesség energiaállapota .......................................................................... 131 4.3.1. A talajnedvesség összes potenciálja és a részpotenciálok ........................ 132 4.3.2. Nedvességpotenciál-diagramok ............................................................... 132 4.3.3. Nedvességfeszültség (tenzió), szívóerő, pF-érték .................................... 133 4.4. A talaj vízkapacitása, nedvességformák ............................................................... 134 4.4.1. Vízkapacitási értékek ............................................................................... 134 4.4.2. A nedvességformák talajfizikai értelmezése ............................................ 134 4.4.3. Holtvíztartalom, hasznosítható víz ........................................................... 136 4.4.4. Vízvisszatartási- (pF-) görbék .................................................................. 138 4.5. A talaj konzisztenciája .......................................................................................... 139 4.5.1. Konzisztenciahatárok ............................................................................... 139 v Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajtan

4.5.2. Konzisztenciaindexek .............................................................................. 5. Vízmozgás a talajban ........................................................................................................ 5.1. Vízmozgás kétfázisú (vízzel telített) talajban ....................................................... 5.2. Vízmozgás háromfázisú (vízzel nem telített) talajban .......................................... 5.3. A vízgőz mozgása a pórustérben .......................................................................... 5.4. A talajok nedvességforgalma ................................................................................ 5.4.1. A víz beszivárgása és szétoszlása ............................................................. 5.4.2. A talaj száradása ....................................................................................... 5.4.3. A talaj vízforgalmának jellemzői ............................................................. 5.5. A talajnedvesség (talajoldat) kémiai összetétele ................................................... 5.5.1. A talajoldat összetételének változása ....................................................... 5.5.2. Az oldott anyagok transzportja ................................................................ 6. A talaj levegő- és hőgazdálkodása .................................................................................... 6.1. A talaj gázfázisa .................................................................................................... 6.1.1. A talajlevegő összetétele, a komponensek eredete ................................... 6.1.2. A gázok áramlása a talajban ..................................................................... 6.1.3. A talaj levegőháztartása ........................................................................... 6.2. A talaj hőmérséklete és hőgazdálkodása ............................................................... 6.2.1. A talaj hőtani jellemzői ............................................................................ 6.2.2. Hőáramlás a talajban ................................................................................ 6.2.3. A talaj hőháztartása .................................................................................. 9. Növényi tápanyagok a talajban ................................................................................................... 1. Nitrogén a talajban ............................................................................................................ 1.1. A talaj nitrogénforrásai ......................................................................................... 1.1.1. A csapadékvíz .......................................................................................... 1.1.2. A biológiai nitrogénkötés ......................................................................... 1.1.3. Mineralizáció és immobilizáció ............................................................... 1.2. Nitrogén-megkötés nem szimbiotikus úton .......................................................... 1.3. Ammonifikáció ..................................................................................................... 1.4. Nitrifikáció ........................................................................................................... 1.5. Nitrogénmegkötés szimbiotikus úton ................................................................... 1.6. A netto mineralizáció ............................................................................................ 1.7. A C/N arány szerepe a mineralizációnál ............................................................... 1.8. Nitrogénveszteségek a talajban ............................................................................. 1.8.1. Denitrifikáció ........................................................................................... 1.8.2. A gáz alakú ammónia elillanása ............................................................... 1.8.3. Eróziós veszteségek ................................................................................. 1.8.4. Ammóniumion-fixáció az agyagásványrácsban ....................................... 1.8.5. Nitrátkimosódás ....................................................................................... 1.9. Környezeti vonatkozások ...................................................................................... 2. Foszfor a talajban .............................................................................................................. 2.1. A foszforkörforgalom ........................................................................................... 2.2. A talajfoszfor eredete ............................................................................................ 2.3. A szervetlen foszforvegyületek ............................................................................ 2.4. Szerves foszforvegyületek .................................................................................... 2.5. Az adszorbeált alakban kötött foszfor .................................................................. 2.6. Oldatfoszfor .......................................................................................................... 2.7. A foszfor mineralizációja és immobilizációja ...................................................... 2.8. A foszfátfixáció .................................................................................................... 2.9. A talajfoszfor oldhatósága .................................................................................... 2.10. A foszfor mozgása a talajban .............................................................................. 2.11. Környezeti vonatkozások .................................................................................... 3. Kálium a talajban .............................................................................................................. 3.1. A talaj kálium-körforgalma .................................................................................. 3.2. A kálium forrásai .................................................................................................. 3.3. A talaj káliumformái ............................................................................................. 3.4. A növények káliumellátása ................................................................................... 3.5. Káliumkötő és káliumszolgáltató agyagásványok ................................................ 3.6. Káliumegyensúly a talaj és a talajoldat között ...................................................... 3.7. Környezeti vonatkozások ...................................................................................... vi Created by XMLmind XSL-FO Converter.

141 142 142 144 146 146 146 149 152 154 154 155 155 155 156 157 158 158 158 161 161 166 166 166 167 168 168 168 168 169 169 169 170 170 171 171 171 172 172 173 173 173 174 175 175 176 176 176 176 177 179 179 179 179 180 180 181 181 181 182

Talajtan

4. Kén a talajban .................................................................................................................... 4.1. A kén körforgalma ................................................................................................ 4.2. A talajok kéntartalma ............................................................................................ 4.3. Szervetlen kén a talajban ...................................................................................... 4.4. Szerves kén a talajban ........................................................................................... 4.5. Kénoxidáció és -redukció a talajban ..................................................................... 5. Kalcium a talajban ............................................................................................................ 5.1. A kalcium forrásai ................................................................................................ 5.2. A talajok kalciumtartalma ..................................................................................... 6. Magnézium a talajban ....................................................................................................... 7. Mikroelemek a talajban ..................................................................................................... 7.1. Vas ........................................................................................................................ 7.2. Mangán ................................................................................................................. 7.3. Réz ........................................................................................................................ 7.4. Nátrium ................................................................................................................. 7.5. Klór ....................................................................................................................... 7.6. Bór ........................................................................................................................ 7.7. Szilícium ............................................................................................................... 7.8. Szelén ................................................................................................................... 7.9. Kobalt ................................................................................................................... 7.10. Molibdén ............................................................................................................. 8. A trágyázás hatása a talajra ............................................................................................... 10. Talajképződési folyamatok ....................................................................................................... 1. A humuszosodás ............................................................................................................... 2. A mállás ............................................................................................................................ 3. A kilúgozás ....................................................................................................................... 4. Az agyagosodás ................................................................................................................. 5. Az agyagbemosódás .......................................................................................................... 6. Az agyag szétesése, a podzolosodás és a szologyosodás .................................................. 7. A kovárványosodás ........................................................................................................... 8. A glejesedés ...................................................................................................................... 9. A szikesedés ...................................................................................................................... 10. A láposodás ..................................................................................................................... 11. A talajok osztályozása .............................................................................................................. 1. Az osztályozás alapja ........................................................................................................ 2. A talaj fejlődése ................................................................................................................ 3. A talajok genetikai osztályozási rendszere ........................................................................ 12. Főtípusok, típusok és altípusok ................................................................................................. 1. Váztalajok ......................................................................................................................... 1.1. Köves, sziklás váztalajok ...................................................................................... 1.2. Kavicsos váztalajok .............................................................................................. 1.3. Földes kopárok ..................................................................................................... 1.4. Futóhomok és jellegtelen homoktalajok ............................................................... 1.5. Humuszos homoktalajok ...................................................................................... 2. Kőzethatású talajok ........................................................................................................... 2.1. Humuszkarbonát talajok ....................................................................................... 2.2. Rendzina talajok ................................................................................................... 2.3. Fekete nyiroktalajok ............................................................................................. 2.4. Ranker talajok ....................................................................................................... 3. Barna erdőtalajok .............................................................................................................. 3.1. Karbonátmaradványos barna erdőtalajok ............................................................. 3.2. Csernozjom-barna erdőtalajok .............................................................................. 3.3. Barnaföldek (Ramann-féle barna erdőtalajok) ...................................................... 3.4. Agyagbemosódásos barna erdőtalajok .................................................................. 3.5. Podzolos barna erdőtalajok (podzolos, agyagbemosódásos barna erdőtalajok) .... 3.6. Pangó vizes barna erdőtalajok .............................................................................. 3.7. Kovárványos barna erdőtalajok ............................................................................ 3.8. Savanyú, nem podzolos barna erdőtalajok ............................................................ 4. Csernozjom talajok ........................................................................................................... 4.1. Öntéscsernozjomok .............................................................................................. vii Created by XMLmind XSL-FO Converter.

182 182 182 183 183 183 184 184 184 184 185 186 187 187 188 188 188 188 189 189 189 190 195 195 201 202 202 203 205 206 206 207 207 208 208 211 215 218 218 218 218 219 219 219 220 221 221 221 222 222 223 224 227 229 233 234 237 239 240 241

Talajtan

4.2. Kilúgozott csernozjom talajok .............................................................................. 4.3. Mészlepedékes csernozjom talajok ....................................................................... 4.4. Réti csernozjom talajok ........................................................................................ 5. Szikes talajok .................................................................................................................... 5.1. Szoloncsák talajok ................................................................................................ 5.2. Szoloncsák-szolonyec talajok ............................................................................... 5.3. Réti szolonyec talajok ........................................................................................... 5.4. Sztyeppesedő réti szolonyec talajok ..................................................................... 5.5. Másodlagos elszikesedett talajok .......................................................................... 6. Réti talajok ........................................................................................................................ 6.1. Szoloncsákos réti talajok ...................................................................................... 6.2. Szolonyeces réti talajok ........................................................................................ 6.3. Réti talaj (típusos réti talaj) ................................................................................... 6.4. Öntés réti talajok ................................................................................................... 6.5. Lápos réti talajok .................................................................................................. 6.6. Csernozjom-réti talajok ........................................................................................ 7. Láptalajok ......................................................................................................................... 7.1. Mohaláptalajok ..................................................................................................... 7.2. Rétláptalajok ......................................................................................................... 7.3. Lecsapolt és telkesített rétláptalajok ..................................................................... 8. A mocsári erdők talajai ..................................................................................................... 9. A folyóvizek, tavak üledékeinek és a lejtők hordalékainak talajai .................................... 9.1. Nyers öntéstalajok ................................................................................................ 9.2. Humuszos öntéstalajok ......................................................................................... 9.3. Lejtőhordalék-talajok ............................................................................................ 13. A talajdegradáció, a talajromlás ................................................................................................ 1. Talajpusztulás, talajerózió ................................................................................................. 1.1. A vízeróziót kiváltó és befolyásoló tényezők ....................................................... 1.1.1. Csapadékviszonyok .................................................................................. 1.1.2. Lejtőviszonyok ......................................................................................... 1.1.3. A talaj nedvességi állapota ....................................................................... 1.1.4. A talaj vízgazdálkodása ............................................................................ 1.1.5. Talajszerkezet ........................................................................................... 1.1.6. Növényborítottság .................................................................................... 2. A vízerózió formái ............................................................................................................ 2.1. Felületi rétegerózió ............................................................................................... 2.2. Barázdás erózió ..................................................................................................... 2.3. Vízmosásos erózió ................................................................................................ 2.4. Padkásodás ........................................................................................................... 2.5. Szedimentáció ....................................................................................................... 3. A vízerózió fokozatai ........................................................................................................ 3.1. Felületi rétegerózió ............................................................................................... 3.2. Barázdás erózió ..................................................................................................... 3.3. Vízmosásos erózió ................................................................................................ 3.4. Padkásodás ........................................................................................................... 4. A talajpusztulási folyamatok fejlődése .............................................................................. 4.1. Csernozjomokon ................................................................................................... 4.2. Barna erdőtalajokon .............................................................................................. 4.3. Lösz talajképző kőzeten ........................................................................................ 4.4. Agyagos talajképző kőzeten ................................................................................. 4.5. Tömör kőzeten ...................................................................................................... 4.6. Szikeseken ............................................................................................................ 4.7. A talajképző kőzet hatása a vízerózióra ................................................................ 5. A szélerózió vagy defláció ................................................................................................ 5.1. A széleróziót kiváltó és befolyásoló tényezők ...................................................... 5.1.1. Szélviszonyok .......................................................................................... 5.1.2. A deflációs terület hossza ......................................................................... 5.1.3. Szemcseösszetétel .................................................................................... 5.1.4. Szerkezetesség ......................................................................................... 5.1.5. Szervesanyag-tartalom ............................................................................. viii Created by XMLmind XSL-FO Converter.

242 243 245 248 250 252 253 255 256 256 257 258 259 261 261 262 262 263 263 265 265 266 267 268 268 270 270 271 271 272 274 274 274 274 275 275 276 277 277 277 277 278 278 278 278 279 280 280 280 281 281 281 281 282 282 283 283 283 284 284

Talajtan

5.1.6. A talajfelszín érdessége és nedvessége .................................................... 5.1.7. Növényborítottság .................................................................................... 5.2. A szélerózió formái .............................................................................................. 5.3. A talajszemcsék mozgása ..................................................................................... 6. A szélerózió fokozatai ....................................................................................................... 7. A talajpusztulás várható alakulásának országos képe ....................................................... 14. Talajjavítás ............................................................................................................................... 1. Talajjavítási módszerek ..................................................................................................... 1.1. Fizikai talajjavítási módszerek ............................................................................. 1.2. Kémiai talajjavítás ................................................................................................ 1.3. Biológiai talajjavítás ............................................................................................. 2. A savanyú (nem szikes) talajok javítása ............................................................................ 2.1. A savanyúság káros hatásai .................................................................................. 2.2. A javítóanyag-szükséglet kiszámítása .................................................................. 2.3. A meszezés hatása ................................................................................................ 2.4. A savanyú talajok komplex javítása ..................................................................... 3. A szikes talajok javítása .................................................................................................... 3.1. A javítóanyag kiválasztása és mennyiségének megállapítása ............................... 3.2. A szolonyec talajok A + B szintjének kémiai javítása .......................................... 3.3. A szikjavítás hatása a talajra ................................................................................. 4. A homoktalajok javítása .................................................................................................... 4.1. Javítási módszerek ................................................................................................ 4.2. Komplex homokjavítás és hatása a termésre ........................................................ 15. Talajszennyeződés, talajtisztítás ............................................................................................... 1. Toxikus nehézfémek ......................................................................................................... 1.1. Ólom (Pb) ............................................................................................................. 1.2. Kadmium (Cd) ...................................................................................................... 1.3. Nikkel (Ni) ............................................................................................................ 1.4. Higany (Hg) .......................................................................................................... 2. Szerves szennyező anyagok .............................................................................................. 2.1. Peszticidek ............................................................................................................ 2.2. Poliklórozott bifenilek (PCB) és policiklikus aromás szénhidrogének (PAH) ..... 2.2.1. Poliklórozott bifenilek és származékaik ................................................... 2.2.2. Policiklikus aromás szénhidrogének ........................................................ 2.3. Olajipari termékek ................................................................................................ 2.3.1. Az olaj szétterjedése a talajban ................................................................ 2.3.2. Az olajszennyeződés szétterjedésének becslésére szolgáló paraméterek . 3. Talajtisztítási módszerek ................................................................................................... 16. Az öntözés talajtani vonatkozásai ............................................................................................. 1. Az öntözés hatása a talajra ................................................................................................ 1.1. Az öntözés hatása a vízforgalomra ....................................................................... 1.2. Az öntözés hatása a fizikai tulajdonságokra ......................................................... 1.3. Az öntözés hatása a sóforgalomra ........................................................................ 1.4. Az öntözés hatása a tápanyagforgalomra .............................................................. 1.5. Az öntözés hatása a talajképződésre ..................................................................... 2. Az öntözővíz minősége ..................................................................................................... 2.1. Az öntözővíz kémiai jellemzői ............................................................................. 2.2. Az öntözővizek javítása ........................................................................................ 2.3. Az öntözővíz minősítése ....................................................................................... 3. Az öntözés talajtani feltételei ............................................................................................ 3.1. A talajok csoportosítása öntözési szempontból .................................................... 3.2. Sómérleg, sóforgalom ........................................................................................... 17. A víz- és szélerózió elleni védekezés ........................................................................................ 1. A vízerózió elleni védekezés ............................................................................................. 2. Agronómiai talajvédelem .................................................................................................. 2.1. Az általános talajveszteség-becslési egyenlet ....................................................... 2.2. A műszaki talajvédelem ........................................................................................ 2.3. Sáncolás ................................................................................................................ 2.4. Teraszolás ............................................................................................................. 2.5. Övárok .................................................................................................................. ix Created by XMLmind XSL-FO Converter.

285 285 285 286 287 288 290 291 291 291 292 293 293 293 295 297 297 297 300 300 301 301 302 303 304 306 307 308 308 309 310 314 314 315 316 316 317 320 322 322 322 323 323 323 324 324 324 326 327 329 331 333 335 335 335 336 338 338 339 339

Talajtan

3. A szélerózió elleni védelem .............................................................................................. 4. A talajvédelem gazdaságossága ........................................................................................ 18. A tájak talajviszonyai ............................................................................................................... 1. Az Alföld .......................................................................................................................... 1.1. A Duna menti síkság ............................................................................................. 1.2. A Duna–Tisza közi sík vidék ................................................................................ 1.3. A Bácskai sík vidék .............................................................................................. 1.4. A Mezőföld ........................................................................................................... 1.5. A Dráva menti síkság ........................................................................................... 1.6. A Felső-Tisza-vidék ............................................................................................. 1.7. A Közép-Tisza-vidék ............................................................................................ 1.8. Az Alsó-Tisza-vidék ............................................................................................. 1.9. Az Észak-alföldi hordalékkúpsíkság .................................................................... 1.10. A Nyírség ............................................................................................................ 1.11. A Hajdúság ......................................................................................................... 1.12. A Berettyó–Körös-vidék ..................................................................................... 1.13. A Körös–Maros-köze ......................................................................................... 2. A Kisalföld ........................................................................................................................ 2.1. A Győri-medence ................................................................................................. 2.2. A Marcal-medence ............................................................................................... 2.3. A Komárom–Esztergomi-síkság ........................................................................... 3. A Nyugat-magyarországi peremvidék .............................................................................. 3.1. Az Alpokalja ......................................................................................................... 3.2. A Sopron–Vasi-síkság .......................................................................................... 3.3. A Kemeneshát ...................................................................................................... 3.4. A Zalai-dombvidék ............................................................................................... 4. A Dunántúli-dombság ....................................................................................................... 4.1. A Balaton-medence .............................................................................................. 4.2. Külső-Somogy ...................................................................................................... 4.3. Belső-Somogy ...................................................................................................... 4.4. A Mecsek és a Tolna–Baranyai-dombság ............................................................. 5. A Dunántúli-középhegység ............................................................................................... 5.1. A Bakony-vidék .................................................................................................... 5.2. A Vértes–Velencei-hegyvidék .............................................................................. 5.3. A Dunazug-hegyvidék .......................................................................................... 6. Az Északi-középhegység .................................................................................................. 6.1. A Visegrádi-hegység ............................................................................................ 6.2. A Börzsöny ........................................................................................................... 6.3. A Cserhát-vidék .................................................................................................... 6.4. A Mátra-vidék ...................................................................................................... 6.5. A Bükk-vidék ....................................................................................................... 6.6. Az Aggtelek–Rudabányai-hegyvidék ................................................................... 6.7. A Tokaj–Zempléni-hegyvidék .............................................................................. 6.8. Az Észak-magyarországi medencék ..................................................................... 19. A talaj minősége, termékenysége, valamint a földértékelés ..................................................... 1. Az aranykorona-érték ........................................................................................................ 2. A talajtermékenység .......................................................................................................... 3. A talajértékszám ................................................................................................................ 4. A termőhelyi értékszám .................................................................................................... 5. A földértékelés alkalmazásának lehetőségei ..................................................................... 20. A talajtan hazai fejlődése .......................................................................................................... 21. A fao-talajvilágtérképe és osztályozási rendszere .................................................................... 1. A FAO-talajosztályozási rendszere ................................................................................... 2. A fao-osztályozásban használt fő talajszintek és jelölésük ............................................... 3. Szerves talajok .................................................................................................................. 3.1. Szerves talajanyagot tartalmazó talajok ................................................................ 4. Ásványi talajok ................................................................................................................. 4.1. Szerves talajanyagot nem tartalmazó talajok ........................................................ 22. Függelék – színes képek ........................................................................................................... 23. Ajánlott irodalom ...................................................................................................................... x Created by XMLmind XSL-FO Converter.

340 341 342 345 345 345 346 346 346 347 347 348 348 349 349 349 350 350 350 350 351 351 351 352 352 352 353 353 353 354 354 355 355 357 357 358 358 359 359 360 361 362 363 364 365 365 366 367 367 367 369 377 377 381 382 382 382 382 388 415

Az ábrák listája 1.1. A talajszelvény és felosztása talajszintekre. M = csernozjom, E = erdő, Sz = szikes talaj .......... 3 2.1. A fontosabb rétegszilikát-csoportok kristályszerkezetének felépítése (oldalnézetben) BAILEY, 1980 8 2.2. Néhány fontosabb agyagásvány DTA-görbéje. 1-kaolinit, 2-halloyzit, 3-illit, 4-illit, (montmorillonit), 5-montmorillonit, 6-vermikulit, 7-klorit ............................................................................................. 9 2.3. A talajok rétegrácsos agyagásványainak jellemzése az agyagos rész T-értéke és káliumtartalma alapján. AVERY és BULLOCK, 1977. ............................................................................................ 12 2.4. A talajok agyagásvány-társulásainak térképe. STEFANOVITS, DOMBÓVÁRINÉ, 1985 ...... 12 3.1. A magyarországi löszök rétegtani és kor szerinti tagolása. PÉCSI M. 1993 ............................. 25 3.2. A magyarországi löszök rétegtani és kor szerinti tagolása. PÉCSI M. 1993 ............................. 26 3.3. A kőzetek elterjedése ................................................................................................................. 31 3.1. A talajélőlények a szervesanyag-lebontás folyamatában ........................................................... 46 6.1. A mineralizáció és a humifikáció közötti összefüggések vázlata .............................................. 50 6.2. Különböző C/N arányú növényi maradványok bomlásának üteme (a) és a C/N arány változása az érés/fejlődés folyamán (b) ................................................................................................................ 51 6.3. A talajba került szerves maradványok C-tartalmának sorsa az átalakulás során ....................... 52 6.4. Dehidro-dikoniferol-alkohol ...................................................................................................... 54 6.5. A talajba került szerves maradványok C-tartalmának sorsa az átalakulás során ....................... 54 6.6. A híg lúggal kevert talajból kioldódó humuszfrakciók .............................................................. 55 6.8. Egyszerűbb Ca2+- és Fe3+-komplexek ......................................................................................... 57 6.9. A szerves-ásványi komplexum felépítésének sémája: a kapcsolódási pontok, a szerves S és P, valamint a komplexált fémionok feltüntetésével .............................................................................. 60 7.1. A talaj sótartalma (só%) és a telítési kivonat elektromos vezetőképessége (EC)közötti összefüggés 68 7.2. Ioneloszlás a kolloidok szolvátrétegében (S = Stern-réteg; D = diffúz réteg) ........................... 73 7.3. A vas- (és alumínium-) hidroxidok töltésének változása a közeg pH-jától függően ................. 75 7.4. A humusz és az agyagkolloidok kationmegkötő képességének (T-értékének) függése a pH-tól 75 7.5. Domináns Al-formák különböző pH-jú oldatokban (a) és az Al-hidroxid-polimerek hatása a felület negatív töltésére (b) .......................................................................................................................... 78 7.6. A kicserélhető kationok százalékos megoszlása egy telített, egy telítetlen és egy erősen telítetlen talajban. (A kationok melletti számok a %-os értéket jelentik.) ....................................................... 82 7.7. A talajban gyakori kationok méretének összehasonlítása .......................................................... 83 7.8. A vegyérték hatásának csökkenése, ill. növekedése a talajoldat koncentrációjának változásakor 84 7.9. Az adszorpciós izotermák jellegzetes típusai (a), egy Pb 2+ adszorpciós izoterma (b) és értékelésének vázlata a linearizált Freundlich- (c), ill. Langmuir-egyenlet (d) szerint ........................................... 86 7.10. A kicserélhető kationok százalékos megoszlása különböző pH-jú talajokban ........................ 92 7.11. A savanyú talajok pH-ja és kicserélhető Al-tartalma (a), valamint a szikes talajok pH-ja és Natelítettsége (b) közötti összefüggések ............................................................................................... 92 7.12. A talajsavanyúság felosztása ................................................................................................... 93 7.13. A kicserélhető aciditás meghatározásakor lejátszódó folyamatok (v = változó töltésű helyek, p = permanens töltésű cserehelyek) ........................................................................................................ 94 7.14. KCl-os és a Ca-acetátos kezeléskor oldatba került savanyúságformák ................................... 95 7.15. Redoxipotenciálok és pH-tartományok a talajban ................................................................... 97 7.16. A talajlevegő O2-tartalmának és a redoxipotenciálnak változása a talaj száradása során ........ 98 7.17. A redoxi rendszerek stabilitása a talajban ................................................................................ 99 7.18. Eh-pH összefüggés vasionok és vasvegyületek esetén ........................................................... 100 7.19. pe- és pH-tartományok a talajban (vonalkázott rész a mikroorganizmusok működési tartománya) 101 7.20. Két talaj sav/bázis titrálási görbéje ........................................................................................ 103 7.21. A savtompító hatásért felelős pufferanyagok és pufferreakciók különböző pH-jú közegben 104 7.22. A tápelem pufferolóképességének értékelése ........................................................................ 106 7.23. A különböző típusú reakciók egyensúlyának eléréséhez szükséges idő a természetes állapotú talajokban ....................................................................................................................................... 106 8.1. A szemcsefrakciók mérethatárai az Atterberg és az USDA osztályozás szerint ...................... 108 8.2. A homok-, az iszap- és az agyagfrakció uralkodó ásványai .................................................... 109

xi Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajtan

8.3. Egy homokos vályog-, egy iszapos vályog- és egy agyagtalaj szemeloszlási görbéje. (Pl. a bemutatott agyag talajban: agyag % = 59; iszap % = 85–59 = 26; homok % = 100–85 = 15) ......................... 112 8.4. A textúraosztály megállapítására (a talajnak a szemcseösszetétel szerinti besorolására) szolgáló háromszögdiagram .......................................................................................................................... 113 8.5. A mikro- és makroaggregátumok felépítése. Első- és másodrendű mikroaggregátum (a); makroaggregátum (b); a makroaggregátumok pórusrendszere (c) ................................................. 116 8.6. A víz felületi feszültségének és adhéziójának hatása az ásványi szemcsék összetapadására .. 116 8.7. Az aggregátumok felépítése és kötőanyagai ............................................................................ 117 8.8. A talajszerkezeti egységek jellemző formái ............................................................................ 120 8.9. A különböző méretű pórusok aránya a homok-, vályog- és agyagtalajokban. (Grav. p. = gravitációs pórusok; Kap. p. = kapilláris pórusok; Adsz. p. = a kötött víz pórustere) ...................................... 127 8.10. A vízmolekulákra ható erők a szemcsék felületén (a) és a kapillárisokban (b) ..................... 129 8.11. A bezárt levegő kialakulása a kapillárishálózatokban ........................................................... 130 8.12. A hidraulikus potenciál, a mátrixpotenciál, a gravitációs potenciál és a víztartalom közötti összefüggés egy vízbe merülő talajoszlopban ................................................................................ 133 8.13. A vízhártyák kiegyenlítődése (a) és a támaszkodó kapilláris víz mennyiségének változása a talajvíz szintjétől távolodva (b); h = homoktalaj, v = vályogtalaj; a = agyagtalaj ....................................... 135 8.14. A homok-, vályog- és agyagtalajokra jellemző pF-görbék .................................................... 138 8.15. A nedvesedési hiszterézis megnyilvánulása egy vályogtalajnál ............................................ 139 8.16. A relatív konzisztenciaindex (Kh) értéke, valamint a talaj víztartalma és konzisztenciaállapota közötti összefüggés ......................................................................................................................... 141 8.17. Vázlat a Darcy-törvény értelmezéséhez ................................................................................. 143 8.18. A k – hm függvény jellemző formája különböző textúrájú talajoknál .................................... 144 8.19. A beszivárgási sebesség (1. görbe) és az összesen beszivárgott víz mennyiségének (2. görbe) időbeni változása ......................................................................................................................................... 147 8.20. A Kosztjakov-egyenletben szereplő k és m grafikus meghatározása .................................... 147 8.21. A nedvességtartalom és a potenciál mélység szerinti változása állandó sebességű evaporáció esetén 149 8.22. A nedvesség eloszlása egy vályogtalajban a beázás folyamán és a beázás után. (1 = eredeti nedvességprofil; 2 = a talaj nedvességtartalma közvetlenül a vízadagolás megszűnése után; 3 = a nedvességprofil a víz szétoszlása után; 4 = három nappal a beázás után; 5 = a nedvesség eloszlása 10 nappal a beázás után) ...................................................................................................................... 150 8.23. A talaj vízforgalmának és vízmérlegének elemei .................................................................. 152 8.24. A talajok vízforgalmának alaptípusai: (a) erős felszíni elfolyás típusa; (b) kilúgozásos típusú vízforgalom; (c) egyensúlyi típus; (d) párologtató vízforgalmi típus ............................................. 153 8.25. A talajlevegő összetételét befolyásoló tényezők .................................................................... 156 8.26. A talaj fajlagos hőkapacitásának (C), hővezető képességének (λ)és hőmérséklet-vezető képességének (KT = λ /C) változása a nedvességtartalomtól függően .................................................................. 160 8.27. A felszínre érkező sugárzás sorsa .......................................................................................... 162 8.28. A feltalaj hőmérsékletének rövid periódusú ingadozása március elején (a) és az egyes talajrétegek havi átlagos hőmérséklete 300 cm-es mélységig (b) ...................................................................... 162 8.29. A művelés hatása a feltalaj hőmérsékletére (KREYBIG nyomán) ........................................ 163 9.1. A nitrogén-körforgalom ........................................................................................................... 166 9.2. A pillangós növények nitrogénfelvétele a talajból ................................................................... 168 9.3. A szerves anyag bedolgozásának hatása a talaj nitrát-N-tartalmára ........................................ 170 9.4. A nitrát-N-koncentráció változása a talajban. a) A konvekcióval történő mozgás; b) A konvekcióval, diffúzióval és diszperzióval történő mozgás; c) A negatív töltésű felület taszítja az anionokat, és ez gyorsítja a mozgást; d)Az anion-adszorpció lassítja a mozgást; e/1) A kerülőutak miatt lassúbb az elmozdulás; e/2) Gyors kimosódás a makropórusokon, repedéseken keresztül ............................. 172 9.5. A foszfor körforgalma a talajban ............................................................................................. 174 9.6. A foszforvegyületek alakulása a talajképződés során humid viszonyok között ...................... 174 9.7. A szervetlen foszfátok növényi felvehetősége a pH függvényében ......................................... 177 9.8. A foszfátok oldhatósága a talaj-pH-tól függ ............................................................................ 178 9.9. A kálium körforgalma a talajban ............................................................................................. 179 9.10. A kálium körforgalma a talajban ........................................................................................... 180 9.11. A kén körforgalma a talajban ................................................................................................. 182 9.12. A mikroelemek körforgalma a talajban ................................................................................. 186 9.13. A környezeti hatások és a műtrágyázás savanyító hatásának alakulása 1972 és 1989 között 190 9.14. A talaj AL-oldható Ca-, Mg- és Mn-tartalma 14 évi műtrágyázás után ................................. 190 9.15. 16 évi nitrogén-műtrágyázás hatása a talajszelvény nitrát-N-tartalmára ............................... 191 xii Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajtan

9.16. A talaj AL-oldható foszfortartalmának alakulása évenkénti foszforműtrágyázás esetén és a foszforműtrágyázás szüneteltetésekor ............................................................................................ 192 9.17. 16 évi foszforműtrágyázással kijuttatott szulfát eloszlása a talajszelvényben ....................... 192 9.18. A talaj AL-oldható káliumtartalmának alakulása a talajszelvény mélységében 14 éves káliumműtrágyázás hatására ...................................................................................................................... 193 10.1. A növényi biomassza és a talaj szervesanyag-mennyisége a különböző ökoszisztémákban. Az oszlopok szélessége arányos az egyes biomok területi elterjedésével. Az oszlopokra írt számok a Ckészletet jelentik petagramokban (Pg), a Föld egészére vonatkozóan. A = trópusi erdő, B = szavanna, C = mérsékelt égövi mezőség, D = mérsékelt égövi lombos erdő, E = boreális erdő, F = tundra. ANDERSON, 1991. ............................................................................................................................................... 195 10.2. A talajba jutó szerves anyagok mikrobiális lebontásának szakaszai. Az ábrán feltüntetett B jelölés a talajban élő mikroszervezetek biomasszáját jelenti. STEVENSON, 1986. .................................... 197 10.3. A mikrobiális biomassza szerves-C-tartalma, mg ∙ g–1, illetve a mikrobiális, valamint a talaj szervesC-tartalmának aránya %-ban, az USA egy agyagbemosódásos barna erdőtalajában, különböző növényállomány esetén. ELLERT és GREGORICH, 1996. .......................................................... 197 10.4. A különböző kémiai kötésű szerves C megoszlása a 13C-NMR spektroszkópos vizsgálatok alapján, az USA néhány jellemző talajában. OADES et al. 1989. (1) fekete nyirok; (2) podzol; (3) savanyú trópusi talaj; (4) agyagbemosódásos b. e. t.; (5) karbonátos réti talaj; (6) mezőségi talaj; (7) láptalaj ....... 198 10.5. A szénfelhalmozódás időbeni alakulása a Tanana folyó (USA) árterületén fekvő öntéstalajokban. VAN CLEVE et al. 1993. ............................................................................................................... 199 10.6. Egy, az agyagosodás folyamatával jellemezhető barna föld szelvényének ásványi összetétele a talaj teljes anyagára, valamint a szintekből leiszapolt agyagfrakciókra vonatkozóan ............................ 203 10.7. Egy agyagbemosódásos barna erdőtalaj ásványi összetétele a teljes talajban, valamint a leiszapolt agyagfrakcióban .............................................................................................................................. 204 10.8. Egy réti szolonyec szelvényének ásványi összetétele a teljes talajban, valamint a leiszapolt agyagfrakcióban .............................................................................................................................. 204 11.1. A talajban időben és térben lejátszódó elem- és anyagmozgás folyamatai. FÜLEKY, 1988 után. a = humuszosodás; b = kilúgozás; c = agyagosodás (FP = földpát, Cs = csillám) d = agyagbemosódás; e = agyagszétesés; f = kovárványosodás; g = glejesedés; h = szikesedés; i = láposodás. ..................... 209 11.2. Az egyes talajdinamikai folyamatok sorrendje és társulása a löszön kialakult erdőtalajok fejlődése folyamán ......................................................................................................................................... 211 11.3. A talajosztályozás főtípusainak rendszere ............................................................................. 215 12.1. Csernozjom-barna erdőtalaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben) c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol/kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y1, y2, KA és CaCO3-érték tizedrészét mutatja ........ 225 12.2. A csernozjom-barna erdőtalaj teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele .... 225 12.3. Löszön kialakult barnaföld szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y1, y2, KA és CaCO–3 érték tizedrészét mutatja ....... 227 12.4. Löszön kialakult barnaföld teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele ........ 228 12.5. Andezittufa-málladékon kialakult agyagbemosódásos barna erdőtalaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y1, y2, KA-érték tizedrészét mutatja ............................................................................................................................................ 230 12.6. Löszön (Karád) és andezittufa-málladékon (Mátra 36) kialakult agyagbemosódásos barna erdőtalaj teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele ............................................................. 231 12.7. Pangó vizes barna erdőtalaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y1, y2, KA-érték tizedrészét mutatja ........................ 235 12.8. Pangó vizes barna erdőtalaj teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele ....... 235 12.9. Kovárványos barna erdőtalaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra az y1, y2,-érték tizedrészét mutatja ......................... 237 12.10. A kovárványképződés típusai; 1-típusos, 2-előrajzolt, 3-másodlagos kovárvány, 4-mélyben kovárványos szelvény ..................................................................................................................... 238 xiii Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajtan

12.11. A mészlepedékes csernozjom szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y1, y2, KA és CaCO3-érték tizedrészét mutatja ........ 243 12.12. A mészlepedékes csernozjom teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele .. 244 12.13. A réti csernozjom szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol/kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra KA és CaCO3-érték tizedrészét mutatja ....................................................... 245 12.14. A réti csernozjom teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele ..................... 246 12.15. Szoloncsák típusú szikes szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a szemcseösszetétel, c) a vízben oldható sók, d) az alapvizsgálati adatok (a KA és CaCO3-érték tizedrészét tüntettük fel) ................................................................................................................................... 250 12.16. Szoloncsák típusú szikes teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele .......... 251 12.17. Réti szolonyec szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a szemcseösszetétel, c) a talaj teljes elemzési adatai (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzési adatai (sz.a. %-ban), e) a talaj vizes kivonatának összetétele, amelyek közül az y1, KA és CaCO3– jelölések az érték tizedrészét mutatják, f) a kicserélhető kationok (cmol/kg talaj); g) alapvizsgálati adatok ..... 253 12.18. Réti szolonyec teljes anyagának és az agyagos résznek ásványi összetétele ....................... 254 12.19. Az agyagos réti talaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) szelvény morfológiai képe, b) szemcseösszetétel (mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai az y1, KA és CaCO3 jelölések az érték tizedrészét mutatják ............................................................................................ 259 12.20. A típusos réti talaj teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele .................... 259 13.1. Talajpusztulás Magyarországon. 1. erős, 2. közepes, 3. gyenge vízerózió, 4. nem erodált mezőgazdasági területek, 5. szedimentáció, 6. szélerózió által gyakran sújtott területek, 7. erdők 279 13.2. Magyarország széleróziós kártérképe az Állami Biztosító által 1997–1986-ig kifizetett kárértékek alapján (KARÁCSONY J. és HARKÁNYINÉ SZÉKELY ZS. feldolgozásában) ......................... 287 13.3. A talajpusztulás (víz- és szélerózió) dinamikája. 1. Gyors pusztulás, kis eróziós ellenállás, nagy felületi lefolyás. 2. Erősödő fokozatokkal rohamosan gyorsuló vízerózió. 3. Gyenge erodáltság esetén lassan, közepes eróziónál erősen gyorsuló vízerózió. 4. Kezdeti gyors talajpusztulás után lassul a felületi rétegerózió, majd ismét fokozódik és vízmosások jelennek meg. 5. A vízerózió előrehaladásával fokozatosan erősödő talajpusztulás, a vízmosásformák uralkodnak. 6. Nagy ellenálló képesség, az erózió előrehaladásával fokozatosan fejlődő talajpusztulás enyhe formákkal. 7. Vízerózió előrehaladásával fokozatosan fékeződő talajpusztulás, enyhe eróziós formák. 8. Szélerózió, por- és homokviharok. 9. Defláció, fekete viharok. 10. Padkásodás ....................................................................................... 288 14.1. A talaj termékenységét gátló tényezők területi eloszlása Magyarországon (SZABOLCS és VÁRALLAY szerint) 1. nagy homoktartalom, 2. savanyú kémhatás, 3. szikesedés, 4. szikesedés a talaj mélyebb rétegeiben, 5. nagy agyagtartalom, 6. láposodás, 7. erózió, 8. felszínközeli tömör kőzet 290 14.2. A kalcium-karbonát (CaCO3) és a gipsz (CaSO4 ∙ 2 H2O) oldhatósága 20 °C-on,különböző pH-jú oldatokban ...................................................................................................................................... 291 14.3. A különböző savérzékenységű növénycsoportok termésének változása a talaj pH-jától függően 296 15.1. A makrotápanyagok, a mikrotápanyagok és a toxikus elemek koncentrációjának hatása a növény fejlődésére ....................................................................................................................................... 304 15.2. A toxikus nehézfémek megoszlása a talajban és a környezetben .......................................... 305 15.3. A talajoldat nehézfém-koncentrációjának függése a közeg pH-jától ..................................... 305 15.4. A higany kémiai és biológiai átalakulása a talajban, ill. a légtérben ..................................... 308 15.5. A talajra került szerves mikroszennyezők sorsa .................................................................... 310 15.6. Néhány peszticid alapvegyületének képlete .......................................................................... 311 15.7. A közeg pH-jának hatása a szerves molekulák polaritására és töltésére ................................ 312 15.8. Az olaj szétterjedése a talajban .............................................................................................. 316 15.9. A talaj relatív áteresztőképességének változása a vízzel való telítettség függvényében ........ 318 16.1. Öntözővíz-minősítési diagram (FILEP SZERINT). I. Minden esetben alkalmazható; II. Csak egyes talajok öntözésére használható, javítás után minden esetben alkalmas; III. Javítás után is csak egyes talajok öntözésére alkalmas; IV. Öntözésre nem használható. (H = higítással javítható; G = gipszezéssel javítható) ......................................................................................................................................... 328 16.2. A kritikus mélység alakulása a talajvíz sótartalmával összefüggésben ................................. 331 18.1. Az ország természeti tájai. A magyarázatát lásd a 18.1. táblázatban ..................................... 342 18.2. A főtalaj típusok elterjedése. 1. barna erdőtalajok, 2. csernozjomok, 3. szikesek, 4. réti talajok, 5. láptalajok, 6. rendzinák, 7. homokos talajok, 8. öntéstalajok ......................................................... 364 xiv Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajtan

19.1. A talajtermékenység különböző fogalmai (a magyarázatot lásd a szövegben) ...................... 366 21.1. A nagy talajcsoportok társulásainak elterjedése a Föld felszínén .......................................... 381

xv Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A táblázatok listája 2.1. A fontosabb agyagásványcsoportok néhány talajtanilag jelentős tulajdonsága ......................... 11 3.1. A fontosabb magmás kőzetek és ásványi összetételük .............................................................. 19 3.2. A hulló porból keletkezett üledékek csoportosítása ................................................................... 28 3.3. Földtörténeti korok .................................................................................................................... 29 4.1. Az egyes ásványok hossztengellyel párhuzamos és arra merőleges tágulási együtthatói .......... 33 4.2. A fagyasztás és fölengedés hatása a kőzetre .............................................................................. 34 4.3. A víz szénsavasmész-oldó képessége a vele egyensúlyban levő levegő CO2-tartalmától függően 36 4.5. Az ásványok mállásal szemben mutatott ellenállása ................................................................. 38 5.1. A talaj élő anyagának (= edafon) összetevői ............................................................................. 41 5.2. Különböző talajélőlények biomasszatömege (t/ha) rét-legelőn, illetve árpaföldön ................... 42 5.3. A baktériumszám változása a talajmélységgel ........................................................................... 42 6.1. A fulvosavak, a huminsavak és a huminanyagok néhány jellemzője ........................................ 59 7.1. Néhány jól oldódó só oldhatósága 20 °C-on .............................................................................. 65 7.2. A rosszul és igen rosszul oldódó fontosabb vegyületek oldhatósági szorzata 25 °C-on ............ 65 7.3. A talaj sótartalom szerinti kategórizálása és a növények fejlődése ........................................... 69 7.4. Egységnyi térfogatú anyag fajlagos felületének függése a felaprózódás mértékétől és a részecskék alakjától ............................................................................................................................................ 71 7.5. A talajban uralkodó kationok atomtömege, vegyértéke és egyenértéktömege .......................... 80 7.6. A fontosabb talajkolloidok kationcsere-kapacitása .................................................................... 81 8.1. A szemcsefrakciók néhány fizikai jellemzője .......................................................................... 110 8.2. A textúraosztályok megállapítására szolgáló talajfizikai jellemzők határértékei ásványi talajoknál (Stefanovits szerint) ........................................................................................................................ 115 8.3. A talajszerkezet morfológiai értékelése az aggregátumok formája és mérete alapján ............. 122 8.4. A szerkezeti egységek mérete és elnevezése ........................................................................... 122 8.5. A szétrombolódás mértéke és a talajszerkezet vízállósága közötti kvalitatív összefüggés (Sekera és Arany szerint) ................................................................................................................................. 123 8.6. A talajpórusok méret szerinti besorolása ................................................................................. 126 8.7. A VKsz, a DV és a HV átlagértéke a különböző szemcseösszetételű talajokban (tájékoztató adatok) 137 8.8. A kötött talajok konzisztenciája és az azzal összefüggő tömöríthetősége ............................... 140 8.9. A talajok kozisztenciahatárai (Buzágh szerint) ........................................................................ 141 8.10. A talajlevegő és a légkör átlagos N2-, O2- és CO2-tartalma .................................................... 156 8.11. A talaj alkotórészeinek fajlagos hőkapacitása (C), hővezető (λ) és hőmérséklet-vezető képessége (KT) ................................................................................................................................................ 159 9.1. A N2-megkötés éves mértéke, N/kg/ha–1 ................................................................................ 169 10.1. A kurszki csernozjom egyes rétegeiben található szerves anyag kora (Arszlanov és Geraszimov szerint ............................................................................................................................................. 201 10.2. NSZK-beli talajok humuszfrakcióinak kora években (Scharpenseel adatai szerint) ............. 201 11.1. Magyarország talajainak genetikai és talajföldrajzi osztályozási rendszere .......................... 212 12.1. A sófelhalmozódás jellege a vizes kivonatban meghatározott kationok egymáshoz viszonyított aránya alapján ................................................................................................................................. 249 3.1. Az erózió által károsított talajok területi elterjedése megyénként, 1000 ha-ban ...................... 278 13.2. A kritikus szélsebesség értékei 0,15 mm-es talajrészecskékre számítva ............................... 283 13.3. A szél által szállítható szemcsék mérete és a szállítás távolsága ........................................... 284 14.1. A meszezés és az altalajlazítás termésnövelő hatása sztyeppesedő réti szolonyec talajokon (8 év átlageredményei, Karcag) ............................................................................................................... 298 14.2. A szikjavítási módszerek áttekintése ..................................................................................... 300 15.1. A talajszennyeződés legfontosabb forrásai ............................................................................ 303 15.2. A talajba kerülő fontosabb peszticidtípusok(H = herbicid; I = inszekticid) .......................... 310 15.3. A peszticidek relatív mozgékonysága a talajban (több szerző alapján) ................................. 314 15.4. Néhány szerves folyadék fizikai jellemzői és a vízhezviszonyított relatív mozgékonysága 20 °C-on 318 15.5. A tisztítási eljárások hatékonysága ........................................................................................ 321 16.1. Az öntözés kedvező és lehetséges kedvezőtlen hatásai a talajra ............................................ 324 16.2. Az öntözés tervezésénél és gyakorlatában figyelembe veendő talajjellemzők ...................... 329

xvi Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajtan

16.3. A talaj vízgazdálkodási jellemzői és az öntözés megkívánt gyakorisága közötti kapcsolatok (VÁRALLYAY et al.) .................................................................................................................... 330 17.1. A talajok víznyelése alapján elkülönített kategóriák ............................................................. 337 182.1. Az ország tájbeosztása ......................................................................................................... 342 21.1. A FAO-talajosztályozás nagy talajcsoportjai (Major Soil Groupings) a képződésüket leginkább meghatározó tényezők szerint ......................................................................................................... 377 21.2. A FAO-talajosztályozás által használt „diagnosztikai talajszintek” (Diagnostic Horizons) .. 378 21.3. A FAO-talajosztályozás által használt „diagnosztikai tulajdonságok” (Diagnostic Properties) 379

xvii Created by XMLmind XSL-FO Converter.

1. fejezet - A talaj fogalma, a talajtan tárgya, feladata és felosztása Amióta az ember állattenyésztéssel vagy földműveléssel foglalkozik, tisztelettel övezi fel a talajt, a termőföldet. A talaj mint ősi finnugor eredetű szó területet, telket jelentett, vagyis a termőterület kiterjedését jellemezte. Ahogy a földdel foglalkozó tudományok szintje fejlődött, úgy alakult és bővült a szó értelme, a termőföldnek már nemcsak területére, hanem minőségére is kiterjedt. A talaj a Föld legkülső szilárd burka, amely a növények termőhelyéül szolgál. Alapvető tulajdonsága a termékenysége, vagyis az, hogy kellő időben és a szükséges mennyiségben képes ellátni a rajta élő növényzetet vízzel és tápanyagokkal, és így lehetővé teszi az elsődleges biomassza megtermelését. A talaj egyben a természeti környezet része, mely biztosítja az anyagok biológiai körforgását. Mint a környezet része fogadja a földfelszínre érkező energia- és anyagáramlásokat; részben tárolja, részben átalakítja azokat. A termőföld természeti erőforrás, amely az élővilággal szoros kapcsolatban és kölcsönhatásban megújul, ha az anyagok körforgása zavartalan. Ha azonban az anyagforgalomban fennakadás van, vagy a talaj megsemmisül, mint erőforrás nem újítható meg. A Föld felszínén a pedoszféra – a talajképződés által vezényelt földkéreg – szoros kapcsolatban van a litoszférával, a bioszférával és az atmoszférával. Mint termelőeszköz a talaj termékenységével a növénytermesztés alapjául szolgál és tárgya mindazon tevékenységeknek, amelyek a nagyobb és biztosabb termések elérését célozzák. Ezek a beavatkozások, mint a talajművelés, a trágyázás, a vegyszeres gyomirtás, az öntözés, a talajjavítás, mind a talaj tevőleges közreműködésével érik el hatásukat. Közben a talaj maga is változik és e változások lehetnek időlegesek vagy tartósak, illetve kedvezők vagy kedvezőtlenek. Mind a kedvező, mind a kedvezőtlen hatások befolyással vannak nemcsak a talajra, hanem a természeti, valamint művi környezet egyéb elemeire is, ezért a talajra való ráhatások értékelésénél nem elegendő csupán a termőföld változásait nyomon követni, hanem a teljes természeti környezetben bekövetkező változásokat is értékelni kell. Ennek megfelelően a talajtan – a termőfölddel mint önálló természeti jelenséggel foglalkozó tudomány – egyrészt az alkalmazott módszerek, másrészt a célkitűzések alapján más tudományterületekkel szoros kapcsolatban áll, ugyanakkor önmaga is tovább osztható. Ennek bemutatását célozza a következő felsorolás: TALAJTAN TÁRSTUDOMÁNYOK Geológia, kőzettan, ásványtan, geomorfológia, éghajlattan, természeti földrajz, hidrológia, növénytan, növényélettan,

1 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fogalma, a talajtan tárgya, feladata és felosztása mikrobiológia, állattan, kémia, agrokémia, fizika, talajmechanika környezettudományok, ökológia, térinformatika, A TALAJTAN FELOSZTÁSA Általános talajtan: talajmineralógia, talajfizika, talajkémia, talajkolloidika, talajbiológia, talajgenetika, talajföldrajz, Alkalmazott talajtan: talajművelés, talajvédelem, mechanikai talajjavítás, kémiai talajjavítás, a trágyázástan talajtani alapjai, az öntözés talajtani alapjai, talajtérképezés a környezetvédelem talajtani alapjai. Áttekintve e felsorolást elmondhatjuk, hogy a talajtani szakemberek nagy része csak egy, esetleg néhány tudományterület művelésére képes, a talajtan egészével már nem tud olyan mélységig, alkotóan módon foglalkozni, hogy az akár elméleti, akár gyakorlati tekintetben megfeleljen a nemzetközi vagy az elvárható hazai színvonalnak. Ez persze nem jelenti azt, hogy az egyes fejezetek ne függnének szorosan össze, és hogy bárki kizárólag egyik vagy másik fejezet művelésével és áttekintésével megelégedhetne. Sőt az is megállapítható, hogy a talajtant, illetve annak egyes részeit nem lehet alkotóan művelni vagy eredményeit hasznosan alkalmazni anélkül, hogy a talajtan segédtudományaiban ne tennénk szert kellő jártasságra. Mielőtt a talajtan tárgyának egyes fejezeteit tárgyalnánk szót kell ejteni a talaj megismerésének és vizsgálatának alapjairól. Ha talajról beszélünk, nemcsak területi kiterjedésére vagyunk tekintettel, hanem a mélységi sajátságaira is. Talajnak tekintjük mindazt, ami a felszín és a talajképző kőzet között terül el és a rajta díszlő növénytakaróval kapcsolatban van. Ebből következik hogy a talaj mindig talajszelvényt jelent, melynek rétegződését és az egyes 2 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fogalma, a talajtan tárgya, feladata és felosztása rétegek tulajdonságait vizsgáljuk. A talajszelvényt tanulmányozhatjuk természetes feltárásban, vagy ásott, esetleg fúrt szelvényben. A talajképződés hatására elkülönült rétegeket talajszinteknek nevezzük. A talajszintek milyenségével és sorrendjével a talajmorfológia foglalkozik. A talajmorfológiában a talajszintek megjelölésére egyezményes betűjelzést használunk. Ezek közül a fontosabbakat az 1.1. ábrán mutatjuk be. Az ábrán látottakat röviden a következőkkel jellemezzük.

1.1. ábra - A talajszelvény és felosztása talajszintekre. M = csernozjom, E = erdő, Sz = szikes talaj

A szinteknek nevezzük általában a talajképződés folyamán kialakult jellegzetes rétegeket. Ha szántóterület talaját vizsgáljuk, akkor azt a szintet, ameddig a talajművelő eszközök forgató, lazító hatása érvényesül A sz-nek jelöljük. (A nemzetközi jelölés Ap-nek hívja.) Ha nem művelt terület talajáról van szó, akkor az A szinten a humuszos felső szintet értjük. Az A szint alszintekre osztható, mint A0-ra, mely a talajt borító kevéssé bomlott szerves anyaggal jellemezhető szintet jelenti; A1-re, mely a humuszos szint jele; A2-re, ami erdőtalajok vagy szikesek esetében a kifehéredett vagy kifakult kilúgozási szintet jelöli. (Ezt a nemzetközi szakirodalom E – eluviális – szintnek mondja.) Csernozjom talajoknál az A szintek az egyenletesen humuszos szinteket jelölik. B szinteknek nevezzük az A szintek alatt fekvő felhalmozódási szinteket, kivéve a csernozjomokat, melyeknél a B szinten a fokozatosan csökkenő humusztartalommal jellemzett szintet értjük. (A nemzetközi jelölés erre még az I – illuviális – szintmegjelölést is alkalmazza.) Ez tovább tagolható B1, B2 alszintekre. A C szint elnevezést a talajképző kőzet jelölésére használjuk. Ezen belül elkülönítjük a Cca szintet, mely a talajképző kőzetben felhalmozódott szénsavas meszet jelzi, stb. A D szint az ágyazati kőzet jele, vagyis annak kifejezésére használjuk, hogy a talajképző kőzet alatt valamilyen más kőzetféleség található, amely azonban nem alapja a talajképződésnek.

3 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fogalma, a talajtan tárgya, feladata és felosztása A szintek közötti átmenet jelölésére kettős betűjelzést használunk, mint AB vagy BC szint. További megkülönböztetésre az index ad lehetőséget, mint Bt (texturális B) vagy Bg (glejes B).

4 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

2. fejezet - A talaj ásványi alkotórészei A talaj ásványi részeinek jelentőségét mi sem bizonyítja jobban, mint az a tény, hogy a talaj alkotórészeinek általában több mint 95%-a ásványi anyag. Ennek összetétele, fizikai és kémiai tulajdonságai igen különbözőek, így a talajok víz- és tápanyag-gazdálkodását, fizikai és kémiai viselkedését nagymértékben befolyásolják, egyben a talaj élővilágára is nagy hatással vannak. A talajban előforduló ásványok csak egy részét képezik a természetben előforduló nagyszámú ásványnak. Csoportosításuk is a talajban betöltött szerepük szerint történik és tárgyalásuk részletessége is ennek van alárendelve.

1. A talajalkotó ásványok csoportosítása Talajtani szempontból a következő ásványcsoportoknak van jelentőségük: kloridok, szulfidok, szulfátok, nitrátok, foszfátok, borátok, karbonátok, oxidok és hidroxidok, valamint szilikátok.

1.1. Kloridok A kősó (NaCl) sós talajokban fordul elő. Nálunk ritka, de a sivatagi, valamint a tengermelléki talajokban gyakori. A szilvin (KCl) a kálisótelepek anyagában fordul elő, a talajba mint káliumtrágya kerül.

1.2. Szulfidok A talajban szinte kizárólagosan a pirit fordul elő (FeS). A lignitporos szikjavítás alkalmával a lignittel jutott a talajba. Tengermelléki talajokban gyakrabban fordul elő, ahol oxidálódva a talaj erős elsavanyodását okozza.

1.3. Szulfátok A gipsz (CaSO4 · 2H2O) a talajok sófelhalmozódási szintjében fordul elő. A szikesek javítása alkalmával tudatosan keverjük a talajba. Nálunk Perkupa környékén bányásszák, elsősorban ipari célokra. A mirabilit vagy Glaubersó (Na2SO4  ∙ 10H2O) a szikes talajok sófelhalmozódási szintjében fordul elő kis mennyiségben. Az epszomit vagy keserűsó (MgSO4 ∙ 7H2O) és a hexahidrit (MgSO4 ∙ 6H2O) a szikes talajok felszínén keletkező sókivirágzásokban vagy ezeknek a talajoknak a sófelhalmozódási szintjeiben található.

1.4. Nitrátok A nátron-salétrom (NaNO3) a talajok szerves anyagának bomlása és a sófelhalmozódás folyamatának összekapcsolódása következtében a felszíni sókivirágzásokban jelenik meg. A szabadságharc idején a szikesek „salétromszérűin” a trágyalével locsolt szikesek sókivirágzását seperték és használták fel puskapor készítésére. Káli-salétrom (KNO3) a nátron-salétrom kíséretében fordul elő.

1.5. Foszfátok A talajban előforduló foszfátok közös forrása az apatit (Ca 5/PO4/3F), melyben a fluort a Cl vagy a CO helyettesítheti. E három ásványféleség oldhatósága a helyettesítések sorrendjében nő, de még így is nehezen oldhatók. Lápos, erős redukció alatt képződött talajokban található a vivianit (Fe3/PO4/2 ∙ 8H2O). Érdekessége, hogy, ha levegőre kerül piszkos fehér színe, időlegesen égszínkékre változik, mely szín azonban néhány óra után eltűnik és az ásvány visszaszürkül. 5 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj ásványi alkotórészei

A strengit (FePO4 ∙ 2H2O) a talajban oldat alakjában mozgó foszfátionok és a háromértékű vasionok egymásrahatásából keletkezik. A variscit (AlPO4 ∙ 2H2O) savanyú talajokban és a strengit kíséretében fordul elő.

1.6. Borátok A bórax (Na2B4O7 ∙ 10H2O) szikes és sós talajokon képződött sókivirágzásokban található.

1.7. Karbonátok A talajokban gyakran előforduló ásványok csoportja, mely mind az elsődleges, mind a talajban keletkezett másodlagos ásványok között megtalálható. A talajokban gyakran előforduló ásvány a kalcit (CaCO3), mely mind nagyobb, mind mikrokristályok alakjában megtalálható. Híg sósavval lecseppentve pezseg. Ugyancsak szénsavas mész az aragonit anyaga, de rombos rendszerben kristályosodik, míg a kalcit trigonális rendszerbe tartozó kristályokat alkot. A kalcit hideg oldatokból válik ki, az aragonit pedig meleg vízből vagy biogén folyamatok eredményeként jelenik meg. A dolomit (CaMg/CO 3/2) a kalcittal és aragonittal ellentétben hideg híg sósavval lecseppentve nem pezseg. Nemcsak mint kőzetalkotó ásvány gyakori, hanem a talajokban is sok esetben több van belőle, mint kalcitból. A szóda (Na2CO3 ∙ 10H2O) szikes talajok sókivirágzásaiban és sófelhalmozódási szintjeiben fordul elő. Fenolftaleinoldattal lecseppentve meggypiros színeződést ad. Oldata síkos tapintású. A sziderit (FeCO3) ott található a talajokban, ahol a vasredukció lejátszódott. Többnyire gócok, vaskonkréciók alkotórésze, melyekben a vasoxidokat és oxidhidrátokat kíséri.

1.8. Oxidok és oxidhidrátok Az oxidok, valamint a kémiai összetétel tekintetében rokon oxidhidrátok vagy hidroxidok csoportjában igen sok olyan ásvány található, melyek a talajban gyakran és nagy menynyiségben találhatók. A vas oxidjai és oxidhidrátjai igen széles skálát alkotnak, mert az egyes ásványok nemcsak víztartalom, kristálytani felépítés tekintetében különböznek, hanem a vas vegyértéke szerint is. A goethit (alfa-FeOOH) a talajban leggyakrabban előforduló vasásvány, mely a legtöbb esetben a talaj barnás, vöröses színét adja. A vasásványok egymásba való átalakulása a mérsékelt égövi talajokban mind a geothit irányába tart. A goethit rácsszerkezetében a vasat alumínium helyettesítheti, de csak meghatározott arányban. A lepidokrokit narancsszínű ásvány (gamma-FeO/OH), mely a kétértékű vasat tartalmazó oldatoknak kevés szénsav jelenlétében történő oxidációja útján keletkezik. Hazai viszonyaink között a réti talajokban és a pangó vizes barna erdőtalajokban fordul elő. A hematit (alfa-Fe2O3) színe vörös. Az amorf, háromértékű vas-hidroxid vízleadása útján képződik. Mivel a vízvesztést a száraz és meleg környezet fokozza, a hematit a melegebb éghajlat vagy mikroklíma hatása alatt képződött talajokban gyakori. De a goethit–hematit arányt a közeg kémhatása is befolyásolja; lúgos közegben inkább goethit képződik. A maghemit (gamma-Fe2O3) vörösbarna színű, mágneses vasásvány. Vagy láptalajok égetésekor képződik, vagy két- és háromértékű vasat tartalmazó oxidok további oxidációjakor. A ferrihidrit (2,5Fe2O3 ∙ 4,5H2O) átmeneti ásvány, mely goethitté vagy hematittá alakul át, attól függően, hogy környezetében milyen ionok találhatók. A magnetit (FeO ∙ Fe2O3) olyan vasoxid, melyben a vas egy része kétértékű, más része háromértékű formában van. Csak magmás kőzetekben fordul elő, ezért a talajokban csak mint megmaradt elsődleges ásvány található. Színe barnásfekete, erősen mágneses. Ez utóbbi tulajdonsága alapján a talaj homokfrakciójától könnyen elkülöníthető. A mangán oxidja a piroluzit (MnO2) feketés színű, a talajban a vasborsókban és a kérges bevonatokban a vasásványok kísérője. Szikesekben képződött vasborsókban mennyisége megközelítheti a vasásványok mennyiségét. Mivel a mangán is vegyértékváltó elem, viselkedése igen hasonló a vaséhoz.

6 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj ásványi alkotórészei

A titán oxidjai, a rutil (TiO2) és az anatáz (TiO2), valamint az ilmenit (FeO · TiO2) igen nehezen mállanak, ezért mennyiségüket az egyes talajszintek talajképző kőzetét minősíti. Ha az egyes talajszintek titánoxidjai azonos mennyiségben találhatók, akkor a talajképződés alapjául szolgáló kőzetet egységesnek vehetjük. Az alumínium oxidhidrátjai, közül a hidrargillit vagy gibbsit (gamma-Al(OH/3) fehéres színű ásvány, mely a trópusi talajokban és a hazai bauxitos vörös agyagon képződött talajokban a leggyakoribb. A bayerit kémiai összetétele hasonló, csak kristálytani felépítése különbözik az előbbitől. Talajban csak átmenetileg fordul elő. Böhmit (gamma-A1O/OH), valamint diaszpor (alfa-A1O/OH), csak bauxitos területeinken képződött talajokban található. Mindezekre az alumínium-oxidhidrát ásványokra jellemző, hogy egymásba átalakulhatnak. Az oldatból kicsapódó alumínium-hidroxid először sok vizet tartalmazó, kocsonyás, amorf gélt alkot, mely az elöregedés folytán böhmiten és bayeriten át hidrargillitté alakul. Ez az átalakulás jelentősen függ a környezet pH-értékétől, víztartalmától és más ionok jelenlététől, valamint a hőmérséklet- és nyomásviszonyoktól. Az alumínium-oxid és oxidhidrát ásványok oldhatósága – hasonlóan a vasásványokéhoz –, 8 pH fölött a lúgossággal 5 pH alatt pedig a savanyúsággal nő. Ezek a határértékek a talajban kismértékben eltolódhatnak, mert a talaj humuszanyagaival mind a vas, mind az alumíniumionok komplex kötést képeznek, és e vegyületek oldhatósága általában jobb. A szilícium oxidjai és oxidhidrátjai a legtöbb talajban tetemes mennyiségben találhatók, ezért nagy a jelentőségük. A kvarc (SiO2) elsődleges formában mint a magmás kőzetek alkotórésze vagy a kőzet mállása után felszabaduló ásványi szemcse fordul elő, de képződhet a szilikátok mállása következtében is mint másodlagos ásvány. A kvarc a mállásnak igen ellenálló, kristályos ásvány, ezért legtöbb homoktalajunk fő alkotó ásványa. Az alfa és a beta kvarc, a tridimit és a krisztobalit mind a SiO2 ásványai, csak a kristálytani felépítésük tér el egymástól. Ezek között a talajokban a legtöbb esetben a kvarc a domináns. A kvarc mind fizikailag, mind kémiailag igen ellenálló. Az opálban (SiO2∙ nH2O) a víz mennyisége 3 és 13% között változik. Nem kristályos, tehát amorf ásvány. A kőzetekben és a talajban képződik a mállás folyamán, de keletkezhet élő szervezetekben, növényekben és állatokban is. Egyes növényekben a szilárdítószövetek alkotórésze – mint például a zsurlókban –, majd a növények elhalása után a talajba kerül. Ezeket az ásványi részeket nevezzük fitolitáriáknak. A kvarc és az opál képződése a talajban az ortokovasavból vezethető le (H 4SiO4), amely gyenge sav. Szerkezetében a szilícium körül tetraéderes elrendezésben négy OH-gyök található (Si/OH/4). Az ortokovasav vízben igen rosszul oldódik, csak 8 pH-nál lúgosabb közegben növekszik az oldhatósága. Semleges és savanyú közegben vizet veszít, miközben két vagy több molekula kovasav oxigénhíd által egymáshoz kapcsolódik és polikovasav képződik: 2Si (OH)4 = Si(OH)3 – 0 – Si (OH)3 + H2O. Ez további vízvesztéssel opállá, majd finom, eloszlású (kolloid-) eloszlású kvarccá alakul, miközben kristályos szerkezetet vesz fel az alkotók térbeli rendezettsége következtében. A kovasav talajban való átalakulásai közé tartozik az a jelenség is, amikor a kovasav az oldatból a jelen lévő kvarc felületéhez kötődik, és ott alakul át polikovasavvá. Ez a felületi hártya, mely igen vékony, a kvarc viselkedését megtévesztő módon megváltoztatja. Míg ugyanis a kvarc kémiailag inaktív, a frissen kicsapott polikovasav igen aktív, sok vizet és iont köt meg, miáltal a talaj tulajdonságai megváltoznak.

2. Szilikátok Amint a szerves vegyületek sokasága és maga az élet annak köszönhető, hogy létezik szén–szén kötés, úgy a szervetlen világ, az ásványok és kőzetek világának sokféleségét a Si–O–Si kötés ténye biztosítja. A szilíciumatom körül a négy oxigénatom tetraéderes elrendeződésben helyezkedik el. A tetraéder csúcsán elhelyezkedő oxigénatomok mindegyike képes egy másik tetraéder középpontjában elhelyezkedő szilíciumatomhoz kapcsolódni, vagy az oxigénatom másik negatív vegyértékét lekötő kationt magához láncolni. Ez a különböző szilikátok kialakulásának igen nagy variációs lehetőségét teremti meg. Aszerint, hogy az alapépítőkőnek, a tetraéder csúcsán levő oxigének közül hány kapcsolódik szomszédos tetraéderhez és így milyen mértani szabályosság alakul ki, megkülönböztetünk sziget-, lánc-, szalag-, réteg- és vázszilikátokat. 7 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj ásványi alkotórészei

2.1. Szigetszilikátok Az SiO4 tetraédereit az oxigénatomokhoz kötődő kationok választják el egymástól. Közéjük tartozik a bazaltokban előforduló olivin, melyben kétértékű vas- és magnéziumion van. Ugyancsak a szigetszilikátok csoportjába tartoznak a gránátok, melyek a vulkáni kőzetekből kimállva a talajok elsődleges ásványai között találhatók meg. Felépítésükben a kationoké a főszerep. A cirkonkation által alkotott szilikát, a cirkonásvány a homoktalajokban erősen fénylő ásványai által ismerhető fel, és a kvarctól már szabad szemmel is megkülönböztethető.

2.2. Láncszilikátok A láncszilikátok csoportjában a tetraéderek két-két csúcsán elhelyezkedő oxigénatom közös a szomszédos tetraéderrel. Ide tartoznak a piroxének, melyekben vas- és a magnéziumkationok vannak. Andezit kőzetből jutnak a talajokba. Ha kationok közül kizárólag magnézium-kation van a szilikátban, ensztatit ásvány jön létre, mely a bázikus vulkáni kőzetek ásványa. Az augitcsoport ásványaiban a Ca-, Mg-, Fe-, Ti- és Al-kationok lehetnek, ami nagy változatosságot kölcsönöz ennek az ásványcsoportnak.

2.3. Szalagszilikátok Felépítésében több tetraéderlánc kapcsolódik párhuzamosan. Ebben a csoportban a legfontosabb ásvány az amfiból, melyben a kationok ugyancsak változatosak, úgy mint az augitcsoport esetében. Az amfibólok igen gyakoriak az andezitekben, ezért a középhegységi talajok elsődleges ásványai között fontos szerepet töltenek be – mert mállásukkal tápelemeket köztük fontos mikroelemeket –, szabadítanak fel.

2.4. Rétegszilikátok A rétegszilikátok csoportjában a tetraéderek egy sík mentén, hatszögeket alkotva kapcsolódnak egymáshoz. Ehhez a tetraédersíkhoz kapcsolódik ismét a közös oxigéneken keresztül egy másik sík, melynek mértani formája az oktaéder. Ez utóbbinak központi atomja Al-, Fe-, Mg-atom lehet a talajban előforduló ásványok esetében. Aszerint, hogy két vagy több rétegsík követi egymást, különböző ásványokat különböztetünk meg. A csillámok felépítésében két tetraéder-síkháló között egy oktaéderes elrendezésű sík alakul ki, melynek központi atomja alumíniumatom. A három rétegsíkból álló kötegeket a csillámok esetében káliumionok kötik össze és tartják szilárdan. A kálium-ionnak azért van itt kitüntetett szerepe, mert átmérője folytán éppen beleillik a tetraéderek oxigénatomjai által alkotott hatszögekbe, amelyekbe mint egy fészekbe besüllyed, és szilárd kötést hoz létre a két rácsköteg között. A muszkovit kristályrácsában a rácskötegeket kálium köti össze, melynek mennyisége elérheti a 10–11% K2Oban kifejezett káliummennyiséget. Ez a fehér csillám sokféle kőzetben és majd minden talajban előfordul, és a káliumtápanyag legfőbb forrását jelenti a növények számára. A biotit vagy fekete csillám a kálium mellett még magnéziumot és kétértékű vasat is tartalmaz. Könnyebben mállik mint a muszkovit, ezért szintén fontos tápanyagforrás. Mélységi és kiömlési vulkáni kőzetekben egyaránt előfordul. Homoktalajokban is megtalálható.

2.5. Agyagásványok A rétegszilikátok közül a talajokban az agyagásványok fordulnak elő nagy számban. Egy részük a kőzetekből öröklött, például agyagos üledékek, márgák, palák anyagából, más részük az elsődleges ásványok mállása folyamán keletkezett. Mivel a mállás és a talajképződés elválaszthatatlan, az agyagásványokat úgy kell tekinteni, mint a talajra jellemző ásványokat. Fel kell hívni a figyelmet azonban arra, hogy a talaj agyagos része nem csak az agyagásványokból áll, hanem más kristályos vagy amorf ásványi részekből is. Másrészt előfordulhat, hogy az agyagásvány-kristályok mérete nagyobb, mint az agyag felső mérethatára, de ezek kivételes esetek. Az agyagásványokat, ugyanúgy mint a többi rétegszilikátot, feloszthatjuk kétrétegű és háromrétegű ásványok csoportjára, sőt vannak négyrétegű agyagásványok is (2.1. ábra).

2.1. ábra - A fontosabb rétegszilikát-csoportok kristályszerkezetének felépítése (oldalnézetben) BAILEY, 1980

8 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj ásványi alkotórészei

A kétrétegű agyagásványok, a kaolinit- vagy kanditcsoport ásványainak felépítésében egy tetraéder- és egy oktaédersík kapcsolódik egy rácsköteggé, majd ez ismétlődik több ezerszer. Mivel ebben a szerkezeti felépítésben minden tetraédersíkot egy oktaédersík követ, a kötegek egymáshoz kapcsolódása erős. A tetraéder központi atomja szilíciumatom, míg az oktaéder közepén alumíniumatom van. A helyettesítések gyakorisága csekély. A rácskötegek egymástól 7,15 Å (angström = 10-10m) távolságra ismétlődnek a röntgendiffrakciós vizsgálatok adatai szerint. A termikus görbéken 550 °C körül jelentkezik egy hőfelvétellel járó reakció endoterm csúcsa, és 980 °C-nál egy hőleadással járó átalakulás, egy exoterm csúcs. A röntgendiffrakciós vizsgálatok azon alapulnak, hogy a röntgensugarak visszaverődnek a különböző rácskötegek és rácssíkok felületéről, ha a sugárforrást változó szögben bocsátjuk a vizsgálandó agyagásványpreparátumra. A termikus vizsgálatok lényege, hogy a vizsgálandó anyag egyenletes, szobahőfokról 1000 °C-ig történő melegítése az összehasonlításként szolgáló izzított alumínium-oxidhoz viszonyítva hőkülönbséget mutat, ha a vizsgálandó anyagban hőfelvétellel vagy hőleadással járó reakciók lépnek fel. Az ezzel párhuzamosan mért súlyveszteségi görbékkel az előbb ismertetett DTA-görbék (differenciális-termikus-analízis) jó információt adnak az agyagásvány minőségről (2.2. ábra).

2.2. ábra - Néhány fontosabb agyagásvány DTA-görbéje. 1-kaolinit, 2-halloyzit, 3-illit, 4-illit, (montmorillonit), 5-montmorillonit, 6-vermikulit, 7-klorit

9 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj ásványi alkotórészei

A kétrétegű ásványokat 1:1 típusú agyagásványoknak is nevezzük, mert bennük a tetraéder- és az oktaédersík aránya 1:1. Ezzel szemben a 2:1 típusú agyagásványok, például az illit-, a vermikulit- és a szmektitcsoport ásványaiban két tetraédersík zár közre egy oktaédersíkot. Az illit rácskötegeit részben K-ionok kötik össze, de itt a kálium mennyisége kisebb, mint a valódi csillámokban, legfeljebb 3–4% K2O-nak megfelelő mennyiségben helyezkedik el a kötegek közötti térben. Az illitkötegek röntgenreflexiója 10 Å értéknél jelentkezik. A termikus görbéken a kezdeti vízleadás 200 °C-ig terjedő részén hőfelvételt mutató endoterm hullám jelentkezik, ami megfelel a kötött víz elpárologtatásához 10 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj ásványi alkotórészei

szükséges hőnek. Az 550 °C-nál mutatkozó második hőfelvétellel járó reakció a rácsszerkezetbe épült OHionokból keletkezett víz elpárolgásához szükséges hőmennyiség jele. Az illitben az egyes rácssíkok elemeinek központi atomjai részben helyettesíthetők, így a tetraéder szilíciuma helyére alumínium épülhet be, míg az oktaéder központi alumíniumát magnézium vagy vas helyettesítheti. Ezek a helyettesítések töltésnövekedéssel járnak, mert a Si4+ helyére Al3+ lép, ezért egy oxigénatom egyik vegyértéke szabadon marad, így a negatív töltések száma nagyobb lesz. Ugyanez a következménye annak, ha az oktaéder Al3+-ját Fe2+vagy Mg2+ cseréli ki. A háromrétegű, 2:1 típusú agyagásványok másik csoportja a vermikulitcsoport. Nevét onnan kapta, hogy hevítve féregszerűen felduzzad (latin: vermes). Az oktaédersík központi atomja többségében Mg-atom, de a tetraédersík szilíciumát is részben alumínium helyettesíti. Az így képződő nagy számú negatív töltéstől nagy a kation-kicserélő képessége. A vermikulit trioktaéderes ásvány, ami azt jelenti, hogy az oktaédersík minden központi helye be van töltve, ellentétben a dioktaéderes ásványokkal, melyekben három oktaéder közül csak kettőnek van központi atomja, így minden harmadik oktaéder központi helye betöltetlen. A vermikulit röntgendiffrakciós vizsgálata 14 Å-nél mutat erős reflexiót, amely csúcsérték etilénglikolos duzzasztásra nem változik, de 335 °C-on hevítve a rács összeroskad, és 10 Å-ös reflexiót ad. A háromrétegű agyagásványok harmadik csoportja a szmektitek csoportja. Itt is van helyettesítés a központi atomok helyén, de kisebb mértékben, mint a vermikulit esetében. A röntgen diffrakció 14 Å-ös csúcsértéke etilén-glikolos kezelésre 18 Å-re nő, míg 335 °C-os hevítésre 10 Å-re csökken. Ez a duzzadóképesség a vízzel szemben is megmutatkozik, ezért a szmektites talajok erősen repedezők és duzzadók. Kation-kicserélő képességük kisebb mint a vermikulité, de még mindig jelentős. Mivel a duzzadás következtében a rácsközi térben hidratált kationok és kis moltömegű szerves anyagok is megkötődhetnek, a szmektites talajok vízgazdálkodásán kívül tápanyag-gazdálkodásuk és humuszosodásuk is jellegzetes. Ha a háromrétegű ásványok rácskötegközi pozícióiba Mg, Fe vagy Al épül be, amint e béepülés mértéke nő, rendezett állapotba megy át az oxidhidrátos anyag, ami oktaéderes konfigurációt jelent. Így két oktaédersík és két tetraédersík kapcsolódik egymáshoz, vagyis 2:1:1 arány lesz rájuk jellemző. Ezeket az ásványokat hívjuk kloritoknak. A kloritcsoporton belül megkülönböztetünk elsődleges és másodlagos, duzzadó vagy talajkloritokat. Az elsődleges kloritok kristályos palák ásványai, melyekben a tetraédersíkban a Si-ot részben Al, az oktaédersíkban az Al-t részben Mg helyettesíti. Ha a második oktaédersík Mg(OH) 2 kémiai összetételű brucitsíkból áll és ebben a Mg-ot Al helyettesíti, a negatív töltések egy része kiegyenlítődik, ezért a kloritok kation-kicserélő képessége kicsi. A röntgendiffrakció 14 és 7 Å-ön mutat reflexiót, ami az elsődleges kloritok esetében nem mutat duzzadást etilénglikol hatására, sem a 335 °C-os izzítás nem okoz változást. A duzzadó kloritok 14 Å-ös csúcsértéke etilénglikolos kezelés hatására 16–17 Å-re változik, ami hevítés következményeként visszaáll 14 Åre. A fontosabb agyagásványcsoportok néhány talajtanilag jellemző tulajdonságát a 2.1. táblázatban foglaltuk össze.

2.1. táblázat - A fontosabb agyagásványcsoportok néhány talajtanilag jelentős tulajdonsága

Agyagásvá ny

Kationkicserélés

Duzzadás

Tapadás

Holtvíz (%)

m.e./100 g Kaolinit

1–10

–

–

5–10

Klorit

10–30

–

–

8–12

Illit

30–40

+

+

12–15

Szmektit

60–80

+++

+++

15–22

11 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj ásványi alkotórészei

Vermikulit

100–150

++

++

Mint a táblázatból látható, az agyagásványok kation-kicserélő képességük és káliumtartalmuk alapján is megkülönböztethetők. Ezért a röntgendiffrakciós vizsgálatok és a termikus görbék mellett ezeket az adatokat is felhasználhatjuk az agyagásvány típusának meghatározásához, amint az a 2.3. ábrán látható.

2.3. ábra - A talajok rétegrácsos agyagásványainak jellemzése az agyagos rész T-értéke és káliumtartalma alapján. AVERY és BULLOCK, 1977.

Az agyagásványok a talajokban ritkán fordulnak elő tiszta állapotban, legtöbbször vegyes rácsú ásványok kíséretében valamint ásványtársulásokban találhatók. Az egyes társulások országos elterjedését a 2.4. ábrán mutatjuk be.

2.4. ábra - A talajok DOMBÓVÁRINÉ, 1985

agyagásvány-társulásainak

12 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

térképe.

STEFANOVITS,

A talaj ásványi alkotórészei

A talajok agyagos részében kivételesen olyan ásványok fordulnak elő, amelyek láncszerű kristályszerkezetet mutatnak. Ilyenek a szepiolit és a paligorszkit vagy más néven attapulgit. Ezek különböző víztartalmú magnézium-szilikátok. Ez utóbbiak porát növényvédő szerek hordozóanyagaként is használják. Fontosak ezenkívül az agyagos rész nem kristályos, vagyis amorf alkotórészei, az allofánok és az imogolit. Összetételükben ugyancsak a kovasav az alumínium-oxidhidrátok vannak túlsúlyban, de ezek egymáshoz viszonyított aránya nem oly meghatározott, mint a kristályos agyagásványokban. Különösen vulkáni tufák gyors mállásakor képződött talajokban fordulnak elő. Röntgenamorfok, de nagy a kation-kicserélő kapacitásuk.

2.6. Vázrácsos vagy térrácsos szilikátok A vázrácsos vagy térrácsos szilikátok csoportjához a kőzetek és a talajok igen fontos ásványai tartoznak. Szerkezeti felépítésükben a szilíciumoxid-tetraéderek minden oxigénje egy másik tetraéderrel közös, így a tér mindhárom irányában szabályos elrendezést mutatnak. A tetraéderek egy részében a szilíciumot alumínium helyettesíti, így lehetőség nyílik más kationok beépülésére a tetraéderek közötti térbe. Aszerint, hogy a beépülő kation Ca-, Na- vagy K-ion-e, megkülönböztetünk kalcium, nátrium és káliföldpátokat. A plagioklászok kalcium- és nátriumföldpátok különböző arányú elegyéből állnak, melyek között folytonos az átmenet. A tiszta kalciumföldpátot anortitnak, a nátriumföldpátot albitnak nevezik. Ugyancsak folytonos az átmenet a kálium- és nátriumföldpátok között. A tiszta káliföldpátot ortoklásznak, mikroklinnak nevezik, melyek egymástól kristályszerkezetükben különböznek. A vázrácsos szilikátok önálló csoportját alkotják a zeolitok, melyek nagy ioncsere-kapacitásukkal tűnnek ki. Ezt szerkezeti felépítésüknek köszönhetik, melyben olyan csatornák alakulnak ki, amelyek megkönnyítik az ionok ki- és belépését. Riolittufák mállása folyamán keletkeznek, különösen a Zempléni-hegység kőzeteiben és talajaiban gyakoriak. Főbb fajtáik a nátrolit, a chabazit, a klinoptilolit és a mordenit. Annak érdekében, hogy a különböző szilikátásványok kőzetekben betöltött szerepét láttassuk, bemutatjuk a földkéreg kovasavtartalmú ásványainak megoszlását:

kvarc

18%,

földpátok

64%,

13 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj ásványi alkotórészei

ebből:

piroxén amfiból csillámok

és

plagioklá sz

42%,

ortoklász

22%, 9%,

4%,

olivin

1,5%,

egyéb szilikátok

3,5%.

Ez az arány a talajokban jelentősen módosul, mert az elsődleges ásványok mállása folyamán agyagásványok képződnek.

14 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

3. fejezet - Talajképző tényezők Dokucsajev munkássága óta öt talajképző tényezőt különböztetünk meg: aföldtani, az éghajlati, a domborzati, a biológiai tényezőt, valamint atalajok korát. Ezek a tényezők együttesen alakítják a talajt, egymást nem helyettesíthetik, egyesek közülük csak időlegesen és helyileg kerülhetnek uralomra. Az ember lakta területeken ezekhez még hozzájárul az emberi tevékenység mint a talajképződést módosító tényező. A Föld felszínén kialakult földrajzi övezeteken belül az egyes tényezők másmás jelleggel lépnek fel, ezért a kialakult talajok egymástól különböznek, de abban közösek, hogy állandó fejlődésben vannak,alakulnak, változnak. A talajfejlődés iránya nem előre megszabott, a talajképző tényezők alakulásának valamint a talaj önfejlődésének hatására módosul.

1. A földtani tényezők E gyűjtőnéven foglaljuk össze azokat a természeti jelenségeket, amelyek a földkéreg anyagát kialakították és elrendeződését megszabták. A talajképződés szempontjából a földtani tényezők két nagy csoportra bonthatók: aktív és passzív tényezőkre. Az aktív földtani tényezők a talajképződést tevőlegesen befolyásolják, a passzív földtani tényezők csupán a talajképződés feltételei; anyagot szolgáltatnak a talajok kialakulásához. Aktív földtani tényezők: a) A kéregmozgások következtében lejátszódó kiemelkedés, amelynek hatására nő a terület reliefenergiája, ennek következményeképpen az erózió, a lejtő meredeksége, így megváltoznak a sugárzásviszonyok. b) A süllyedés következtében megindul a feltöltődés, növekszik a belvízveszély, és erősödik a talajvíz hatása. c) A talajvízviszonyok hatása többféle. A talajvíz közelsége réti, szikes vagy lápos talajok kialakulását idézi elő, a víz nátriumsó-tartalma pedig a szikesedést váltja ki. d) A felszíni vizek az ártereken gyarapítják, az oldalazó erózió útján csökkentik a talajok felületét. Passzív földtani tényezők: a) A kőzet fizikai tulajdonságai – tömör vagy laza volta, szemcsézettsége – befolyásolják az élővilág megtelepedésének feltételeit. b) A kőzet ásványi összetétele egyrészt a mállását szabja meg, másrészt azoknak az anyagoknak a skáláját és mennyiségét, melyek a mállás folyamán felszabadulnak, és átcsoportosulva a talaj jellemző és értékes alkotóelemeivé válnak.

2. Az éghajlati tényezők A talajképződés tekintetében jelentősek a hőmérséklet-, a csapadék- és a szélviszonyok. a) A hőmérsékleti viszonyok azt jelzik, hogy a felszínre mennyi energia érkezik, és ez milyen mértékben és milyen hosszú időn át segíti a talajban lejátszódó fizikai és kémiai folyamatok kialakulását, valamint sebességét. Egyben megszabják azt is, hogy a talajon milyen növények élhetnek, ezek tevékenysége milyen hosszú ideig tarthat, valamint a növények által termelt szerves anyag milyen ütemben bomlik el a mikroszervezetek tevékenységének következményeként. b) A csapadékviszonyok a felszínre érkező víz mennyiségét és formáját szabják meg, valamint a párolgással együtt a talaj vízháztartását befolyásolják. A nedvesség mennyisége, az átnedvesedés tartama, valamint a hőmérséklettel való kapcsolat szabja meg a mállási folyamatok irányát és intenzitását, de ugyanezek a tényezők irányítják a talajon élő növénytakaró és a talajban tevékenykedő mikroszervezetek életét is.

15 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképző tényezők

c) A szélviszonyok közvetett hatásuk – a párolgás és a párologtatás fokozása – révén befolyásolják a talajképződést, de közvetlen hatásuk is érvényesül a defláció, a szél által előidézett talajpusztulás útján.

3. A domborzati tényezők Elemei közvetve érvényesülnek mind az éghajlati tényezők hatásának módosításában, mind a földtani tényezők alakulásának mikéntjében. A tengerszint feletti magassággal nemcsak a hőmérséklet csökken, hanem rendszerint – legalábbis hazai viszonyaink között – a csapadék mennyisége is nő. Jelentős hatással van a domborzat, illetve a domborzat fejlődése a talajpusztulás, elsősorban a víz által okozott talajpusztulás kialakulására és kártételére, valamint a lejtők kitettségének mértéke szerint a besugárzásra, amely a talajok hő- és vízgazdálkodását alapvetően megszabja.

4. A biológiai tényezők Ezek közé sorolhatók mindazon hatások, amelyek a talajon és a talajban élő lények tevékenysége következtében jutnak érvényre, akár közvetlenül, akár közvetve – a termelt anyagok által – fejtik ki hatásukat, módosítják és alakítják a talaj anyagát. A talajtani tudományban mindinkább a talajok keletkezésének biológiaiszemlélete nyer teret. Arról a hatásról, amit a növények és az állatok életük folyamán vagy elpusztulásuk után gyakorolnak a talajra – megváltoztatva annak addigi képét és a benne lejátszódó folyamatokat – egyre több adat áll rendelkezésünkre. A talaj szerves anyaga, a humusz központi helyet foglal el a talajtannal foglalkozók érdeklődési körében. Sokáig a talajok egyetlen termékenységet megszabó alkotórészének tartották a humuszt, és kémiai, valamint fizikai megismerésétől várták a talajtan legégetőbb kérdéseinek megoldását. Ma már tudjuk, hogy a talajok kialakításában az élőlények szerepe nem korlátozódik a szerves anyag felépítésére és bontására, hanem életük folyamán a talajok szervetlen alkotórészeire éppúgy hatnak, mint a szervesekre. Az állatok és a növények fizikai hatása, a gyökerek nyomóereje, a gyökérjáratok sűrűsége befolyásolja a talaj szerkezetét, a talajlakó állatok pedig a talaj szintjeinek állandó keverését végzik, és járataik elősegítik a víz beszivárgását. A fizikai hatáson kívül nagy jelentőségük van a kémiai változásoknak is, melyeket a talajon élő növényzet és a talajlakó állatok idéznek elő. Az elemek kis vagy biológiai körforgása folyamán a növények tápanyagot vesznek fel a talajból, gyökérváladékuk elbontja az ásványi szemcséket, majd a talajra kerülő szerves maradványokkal a felszínen és a felszínhez közel felhalmozzák a növénytáplálkozás szempontjából értékes anyagokat. Így a talaj a növényzet közreműködésével gazdagodhat, de ugyanez a tényező az elszegényedését is okozhatja, ha a keletkező szerves anyagok, a tápelemek kimosódnak. A talajon élő növényzet és a talaj állatvilága, mely a talajjal szoros kapcsolatban áll és kölcsönös egymásra hatások keretében befolyásolja a talaj fizikai és kémiai tulajdonságait, egyik döntő tényezője a talajképződésnek. A talajképződés megindulásakor, amikor a talajképző kőzet kedvező körülmények közé kerülve alkalmassá válik az első élőlények megteledésére és így a mállás, valamint a talajképződés egyidejű kezdetére, megindul a biológiai hatások hosszú láncolata, amely mindaddig fennáll, amíg egyáltalán talajról beszélhetünk. A talaj életét szabályozó biológiai folyamatok során nem választhatjuk külön az egyes részek szerepét az egész hatásától, az egyes élőlények szerepét a társulások befolyásától. Az egyes növény- és állatfajok sem külön-külön fejtik ki hatásukat, hanem egymás létének előfeltételei, egymás tevékenységének folytatói. A magasabb rendű zöld növények a szervesanyag-szintézis segítségével felépítik testüket és a talaj értékes anyagait dúsítják fel abban, a talaj apró szervezetei pedig az így előállott szerves anyag lebontását végzik. Ugyanakkor azonban a zöld növények táplálkozása nem képzelhető el a baktériumok és a talajlakó mikroszkopikus gombák előkészítő tevékenysége nélkül. Az állatvilág szerepe sem korlátozható csak az egyszerű lebontásra, mert eközben is új, a talajképződés szempontjából értékes anyagok keletkeznek. Ezek a részfolyamatok tehát láncszerűen egymásba kapcsolódnak, s a szerves anyag felépülésének és lebontásának egyes szakaszait jelentő láncszemek alkotják a biológiai láncokat, melyeknek ma sajnos csak egyes részeit ismerjük. Ezek dinamikus egyensúlya szabja meg azokat a folyamatokat, amelyek hatásának összességét a talaj biológiai aktivitásának nevezzük. Az eddig ismertetett talajképződési tényezők hatása azonban nem egyirányú és nem változatlan, mert a megváltozott talaj visszahat a képződési tényezőkre, amelyek hatása ezzel megújul, erősödik. Így az erózió megváltoztatja a domborzatot, ami viszont gyorsíthatja vagy lassíthatja a további eróziót. A sötétebb színű talaj 16 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképző tényezők

gyorsabban melegszik fel nappal, míg éjjel erősebben sugároz ki és hűl le. Ezért a sötétebb talaj szélsőségesebb mikroklímát idéz elő, ami viszont a humuszosodás feltételét változtatja meg, mert fokozatosan olyan növénytakaró alakul ki, amelyik jobban tűri a szélsőségeket. Ennek szervesanyag-termelő képessége kisebb, de ugyanakkor a szerves anyag föld feletti része évente kétszer hal el, a nyári szárazság idején és a téli fagy alkalmával. Hasonló visszacsatolás érvényesül a talaj savanyodásában. Az erdei alom savanyú anyagot termel lebomlása folyamán, ami a talajt elsavanyítja. De a savanyú talajon már csak olyan növénytársulás marad fenn, amely tűri a savasságot. Ezzel egyidejűleg a talajra jutó alom is mind savanyúbb lesz. Így a növekvő talajsavanyúság és a savanyúságot egyre jobban tűrő növényállomány fokozza egymás hatását.

5. A talajok kora Mint talajképző tényező Dokucsajev és tanítványai tanítása nyomán vált elfogadottá. Szükségszerűségét két ok indokolja: a) A Föld felszínén különböző időpontokban indult meg a talajképződés. A sarki övezetekben valamint az északi félteke nagy területein a talaj képződése csak a szárazföldi jégtakaró visszahúzódása után indulhatott meg. Ezzel szemben az egyenlítő tája hosszú évmilliókon át jégmentes volt, így a talajképződés kezdetét a tengerek visszahúzódása vagy a vulkáni tevékenység által felszínre hozott anyag jelentette. A két terület talajai közt tehát abszolút korukat illetően több évmilliónyi különbség lehet. Mivel pedig a talajképződés folyamán fizikai és kémiai folyamatok játszódnak le, amelyek kifejlődéséhez idő szükséges, természetes, hogy az idősebb talajokban ezek hatása kifejezettebb, összetettebb, mert új folyamatok fellépésére is lehetőséget adnak. A viszonylag fiatal felszínek talajai ugyanakkor kevesebb folyamat jeleit hordozzák magukon és ezek kifejlődése sem éri el az előbbiek erősségét. Az abszolút korok különbsége azonban nemcsak a Föld övezetei közt mutatható ki, hanem egy szűkebb térség tagjai között is. Egy övezeten, sőt tájon belül is előfordulhatnak idősebb és fiatalabb talajképződmények, mint például az erózió hatására megfiatalodott felszíneken. A közöttük lévő különbséget csak az abszolút koruk figyelembevételével magyarázhatjuk és érthetjük meg. b) A másik ok, amiért szükségessé vált a talajok korának besorolása a talajképző tényezők közé, az ugyanazon idő alatt elért különböző fejlődési állapot, vagyis a talajok relatív kora. A talajképző tényezők összhatásában mutatkozó különbség ugyanis ugyanazon idő alatt egyszerűbb és összetettebb talajok kialakulásához vezethet. Ilyen különbséget okozhat például a talajképző kőzet nagy szénsavasmész-tartalma. A sok szénsavas meszet tartalmazó kőzeten a kilúgozás folyamata csak hosszabb idő után képes az összes karbonátot kioldani és ezáltal lehetőséget adni más folyamatok bekapcsolására, mint az ugyanannyi csapadék hatása alatt álló, de szénsavas meszet nem tartalmazó talajképző kőzeten kialakult talajban. Ennek következménye, hogy ugyanazon abszolút korú talajok közt fejlődési állapotuk tekintetében különbség mutatkozik, amit úgy fejezünk ki, hogy más a talajok relatív kora.

6. Az emberi tevékenység A talajképző tényezők tárgyalásakor nem hagyhatjuk figyelmen kívül az emberi tevékenység talajra gyakorolt hatását sem, amely tudatosan vagy véletlenszerűen módosítja vagy megváltoztatja a talajképződésben részt vevő tényezők hatását. Az emberiség története folyamán minden tevékenység többé-kevésbé megváltoztatta a környezetet. Ez a változtatás általában annál nagyobb, minél fejlettebb a társadalom, amelyben az adott emberek élnek. A primitív népeknél a vadászat és a gyűjtögetés csak kis hatással volt a környezetre, különösen akkor, ha állandó vándorlással szerezték meg az önfenntartáshoz szükséges növényi és állati termékeket. Amint az ember huzamosabb ideig megtelepedett egy helyen, és állattenyésztéssel, majd földműveléssel foglalkozott, környezetét mesterségesen alakította, hogy minél több és jobb élelemhez, tüzelőhöz és ruházkodáshoz szükséges anyaghoz jusson. A fejlett társadalmak a nagyobb népsűrűségű területeken már nemcsak a növény- és állatvilágot változtatták meg, hanem öntözéssel növelték a talajra jutó víz mennyiségét, trágyázással gyarapították a talajba kerülő szerves anyagot és a talajműveléssel megváltoztatták a felső talajrétegek tulajdonságait.

17 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképző tényezők

A modern mezőgazdaság hatása ennél jelentősebb, mert tudatosan alakítja a talajt és a benne lejátszódó folyamatokat műtrágyázással, mechanikai és kémiai talajjavítással, valamint vízszabályozással és öntözéssel. Volt (és a jövőben is lehet) a talajra káros hatása is az emberi tevékenységnek, éspedig olyan mértékű, hogy a helytelenül művelt területek elsivatagosodtak vagy erodálódva, talajtakaró nélkül terméketlenek maradtak. Más esetben a rosszul öntözött talajok elszikesedtek, elsósodtak vagy elmocsarasodtak. Az emberi tevékenység hatása nő az iparosodás, a városiasodás a közlekedés mértékének a növekedésével is. A légköri savas ülepedés kimutathatóan elsavanyította azokat a talajokat, amelyek nem tartalmaznak szénsavas meszet. Az erősen terhelt úthálózat mentén megnőtt a talajok nehézfémterhelése. A nagyvárosok lakóházainak fűtése megnövelte a talajra jutó savas szerves anyagok mennyiségét. A lakosság által termelt szennyvíz öntözésével, valamint a szennyvíztisztítók iszapjának a talajban való elhelyezésével nőtt a talajok terhelése. Mind a településfejlesztéshez, mind az út- és vasúthálózat bővítéséhez újabb talajfelületeket vontak el a természetes vagy a termesztett növénytakaró alól. Az emberi tevékenység tehát módosítja a talajképződésben érvényesülő természeti tényezők hatását. A tudatosan és helyesen alkalmazott beavatkozás a talajképződési tényezők hatását a termékenység növelése és állandósulása irányába változtathatja meg, a hibás gazdálkodás viszont csökkentheti a termékenységet, sőt tönkreteheti a talajt. E megváltozott talajképződési folyamatokat a jelenkori talajképződési folyamatok fogalomkörébe soroljuk.

7. A kőzetek A talajképződés nyersanyagát a kőzet szolgáltatja. Ennek fizikai tulajdonságai és kémiai, ásványtani összetétele nagymértékben befolyásolja a rajta kialakult talaj tulajdonságait. Volt idő a talajtani tudomány fejlődésében, amikor úgy vélték, hogy a kőzet alapvetően eldönti a talaj tulajdonságait, és ezért a talaj kialakulásában előbbrevaló a szerepe, mint a többi talajképző tényezőé, amelyek csak módosítják a kőzet hatását. Ebben az időszakban agrogeológiának nevezték a talajjal foglalkozó tudományt, és ez mind módszereiben, mind célkitűzéseiben nagymértékben támaszkodott a geológiára. Amint bebizonyosodott, hogy ugyanazon kőzeten a talajképző tényezők eltérő társulásának hatására igen sokféle talaj alakulhat ki, ez az irányzat átadta helyét a talajképző tényezők egyenrangúságát hirdető és a talajt önálló természeti jelenségként tárgyaló talajtannak. Ahhoz, hogy a kőzet talajra gyakorolt hatását valóban fel tudjuk mérni, ismernünk kell magát a kőzetet, valamint azokat a változásokat, amelyek a talajjá válás folyamán fellépnek és amelyeket összefoglaló néven talajképződésnek nevezünk. A talajtan szempontjából a kőzeteket tehát nem koruk, hanem elsősorban tulajdonságaik alapján különböztetjük meg. Mivel azonban a kőzetek tulajdonságai függenek azoktól a körülményektől, melyek között kialakultak, a földtörténet a talajtan tekintetében sem elhanyagolható. A hazánk talajviszonyaival való megismerkedést tehát a kőzetek kialakulásának és tulajdonságainak áttekintésével kell kezdenünk. A kőzetek a talajképződés alapjául szolgáló, a Föld szilárd burkát alkotó ásványtársulások. Keletkezésük alapján három nagy csoportjukat különböztetjük meg: a magmás, az üledékes és az átalakult kőzeteket. A magmás kőzetek a Föld mélyében nagy hőmérsékleten izzó és folyékony magma a felszínre törése vagy a felszínhez közeli lehűlése útján megszilárdult anyagából képződnek. Az üledékes kőzetek anyaga vízből, vagy levegőből leülepedett ásványok halmaza. Az átalakult kőzetek a magmás vagy üledékes kőzetek anyagából képződtek a kőzetanyag nagy nyomás vagy nagy hőmérséklet hatására bekövetkezett változása folytán.

7.1. A magmás kőzetek Megkülönböztethetők a megjelenésük, a koruk és az ásványi összetételük szerint. Az áttekinthetőség kedvéért adatainkat a 3.1. táblázatban foglaltuk össze. 18 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképző tényezők

3.1. táblázat - A fontosabb magmás kőzetek és ásványi összetételük Kőzet Mélységbeli Kiömlési idősebb fiatalabb

Kovasav, SiO2%

Savanyú

Semleges

Bázikus

Ultrabáziku s Peridotit

Gránit

Granodiorit

Szienit

Diorit

Gabbró

Kvarcporfir

Kvarcporfirit

Porfir

Porfirit

Diabáz

Riolit

Dácit

Trachit

Andezit

Bazalt

66

60

57

48

72

Pikrit

41 65

52

Kvarc

sok

közepes

kevés

kevés

0

0

Alkáli földpát

sok

közepes

sok

kevés

0

0

Pagioklász

sok

sok

közepes

sok

sok

0

Csillám

közepes

közepes

közepes

közepes

0

0

Amfiból

kevés

közepes

közepes

sok

közepes

kevés

Piroxén

kevés

kevés

közepes

közepes

sok

közepes

Olivin

0

0

0

0

közepes

sok

Érc (magnetit)

0

0

0

0

kevés

közepes

Megjelenésük szerint megkülönböztetünk kiömlési, telér- és mélységi magmás kőzeteket. Koruk szerint két csoportra bonthatók, a régebbi geológiai korokban, a paleozoikum, illetve a geológiai harmadkorban, valamint ezután keletkezett fiatalabb kiömlési (eruptiv) kőzetekre. Az ásványi összetétel tekintetében a megkülönböztetés alapja a kovasavtartalom, és ennek alapján beszélhetünk savanyú, semleges és bázikus, valamint ultrabázikus kőzetekről. Gránit. Általános összetétele:

kvarc

20–40%,

káliföldpátok

20–45%,

plagioklászok (savanyú)

15–40%,

biotit és amfiból

5–15%.

A kőzet szövete általában szemcsés. Minél kisebb ásványokból áll, annál jobban ellenáll a mállásnak. A földpátokból agyagásvány, az amfibólból klorit, a biotitból – amely először mállik el – vermikulit vagy illit képződik a környezet ionjaitól függően. A gránitból Ca-szegény, K-ban viszonylag gazdag durva szemcsés talaj képződik. A Velencei-hegység, valamint a Mecsek (Zengő) környékén fordul elő. Granodiorit. Ha a dioritban 20%-nál több a káliföldpát, granodioritnak nevezzük. Mórágy, illetve Szarvaskő környékén fordul elő. 19 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképző tényezők

Diorit. Általános összetétel: plagioklászok

40– 50%,

biotit és amfiból

20– 50%.

Kvarc nincs benne. Szemcsés kőzet, mely Szarvaskőn fordul elő. Gabbró. Általános összetétele: plagioklászok 30–70%, augit

30–70%,

olivin

0–30%.

Sok benne a színes ásvány. Sok kalciumot, magnéziumot és vasat tartalmaz. Gyorsan mállik, ilyenkor vasban és kalciumban gazdag talaj képződik belőle. Szarvaskő és Recsk környékén fordul elő. Peridotit. Ultrabázikus kőzet, amely hazánkban ritka. Talajtani szempontból nincs jelentősége. Riolit. Mint kiömlési kőzet, a gyors lehűlés miatt az egyes ásványok kristályainak nagysága nem egyenletes. A nagyobb kristályok mellett az úgynevezett alapanyag finom szerkezetű, sokszor üvegszerű. Ezt nevezzük porfiros szövetnek. Jellemző ásványai: porfíros kiválásban:

földpátok, kvarc, biotit,

az alapanyagban: földpátok, kvarc, kőzetüveg. Ha a láva igen gyorsan hűl le, egészen üveges szerkezetű obszidián, perlit, szurokkő és horzsakő keletkezik. Összetétele a gránithoz hasonló, savanyú kőzet. Hazánkban miocénkorú rétegekben fordul elő, Tokaj-hegyalján, a Bükkalján és Gyöngyös környékén. Dácit. Az andezithez hasonló megjelenésű, a nagy plagioklásztáblák mellett kevés apró kvarcszemcse fordul elő; a színes elegyrésze kevés amfibólból és biotitból áll. Jellemző ásványai: a porfíros plagioklász, kvarc, biotit, amfiból, részben: az alapanyagban: plagioklászok, kőzetüveg.

biotit,

kvarc

és

A Börzsönyben, a Cserhátban, a Mátrában (Galyatető) fordul elő. Trachit. A porfiros rész plagioklászokat, biotitot és amfibólt valamint káliföldpátokat tartalmaz. Ez utóbbi miatt K2O-ban kifejezett káliumtartalma 8–12%. A Zempléni-hegységben fordul elő. Andezit. Jellemző ásványai: a porfiros plagioklászok, részben: piroxén,

amfiból

és

20 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképző tényezők

az alapanyagban: plagioklászok, kőzetüveg.

augit,

A felső eocén kori előfordulásai Recskről és a Velencei-hegységből (Nadap) ismertek. Miocénkoriak a komlói, szentendrei, visegrádi, börzsönyi, mátrai és zempléni-hegységbeli andezitek. Bazalt. Jellemző ásványai: a porfiros augit, olivin, részben: plagioklász,

ritkán

az alapanyagban: plagioklász, magnetit.

olivin,

augit,

Az andezitnél lényegesen finomabb szemcséjű. Alapanyagában sok az apró plagioklász és a piroxén, de megjelenik benne a magnetit is. A porfiros kiválások majdnem teljes egészében színes ásványok, olivin és piroxén. A Balaton-felvidéken (Badacsony, Szent-György-hegy, Tátika, Haláp, Sághegy, Somló stb.) és Nógrád megyében (Somoskő) fordul elő. Diabáz. Idősebb, földtörténeti középkori változata a bazaltnak. Szarvaskő határában fordul elő. Atelérkőzeteka mélységi kőzeteknél gyorsabb lehűlésük miatt már részben porfiros szövetűek, de az alapanyag még teljesen kristályos. Minden mélységi kőzethez kapcsolódóan előfordulhatnak, azért jellemzőik azokhoz hasonlóan széles skálát alkotnak. A telérkőzeteknek két jellemző típusát ismerjük: a pegmatitot és az aplitos változatát. A pegmatit nagy, illetve óriás szemcsés, gázdús magmából kristályosodó kőzet. Gyakori változata a gránitpegmatit, mely gránithoz hasonló összetételű, kevesebb színes ásvánnyal (Székesfehérvár mellett). Az aplit igen apró szemcsés, a színes ásványok mennyisége elenyésző, hasadékokat kitöltő kőzet.

7.2. Üledékes kőzetek Négy csoportba sorolhatók: a vulkáni tufák, a törmelékes üledékes kőzetek, az oldatból kivált és a szerves eredetű üledékes kőzetek csoportjába. A vulkáni tufák a kitörési kőzetekkel egy időben képződnek. A föld mélyéből feltörő magma megszilárdulva létrehozza a kiömlési kőzeteket, a vulkáni működést kisebb-nagyobb mértékben kísérő hamuszórás anyaga viszont lerakódva tufákat alkot. A vulkáni tufa tehát a magma anyagából képződött hamu leülepedése és megszilárdulása révén alakul ki. A hamuanyagon kívül azonban tartalmazhat más alkotórészeket is, éspedig a kitörés alkalmával átszakított idegen fedőkőzetek darabjait vagy a láva vulkáni bombák alakjában felszínre kerülő részeit. A tufák a lávánál, vagyis a megfelelő kiömlési kőzetnél porózusabbak, és sok vulkáni üveget tartalmaznak, ezért könnyebben mállanak. Ha a vulkáni hamu a vízbe hullik és leülepedés közben más anyagokkal (pl. hullóporral) keveredik, tufit képződik. A vulkáni tufák és tufitok, vagy tefrák tehát átmenetet alkotnak a kiömlési és az üledékes kőzetek között. A törmelékes üledékes kőzetek a felszínen levő kőzetanyag aprózódása és másodlagos felhalmozódása útján jönnek létre. Az áthalmozódás folyamán a kőzetdarabok rendszerint nagyság szerint is osztályozódnak. Egyes esetekben a lerakódott törmeléket valamely anyag összeragasztja, cementálja. Aszerint, hogy ez a cementáló anyag miből áll, más a kőzet mállása és más a talajtani jelentősége. A cementáló anyag lehet szénsavas mész, ami talajtani szempontból kedvező, de lehet kovasav vagy vasoxidhidrát is, aminek a ragasztóhatása erősebb és a talajra gyakorolt befolyása nem kedvező. Az aprozódás mértéke, valamint az osztályozottság szerint megkülönböztetünk durva üledékeket (nemzetközi szakkifejezéssel jelölve pszefiteket), amelyekben a részecskék átmérője 2 mm-nél nagyobb. Ezek cementált fajtái a konglomerát, melyben a kődarabok gömbölyűek, valamint a breccsa, melynek alkotóelemei élesek, 21 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképző tényezők

sarkosak. A 0,02 m-nél nagyobb átmérőjű részeket tartalmaző kőzeteket homokos üledékeknek, illetve a cementáltakat homokköveknek nevezzük (pszammitok). Végül a legfinomabb alkotórészekből a 0,002 mm-nél kisebb szemcsékből állnak az agyagos üledékek (pelitek). A törmelékes üledékes kőzetek közt különbséget tehetünk a szállítás és az osztályozás közege alapján is, aszerint, hogy ezt a feladatot a víz, a levegő vagy a jég látta-e el. Mindezeknek elsősorban a homokos és az agyagos üledékeknél van jelentőségük. A homokos üledék lehet víz által lerakott vagy szél által osztályozott. Az utóbbit futóhomoknak mondjuk. A finom szemcsés üledékek közül a vízi eredetűt iszapnak, a szél által lerakott szemcséket lösznek nevezzük. A különböző löszféleségek képződéséről és részben tulajdonságaikról a következő fejezetben lesz szó. Ezúttal a típusos lösz meghatározását és ásványi összetételét ismertetjük. Bulla szerint a típusos löszre jellemző, hogy színe fakósárga, felépítése rétegezetlen, porozitása nagyfokú és vízáteresztő képessége jó. Ezenkívül szénsavas meszet tartalmaz, morzsalékos, és jellemző rá a nagyfokú vertikális állékonyság. Ez utóbbi tulajdonsága miatt jönnek létre a löszvidékeken jól ismert vízmosások, horhosok és mély utak, amelyek fala igen meredek. A lösz mindenkor magán viseli környezetének bélyegeit is. Ásványi anyagának átlagos összetétele: 45–50% kvarc, 15–20% földpát, 10% csillám, 10–15% kalcit, 1–2% amfiból, 10–15% agyagásvány. Az arányok aszerint változnak, hogy a folyók hordalékanyaga, amelyből a finom részeket a szél kifújta, milyen területről származik. Vulkáni területek közelében, ott ahol több az andezit, megnő az amfibol és a piroxén mennyisége, több a vastartalmú ásvány, ezért a lösz színe sötétebb sárga. Ha vulkáni tufa anyaga keveredik a hullópor közé, jelentős mennyiségű könnyen málló vulkáni üveg kíséri az előbb említett általános löszásványokat. Mivel pedig ezek könnyen mállanak és képeznek agyagásványokat, a lösz agyagtartalma nagyobb lesz. A lösz külső megjelenése, ásványi összetétele, szemcsenagysága tehát vidékenként kisebb változásokat mutat. Az oldatból kivált üledékes kőzetek a tengerek és a tavak vizének bepárlódása, a bennük oldott sók oldhatóságukkal fordított sorrendben történő kiválása révén keletkeznek. Ide sorolható átmeneti tagként a márga (mely a törmelékes üledékes kőzetek felé alkot átmenetet), valamint a mészkő (mely a szerves eredetű üledékes kőzetekkel tart kapcsolatot). Hazánkban e csoportból a mészkőnek és a dolomitnak van nagy jelentősége a talajok kialakulásában. Ezek a kőzetek alkotják a rendzinák talajképző kőzetét, tulajdonságaik, így tömör vagy lazább felépítésük, szennyezettségük (elsősorban szilikáttartalmuk) a rendzinák változatainak keletkezését irányítják. A szerves eredetű üledékes kőzetek képződhetnek mind növényi szervezetek, mind állati szervezetek közreműködésével. A növényi eredetűek közül a tőzeget kell kiemelnünk mint talajképző kőzetet, amely azonban legalább annyira talajképződmény, mint kőzet. Az állati eredetű üledékes kőzet a már említett mészkövön kívül – amelynek létrejöttéhez a tengervízben élő apró szervezetek mészpáncélja szolgáltatja az alapanyagot – lehet diatomapala, valamint az állati csontok foszforanyagát tartalmazó nyersfoszfát.

7.3. Átalakulási kőzetek A magmás és az üledékes kőzetek nagy hőhatás, nyomás vagy vegyi behatás következtében mélyre ható átalakuláson mennek át. A kéregmozgás következményeként mélybe süllyedt kőzeteket érő hatások alapvetően megváltoztatják a fizikai, ásványtani és kémiai felépítést. A kiindulási kőzet valamint az átalakító hatás alapján megkülönböztetünk több átalakulási kőzetet, melyek közül a talajképződés tekintetében fontosakat soroljuk fel. Gneisz. Tömött, sárgás, szürkés kőzet, melyben szabad szemmel felismerhetők a csillámok, a kvarc, és a földpát. A palás szövet lehet feltűnő, de lehet elmosódott is. A mállott gneisz felülete fakó és sárgásbarna vasoxidkiválásoktól erezett. Elválása leveles-lemezes. Agyagpala. A mélyben átalakult agyagból képződött, amelyben a palás szerkezet, a leveles elválás és a viaszfény a jellemző. Fillit. Vékony lemezekben elváló fekete, szürkésfekete, ezüstös selymes fényű kőzet, melyben szabad szemmel apró csillámokat és kvarcot figyelhetünk meg. Málláskor apró lapokra hullik szét, felülete elhomályosodik és vasassá válik.

22 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképző tényezők

Csillámpala. Olyan palás kőzet, melyben szabad szemmel sok ezüstös fényű csillám (muszkovit, biotit) figyelhető meg. Málláskor hasonlóan viselkedik, mint a fillit, de a csillámpalában több a csillám. Kloritpala. Zöld palás kőzet, amelyben klorit és fehér kvarc figyelhető meg. A kvarc rendszerint erekben található. Márvány. Teljesen kristályos szövetű mészkő, amelyben a kalcitkristályok nagyobbak 0,1 mm-nél, ezért szabad szemmel is láthatók. Színe igen változatos, fehér, sárga, rózsaszín vagy szürke egyaránt lehet. Talk vagy zsírkő. Tömött, viaszfényű, sima csúszós tapintású, lágy kőzet, amely szabálytalan lapokban válik szét. Mállott darabjai barnás színűek, lisztfinomságú porrá dörzsölhetők.

8. A kőzetek kialakulása 8.1. A harmadkori és idősebb földtani történések Magyarország a Kárpát-medencében van, amely a fiatalon gyűrődött Eurázsiai-hegységrendszer alpi-kárpáti része és a Dinári-lánchegység által körülzárt terület. E nagy kiterjedésű medence viszonylag fiatal, mert a harmadidőszak közepén, a környező hegységek gyűrődése és kiemelkedése utáni besüllyedésével keletkezett. E hatalmas méretű hegyképződési folyamat előtt a medence területén nagy ellenálló képességű, kemény kéregdarab, a Tiszia masszívum állott, mint az ókori variszcidák maradványa. Körülötte változó mélységű tenger húzódott, az ún. Tethys, amelyben felhalmozódott a masszívumról lehordott iszap és homok, valamint a tengervízből kivált mészkő és dolomit. A hegyképző erők hatására a masszívum először feldarabolódott, majd különböző darabjai lesüllyedve helyet adtak a „mediterrán tengernek”. Ez az újharmadkorban lejátszódó esemény egyben hatalmas szerkezeti változásokkal is járt, mert a kialakuló törésrendszer mentén feltört a folyékony magma, és hatalmas vulkáni tevékenység vette kezdetét. A medenceperemi törésvonalak mentén kialakuló fiatal vulkáni övezetben hatalmas mennyiségű láva és tufaanyag került a felszínre; összetétele és felszínre kerülésének időpontja azonban kisebbnagyobb eltéréseket mutat. Általában az állapítható meg, hogy a vulkáni tevékenység keletről nyugat felé haladt, és ezzel párhuzamosan a felszínre kerülő kőzetanyag is változott. A korábbi, vagyis a keleti tagok savanyúbb kőzeteket alakítottak ki, a riolitot és az andezitet – Zempléni-hegység, a Bükk előhegységei –, majd a Mátra, a Cserhát, a Börzsöny és a Visegrádi-hegység hatalmas tömegű andezitje tört a felszínre. Ez utóbbira jellemző, hogy a felszínre került kőzetek többnyire tufa alakjában szilárdultak meg – vagyis a vulkáni tevékenység hatalmas hamuszórással járt együtt –, és viszonylag kevés a láva alakjában megszilárdult andezit. A legnyugatibb és egyben a legfiatalabb vulkánosság a bazalt-vulkánosság, mely a Badacsonyt és a többi dunántúli bazaltkúpot hozta létre. Ez a folyamat elhúzódott egészen a negyedkor elejéig. A vulkáni tevékenységgel párhuzamosan folytatódott a terület differenciálódása. A vulkános terület, amely a régebbi tengerfenék anyagát is jelentette, fokozatosan emelkedett, míg a régebbi szárazulat, a Tiszia maradványa egyre jobban süllyedt. Ezért a kiemelkedő hegységek anyaga a süllyedést töltötte fel, melyben a harmadidőszak végén a Pannon-tenger helyezkedett el. Ez a sekély tenger fokozatosan édesvizűvé vált, és a medencét tavi, majd folyóvízi üledék töltötte fel. Ha tehát az ország valamint a Kárpát-medence kőzeteinek kialakulását meg akarjuk érteni, nem szabad elfelejtenünk, hogy a mai hegység anyaga a geológiai múltban a tengerben, vagyis a mélyben képződött, a mai Alföld helyén pedig valamikor magas hegyek állottak, melyek a mélybe süllyedtek, ezért anyaguk csak mély fúrásokkal ismerhető meg a vastag üledéktakaró alatt. A Pannon-tenger medencéje tehát fokozatosan feltöltődött, azonban a 2000–3000 méter vastag tengeri és tavi üledék lerakódása után a medence süllyedése még mindig nem fejeződött be. A tenger visszavonulása után a süllyedő területet a folyók töltötték fel az emelkedő területekről lehordott anyaggal, ez azonban már új geológiai korszak, a negyedkor, ezen belül a pleisztocén beköszöntésével esik egybe.

8.2. A harmadkori kéregmozgások A harmadkorban lejátszódó kéregmozgások, amelyek hazánk földtörténetének forradalmi szakaszát idézték elő és amelyek a vulkánosság helyét és idejét megszabták, a vertikális valamint a horizontális mozgásokkal kialakították a mai felszín előfeltételeit. Az Alföld és a Kisalföld süllyedései, a törésvonalak, amelyek a Duna és 23 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképző tényezők

a Tisza medrét irányították, mind előfeltételei voltak annak, hogy a pleisztocén, majd a jelenkori felszín kialakulhasson. Hangsúlyoznunk kell, hogy ezek a mozgások ma is elevenek, ma is hatnak, és helyenként ötven év alatt 20–30 cm-es süllyedést, illetve emelkedést okoznak. A fokozódó szintkülönbségek hatására megerősödő erózió egyre jobban pusztította a mészkő- és a dolomithegységek anyagát, és azt szilikátos anyaggal keverve elterítette a hegyek lábánál keletkező medencékben vagy az enyhén lejtős hegylábi területeken. Természetes, hogy a vulkáni képződmények sem maradtak érintetlenek, és értékes elemeikkel gazdagították a növényi tápelemekkel egyoldalúan ellátott karbonátos kőzetek málladékát. Ez az erózió azonban nem semmisítette meg teljesen az idősebb felszíneket borító rétegeket, és így megvan annak az esélye, hogy a régebbi geológiai korok szárazföldjeinek talajtakarója eredeti helyén vagy attól távolabb néhol fellelhető legyen. Ez a tény igen fontos a jelenkori talajtakaró helyes megítélésében, hiszen nemcsak a jelenkori éghajlati és természeti viszonyok hatásával kell számolni a talajok képződésében, hanem az idősebb geológiai korok lényegesen eltérő viszonyainak hatásával is. Az ősi talajtakaró kialakulási feltételeihez a lemeztektonika következményeként előálló éghajlati és növényzeti különbségek is hozzájárulnak, amelyek sok esetben jelentősen eltérnek a maiaktól. A lemeztektonika, a kontinensek vándorlása, a hegyképződés szakaszaiban bekövetkezett kiemelkedések és süllyedések mind oda hatottak, hogy a maitól lényegesen eltérő talajképződmények keletkezzenek. A kontinensek óramutató irányába történt elmozdulása nemcsak az egyes területek egyenlítőtől való távolságát változtatták meg, hanem az óceáni áramlatok elterelésével vagy kialakításával olyan területeket tettek melegebbé és csapadékosabbá, amelyek ma a mérsékelt égövhöz tartoznak. A hegyképződéssel együtt járó kiemelkedések pedig a tengerben képződött mészkövön és dolomiton megindította a trópusi vagy száraz körülmények között a sivatagi talajképződést. És mindez a globális nagy felmelegedések és lehűlések folyamatával forrott egybe.

8.3. A negyedkor történései A negyedkor előtt a Kárpát-medence helyén az éghajlat a mainál jelentősen melegebb és nedvesebb volt, vagyis szubtrópusi, sőt trópusi jellegű – amit a kövületekben fennmaradt trópusi növények igazolnak –, a negyedkor beköszöntésekor azonban hűvösebbre fordult. Ismeretes, hogy a pleisztocén folyamán az északi féltekén a szárazföldi sarki jégtakaró jelentősen kiterjedt. Ez a szárazföldi jég hazánkat ugyan nem érte el, de a Kárpátok északi lábát megközelítette, sőt a Kárpátokban és az Alpokban helyi eljegesedést váltott ki. A jégtakaró közelsége hatással volt a Kárpát-medence éghajlatára, vagyis hazánk a periglaciális területekhez tartozott. A pleisztocén időszak éghajlata nem volt egységes. A szárazföldi jégtakaró kiterjedése időközönként jelentősen változott. Voltak időszakok, amikor a jég visszavonult, és voltak periódusok, amikor a jég újra kiterjedt és vastagodott. Ezeket az időszakokat, amelyek tartama néhány 10 000 évtől 100 000 évig terjedt, az Alpok területén kialakult jégtakaró alapján különböztetjük meg. Az egyes jeges időszakokat azokról a kis folyókról nevezték el, amelyek a jégtakaró kiterjedésének határát jelezték. Így beszélünk Günz, Mindel, Riss, Würm glaciálisról. A glaciálisok közt fellépő enyhébb éghajlatú időszakokat, amikor a jég részben elolvadt és visszahúzódott, interglaciálisnak nevezzük, ennek értelmében beszélünk Günz-Mindel, Mindel-Riss, Riss-Würm interglaciálisról. A legtöbb glaciális sem volt egyöntetű, hanem kisebb felmelegedés ezeken belül is előfordulhatott. Ezeket interstadiálisoknak nevezzük. Így például a Würm glaciálison belül beszélünk Würm I., II. és III. időszakról (stadiálisról), míg az ezek közötti enyhébb periódusokat Würm I-II., illetve Würm II-III. interstadiálisnak mondjuk. A változó hidegebb és szárazabb, majd az enyhébb és nedvesebb éghajlat nem volt hatás nélkül a növénytakaróra és a talajra sem. Nagyon leegyszerűsítve a jelenségeket kialakító törvényszerűségeket azt mondhatjuk, hogy a glaciálisok hideg és száraz éghajlata alatt a szél kifújta a folyóvizek által szállított és elterített üledékekből a port és messzebb szállítva ismét lerakta. Ebből keletkezett a lösz, míg a közelebb visszamaradó durvább szemcsék anyagából a futóhomok képződött. A melegebb és nedvesebb interstadiális valamint interglaciális időszakokban a növényzet dúsabb volt, és a ritka füves löszpusztákat felváltotta az erdő vagy az erdős sztyepp. Ennek megfelelően a löszképződés lassult vagy szünetelt, és a korábban lerakódott löszön megindult a talajképződés. Ezért az Alföld peremén vastag rétegekben követik egymást a lösz és a különböző korú talajképződmények. 24 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképző tényezők

A magyar negyedkorkutatók munkássága alapján, valamint a környező és a távolabbi területek hasonló üledékeivel való összehasonlítás segítségével a hazai löszökről és a közbeékelődött talajképződményekről ma már átfogó képet rajzolhatunk. A rendszerezés alapján a kiválasztott és sokoldalúan vizsgált szelvények képezik, például a nemzetközi szakirodalomban több évtizede ismert paksi téglagyári feltárás, a dunaföldvári Duna-part, a Duna-kanyarban a Basaharc elnevezésű feltárás, valamint a mendei téglagyár bányagödre. A löszrétegek és az eltemetett (fosszilis) talajok sorrendjét Pécsi Márton szintetizáló munkája szerint a 3.1. és 3.2. ábrán mutatjuk be.

3.1. ábra - A magyarországi löszök rétegtani és kor szerinti tagolása. PÉCSI M. 1993

25 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképző tényezők

3.2. ábra - A magyarországi löszök rétegtani és kor szerinti tagolása. PÉCSI M. 1993

26 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképző tényezők

Az izotóptechnika – elsősorban a 14C szénizotóp arányának meghatározása – ma már elég pontos kormeghatározást tesz lehetővé. Az elszenesedett famaradványokból végzett kormeghatározás elősegíti mind a talajok, mind a löszrétegek megkülönböztetését. Ezeket az eredményeket egybevetve a pollenvizsgálatokkal, az apró löszcsigák fajainak arányával, az állaticsont-leletekkel, sőt több esetben a löszben előforduló vadásztelepek kő- és csonteszközeivel mind többet tudunk meg a löszök és a talajok képződésének körülményeiről.

27 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképző tényezők

A löszökben végzett kormeghatározás alapján tudjuk a hulló por lerakódásának ütemét, amely ezerévenként 25– 100 cm vastag réteget képez. Az eltemetett talajok képződése idején a porhullás lényegesen kisebb volt, így vált lehetővé a felszínhez közeli rétegekben a talajképződés, amely egyik helyen csernozjomot, a másikon barna erdőtalajt vagy szubtrópusi erdőtalajt eredményezett. A Kárpát-medencén belül – így hazánk területén is – a múltban ugyanúgy voltak éghajlati különbségek, mint ahogy ma is vannak. Nem mindenütt volt a hulló por lerakódása idején ritkafüves löszpuszta, vagyis nem mindenütt képződött típusos lösz a hullóporból. Ott, ahol ma sok a csapadék, a múltban is több volt, mint ma a száraz területeken. Így a hulló por – ha eljutott odáig , az erdőbe hullott, ahol a talajképződés folyamatosan hatott a leülepedő anyagra. Az ilyen körülmények között képződött üledék, a lösz-vályog, több agyagot és kevesebb szénsavas meszet tartalmaz, mint a típusos lösz, ugyanakkor ennél a vas egy része is felszabadult, és az üledék színe barnás vagy vöröses. A másik esetben a hulló por nem száraz térszínen rakódik le, hanem nedves, ezért dúsabb fűvel borított réteken vagy mocsarakban. Ilyen körülmények között a hulló por anyaga könnyen mállik, ezért a keletkezett üledék, az alföldi lösz, több agyagot tartalmaz, és az elöntések hatására többnyire gyengén rétegezett. Jelentős hatással volt a már leülepedett hulló porra a fagyváltozékonyság is. A periglaciális terület egyes időszakaira az jellemző ugyanis, hogy a talaj mélyebb rétegeiben egész évben fagypont alatt marad a hőmérséklet. Ennek az „örök fagy”-nak (permafrost) a határa általában 1,5–2,5 méter mélységben volt. Az e fölött fekvő rétegek az évszakoknak megfelelően hol fagyos, hol fölengedett állapotban voltak. Mivel a mélyben fekvő állandóan fagyott réteg nem ereszti át a vizet, a csapadék nem tudott a talaj mélyebb rétegeibe szivárogni, hanem évről évre gazdagította a felső talajszinteket, végül pépszerű állapotot idézett elő. Ha ez a túl nedves, vagyis víztartó képességénél több nedvességet tartalmazó talaj megfagyott, a jég képződésével egy időben térfogatnövekedés állt be, az olvadás viszont térfogatcsökkenéssel járt. Sík területen a fagyváltozékonyság által érintett rétegek gyúró hatásnak voltak kitéve, az eredetileg vízszintes rétegek összekeveredtek és üstökhöz, zsákokhoz, ékekhez hasonló formák jöttek létre a talajban lejátszódó mozgás hatására. Lejtős területeken a pépes anyag lassan lefolyt a lejtőn, amit szoliflukciónak nevezünk. Így a lejtők talaja vékonyodott, a völgyek és a hegylábi területek talaja pedig vastagabb és enyhén rétegzett lett. Az ismertetettek alapján a hulló porból keletkezett üledékeket az 3.2. táblázat szerint csoportosíthatjuk.

3.2. táblázat - A hulló porból keletkezett üledékek csoportosítása Az üledékek learkódásának térszíne szerint Térszín száraz Kőzet Változat Morfológia

Erdős sztyepp

Sztyepp nedves

alföldi

rétegzetlen

rétegzett

Időszakos vízállás

löszvályog

mocsári lösz

infúziós lösz

–

–

–

rétegzett

rétegzett

száraz

lösz típusos

Mocsár nedves

rétegzetlen

rétegzett

Átalakulás talajképződés hatására: – erdőtalaj jelleg (agyagbemosódásos, barnaföld, mediterrán, szubtrópusi), – csernozjom jelleg (csernozjom, humuszkarbonát), – szemipedolit (a talajanyag bekeveredése a löszbe). Átalakulás szoliflukció hatására: – lejtőlösz, – szoliflukciós lösszerű vályog.

28 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképző tényezők

Mint már az előzőekben említettük, a lösszel egy időben képződött az alföldeket borító futóhomok is, éspedig ugyanabból az anyagból. Ezért a lösz és a homok éles elválasztása igen nehéz. Sok esetben a lösz, amelyet a porfrakció, vagyis a 0,01 mm-es nagyságrendű szemcsék jellemeznek, tartalmaz több-kevesebb finom homokot, viszont a homokban is található leiszapolható rész. Ezért beszélünk homokos löszről és löszös homokról is. A felszíni rétegek felépítése sem egyöntetű. A lösz valamint különböző mennyiségű homokot tartalmazó változatai rétegesen követik egymást. Mivel ezek jelentősége a talajképződés szempontjából nem elhanyagolható, fontos, hogy a helyszíni talajvizsgálat alkalmával minden esetben feljegyezzük a rétegek vastagságát és minőségét. A pleisztocén képződmények közt meg kell még említeni a folyók teraszainak kavicsanyagát. A hegyekből lezúduló nagy energiájú vízfolyások sok kavicsot görgetnek magukkal, amelyeket a síkságra kiérve leraknak. Ezek a kavicshátak és törmelékkúpok a talajképződésnek különleges feltételeket teremtenek. A bemutatott földtörténeti korok áttekintését a 3.3. táblázatban adjuk meg, míg a kőzetek elterjedését a 3.3. ábra szemlélteti.

3.3. táblázat - Földtörténeti korok Idő Földtörténeti korok

(millió év)

Holocén (alluviális kor)

A kőzetek keletkezési ideje és helye Magyarországon

Éghajlat

tőzeg: Nagyberek, KisBalaton, Ecsedi-láp; iszap: a mai vízhálózat kialakulása

Pleisztocé Würm I. n II. (diluvium) Negyed III. (antropozo kor, ikum) kvarter Riss I.

12 lösz: Alföld, Mezőföld stb. ezer év 600 ezer év 1

II.

mai növényés állatvilág, emberi kultúrák: paleolit, mezolit, neolit, rézbronz-vas glaciálisokban hideg, csapadékos tél, hűvös nyár; évi középhőmérséklet 0 °C alatt; interglaciálisokba n a maihoz hasonló vagy annál melegebb éghajlat; minden az É-i féltekén

Mindel I. II. Günz I.

Növény- és állatvilág

Európában: elefánt, oroszlán, kardfogú tigris, barlangi medve stb.

II. Duna Pliocén

levantei 10 pannon

Harmad kor, tercier

tengeri elöntés, majd beltó; homok, agyag, édesvízi mészkő; bazaltvulkánosság: Balaton

Miocén

szarmata 25

fokozatos tengeri elöntés;

fokozatos lehűlés az ember az É-i féltekén; a megjelenése maihoz hasonló éghajlati övek a mainál

29 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

örökzöld

Talajképző tényezők

mészkő; lajta- mészkő: Fertőrákos; riolit és andezit; vulkánosság Visegrádi-hg., Börzsöny, Cserhát, Mátra, Zempléni-hg.; lignit: Várpalota, Hidas; barnaszén: Nógrád; apoka (slir): Borsodi-medence; szárazulat az ország nagy részén, kivéve az Északihegyvidéket

tarton helvét burdigál ai akvitánia i

Oligocén

Kainozo ikum Eocén

melegebb hőmérséklet; Európa területén szubtrópusi, trópusi éghajlat

45

tengeri üledékek: gyenge lehűlés barnaagyag, budai márga, hárshegyi homokkő, kiscelli agyag

60

szárazföldi szakasz: trópusi éghajlat barnaszén: Tata, Esztergom; nummulinás mészkő;

szubtrópusi növények, pálmák; az emlősök kifejlődése

trópusi növényvilág, az emlősök megjelenése

első vulkánosság: Mátra, Börzsöny Kréta

140

alpi hegységképződés: a tenger fokozatosan visszavonul; bauxit: Villányi-hg, Bakony; barnaszén: Ajka

Mezozoi Jura kum

gyenge lehűlés a sarkokon mediterrán éghajlat

megjelennek a lombhullató fák

175

kőszén: Mecsek; mangánérc: enyhe éghajlat Bakony; mészkő: vörös színű

az őshüllők korszaka

Triász

200

a Thetys-tenger kialakulása; Európában gránit: Mórágy; mészkő: É- trópusi éghajlat Borsodi karszt; gipsz: Perkupa; dachsteini mészkő, dolomit

a tenger térhódítása: halgyíkok; páfrányok, pálmák

Perm (diasz)

240

vörös homokkő: Balatonfelvidék, Velencei-hg, Mecsek; agyagos konglomerát

a föld É-i részein tűlevelű fák, eljegesedés erős csontvázú reptíliák

Karbon

310

variszkuszi-hegységrendszer, enyhe idő, D-i gránit: Mecsek, Jakab-hegy; sarkvidéki agyagos konglomerát eljegesedés

pecsétfák, pikkelyfák, gazdag rovarvilág

Devon

350

gneisz, gránit, kristályos pala-agyagpala: Kőszeg– Sopron

első gerincesek, őshalak

Szilur

450

kaledóniai hegységképződés az Egyenlítő száraz, meleg éghajlat

Paleozoi kum

D-i félgömbön eljegesedés

30 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

megjelennek a páfrányok, trilobiták

Talajképző tényezők

Kambrium

540

magasabb hőmérséklet

elsőtelepes növények, gerinctelen állatok

3.3. ábra - A kőzetek elterjedése

9. A hidrológiai viszonyok hatása A kőzetek kialakulásának áttekintése után a geológiai folyamatok másik eredményével, a hidrológiai viszonyok alakulásával kell röviden foglalkoznunk, mert ezek talajra gyakorolt hatása egyes esetekben jelentős. A földkéreg vertikális elmozdulásának nagy szerepe volt a hidrológiai viszonyok kialakulásában is. A kéregmozgással együttjáró törések előre jelezték a felületi vizek medrének irányát, a lesüllyedt területek maguk felé vonták a kiemelkedett térszínekről lefolyó vizeket, a kiemelkedésen belül fennálló helyi különbségek pedig új vízválasztókat hoztak létre. A víz talajra gyakorolt hatását, a víz által szállított hordalékoknak mint talajképző kőzetek elhelyezkedését csak akkor érthetjük meg, ha ismerjük vízrendszerünk kialakulásának történetét. Ismeretes, hogy a folyók medre és azok völgyei nem voltak azonosak a maiakkal még a geológiai közelmúltban sem. Ezért beszélünk ősfolyókról és ezek elhagyott völgyeiről vagy az általuk lerakott hordalékkúpokról, melyek keletkezését és felépítését ismerve feleletet kapunk sok talajtani kérdésre. Az ország legnagyobb folyója, a Duna, őse a geológiai harmadkor végén és a pleisztocén elején a Kisalföld peremét érintve dél felé folyt, és a Dráva menti süllyedő területet töltötte fel. Hasonlóképpen déli irányban folytak a Rába, valamint az akkor még alacsony Bakonyt átszelő ősfolyók, amelyeknek ma már csak a hordalékai találhatók meg a Balaton-ároktól délre. Ezen időszak maradványai a Somogyi homokhát, valamint a billegei erdőben található kavicshát. Ugyanígy délnek irányuló ősfolyók voltak az Ipoly, a Nyitra, a Garam és a Vág elődei, melyeknek kavicsanyaga ma már csak a Móri hasadékban, valamint néhány kisebb völgyben mutatható ki. Csak a Kisalföld gyors ütemű süllyedése, majd a Keszthely-Gleichenbergi vízválasztó kiemelkedése után vált a Dunántúl északi részén található vízfolyások iránya északivá, illetve keletivé. A Duna az Alföldön tehát csak a pleisztocénban jelent meg, de akkor sem mai medrében folyt, hanem a Visegrádi áttörés után délkeleti irányban (vagyis Cegléd irányában) teregette hordalékát. Ettől az iránytól fokozatosan térült el, saját hordalékkúpján 31 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképző tényezők

vándorolva nyugat felé, amíg elfoglalta mai, közel észak-dél irányú, tektonikailag előre jelzett völgyét. Fokozatosan fejlődő, hatalmas hordalékkúpja alkotja a Duna–Tisza közi síkvidék északi felét, és az ekkor lerakott karbonátos valamint löszös homok alkotja a táj talajképző kőzetét. A Duna jobb oldali mellékfolyói – melyeknek hosszát most már a kiemelkedett Dunántúli-középhegység korlátozza – úgy alakították ki völgyeiket, ahogy azt a sakktáblaszerűen feltöredezett Pannon-tábla törésrendszere előrajzolta. Ezért láthatunk közel derékszögű irányváltozásokat mind a Kapos, mind a Koppány, mind a kisebb vízfolyások völgyeiben. A pleisztocén végén a Dunántúl vízrendszerének kialakulását még egy tényező irányította: a Balaton árkának besüllyedése, amely a Budapest–Keszthely irányú törésvonal mentén alakult ki, ugyanúgy, mint a Velencei-tó. A Balaton-árok elvágta a Bakonyból dél felé irányuló folyók útját, és így azok hordaléka ma már csak az eredeti vízgyűjtőtől elszigetelve található meg a Balatontól délre elterülő völgyekben, és csak a dolomittörmelék utal származási helyükre, a Bakonyra. A Duna bal parti mellékfolyóinak egy része, a Tisza, a Sajó, Hernád, valamint a Kárpátokból lefutó ősfolyók a pleisztocén elején szintén a maitól lényegesen eltérő irányt követtek. Általában észak–dél irányában szelték át az Alföldet, miközben felépítették a Nyírség hatalmas hordalékkúpját, melynek homokanyaga annyiban különbözik a Duna hordalékanyagától, hogy nem tartalmaz szénsavas meszet, és így az erdőtalajok gyors kialakulásának nem volt fékezője. A Tisza csak a holocén elején vette föl mai irányát, északról kerülve meg a Nyírséget és a Tokaji-kapun át lépve be az Alföldre. Ennek előtte a Nyírségtől keletre az Érvölgyön át érte el az Alföld legjobban süllyedő területét, a mai Kőrösök mentét. Mint jellegzetes síksági folyónak tulajdonképpen medre nem is alakult ki, és a folyószabályozásig szabadon változtatta útját a mocsaras síkságon. Ezért a táj talajviszonyaira kifejtett hatása igen nagy területen érvényesült. Ennek az időszaknak a jellemzője volt az Alföldön a mocsaras holt medrekkel szabdalt síkság, melyen a talajvíz is a felszín közelében volt. A jelenlegi talajviszonyokból csak következtetni tudunk a valamikori helyzetre, melyek közt a terület talajképződése megindult, de általánosságban megállapítható, hogy a talajvíz szintje ma sincs mélyen a felszín alatt, és a múltban még közelebb volt. A talajvíz az Alföldön ma is nagyobb sótartalmú, mint az ország más részein, és ezen belül több nátriumot is tartalmaz. Mindez együttvéve a szikesedést váltotta ki, ami a talajok termékenységét sok helyen jelentősen csökkenti. Az alföldek, a medencék és a széles völgyek legmélyebb helyein a viszonylagos helyi vízbőség hatására mind a Dunántúlon, mind az Alföldön és a Kisalföldön láposodás indult meg. Ennek maradványai részben ma is fellelhetők tőzeglápok alakjában. Mindezeket összefoglalva megállapítható, hogy a hidrográfiai, ezen belül a talajvízviszonyok igen jelentős tényezői a talajok kialakulásának.

32 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

4. fejezet - A kőzet aprózódása és a mállás A Föld felszínére került kőzetek különböző átalakulásokon mennek át, melyeket együttesen mállásnak nevezünk. Az átalakulást előidéző energiák valamint az átalakulás jellege szerint megkülönböztetünk fizikai mállást – aprózódást –, valamint kémiai mállást. Az aprózódás a kőzet anyagában kémiai és ásványtani változásokat nem vált ki, csak a kőzet tömörségét valamint a szemcsék nagyságát változtatja meg, a kémiai mállás már kémiai és ásványtani átalakulásokkal jár, az elemek átcsoportosulását idézi elő. A mállás harmadik csoportja a biológiai mállás, amelynek folyamán szintén kémiai és fizikai változások mennek végbe, de ezt a zöld növények vagy a mikroszervezetek élettevékenysége szabja meg.

1. Fizikai mállás Az aprózódás vagy a fizikai mállás energiája származhat: a) a rétegnyomás csökkenéséből, b) a hőmérséklet változásából, c) a fagyjelenségek hatásából, d) a sókristályok növekedéséből, e) a növényzet gyökereinek nyomásából, f) a víz, a jégár és a szél koptató hatásából. A rétegnyomás csökkenése. Akkor jut szerephez, ha a kőzeteket fedő rétegeket lehordja az erózió. Az eredetileg nagy nyomás alatt álló rétegek felszabadulva a terhelés alól kiterjednek és eközben repedeznek. A hőmérséklet változása. A kőzetalkotó ásványok tágulási együtthatója nem egyforma, vagyis a hőmérsékletváltozásra a különböző ásványok másként terjednek ki, illetve húzódnak össze. Ezáltal a kőzet különböző ásványszemcséi közt feszültség lép fel, mely repedezést idéz elő. De nemcsak a különböző ásványokból álló kőzetekre hat a hőmérséklet-változás, hanem az egynemű kristályokból álló kőzetekben is felléphet feszültség, ha az ásványnak a különböző kristálytani tengelyek irányában mért tágulási együtthatója nem egyforma. Így például a kvarcprizmák hosszában, valamint az arra merőlegesen mért tágulási együtthatók sem egyformák. Ezeknek a jelenségeknek magyarázatul szolgáljanak a 4.1. táblázatban feltüntetett adatok. Felléphet hőhatás következtében feszültség a kőzet külső felülete és belső rétegei között is. Ennek oka, hogy a kőzet rossz hővezető tulajdonsága miatt felülete erősen felmelegszik és kitágul, a mélyebb (néhány cm-rel mélyebben fekvő) rétegei viszont nem. Az így keletkező feszültség hatására a kőzet felületi rétegei levelesen, pikkelyesen elválnak a kőzet tömegétől.

4.1. táblázat - Az egyes ásványok hossztengellyel párhuzamos és arra merőleges tágulási együtthatói Ásvány

Hossztengelyre

Tágulási együttható 10–4 cm

Kvarc

párhuzamos

75

Kvarc

merőleges

140

Ortoklász

párhuzamos

200

Ortoklász

merőleges

15 33 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A kőzet aprózódása és a mállás

Kalcit

párhuzamos

260

Kalcit

merőleges

54

A fagyhatás. A rétegnyomás alól való felszabadulás vagy hőhatás következtében a kőzet felszínén képződő apró hajszálvékony repedésekbe behatoló víz fagypont alatti hőmérsékleten megfagy. Ismeretes, hogy a víz halmazállapot-változása, vagyis megfagyása kiterjedéssel, 9%-os térfogat-növekedéssel jár. A térfogat-növekedés hatalmas erőket válthat ki a repedésekben, melyek hatására azok kitágulnak. Ezek az erők elérhetik a 22 000 N/cm2 értéket is, és hatásuk az ismétlődő olvadás és újrafagyás következtében fokozódik. A fagyhatás szemléltetésére a 4.2. táblázatban összefoglaljuk azokat az eredményeket, amelyeket a kőzetdarabok mesterséges fagyasztásával és fölengedésével kaptak.

4.2. táblázat - A fagyasztás és fölengedés hatása a kőzetre

Kőzet

Vízzel telt pórustér tf-%-ban

Egyszeri Az első látható fagyasztásra képződő repedés hányadszori törmelék fagyasztásra lép fel g/m2

Homokk ő

25

3

2,7

Homokk ő

5

43

0,3

Mészkő

30

1

0,9

Márvány

0,2

100

0,05

A sókristályok növekedése. Az ebből származó erők kőzetaprózó hatása elsősorban száraz, sivatagi éghajlat alatt fekvő talajokban és kőzetekben jut érvényre. Ha kevés a csapadék, a sók a talajban felhalmozódnak és az ott levő vízzel telített oldatokat képeznek. Beszáradás hatására a telített sóoldatot tartalmazó repedések sódugóval elzáródnak, majd a kőzetfalakon keresztül a mélyebb részek is egyre több vizet veszítenek. Mivel a kikristályosodó sók térfogata nagyobb, mint a telített sóoldat térfogata, nyomás lép fel. Hasonló eredményre vezet, ha a már kivált sók hidrátvizet vesznek fel a talajnedvességből vagy a kőzetbe szivárgó csapadékvízből. Ez a jelenség ugyancsak térfogat-növekedéssel és ennek következményeként repesztő hatással jár együtt. Ennek nagyságrendje 1000 N/cm2. A jelenség ismétlődése, vagyis a váltakozó kiszáradás és a gyenge benedvesedés szintén a hatás fokozódásához vezet. A növényzet gyökereinek nyomóhatása. A már kialakult hajszálrepedésekbe behatolnak a növények gyökerei, majd növekedésük folyamán vastagodnak. Ez a vastagodás nyomást gyakorol a repedés oldalfalaira, e nyomás nagyságrendje azonban nem haladja meg a 100–150 N/cm2 értéket. A víz és a jégár, valamint a szél koptató hatása. Az aprózódás ez esetben a kőzet törmelékeinek mozgási energiájából, valamint az ütközéskor keletkező hatásokból vezethető le. A vízben szállított kőzetdarabok részben a mederhez, részben egymáshoz ütköződve aprózódnak. Hogy milyen gyors ez az aprózódás, az függ a kőzet minőségétől, vagyis szilárdságtól és hasadásától. Például megfigyelték, hogy egy 0,2%-os esésű hegyi patakban különböző, egyenként 20 cm átmérőjű kőzetdaraboknak 2 cm átmérőjű részekre való aprózódásához az alábbi hordalékszállítási távolságra volt szükség:

34 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A kőzet aprózódása és a mállás

gránit gneisz csillámpala

11 km, és 1,5 km.

Hasonló különbségek észlelhetők a kőzetből kimállott ásványok között is, mert míg a kvarc igen ellenálló és csak igen hosszú távolság után kopik le, a földpátok, a piroxén és az amfibol már viszonylag rövid szállítás után felaprózódik. Ezzel részben magyarázható, hogy a hordalék keletkezésének forrásától való távolodás arányában növekszik a hordalék kvarctartalma. Összefoglalva a fizikai mállás, vagyis az aprózódás hatását hangsúlyozni kell, hogy ez az aprózódás csak egy bizonyos határig mehet végbe. Ha ugyanis az aprózódáskor képződött szemcse olyan kicsi lesz, hogy tömege és ennek következtében mozgási energiája nem elegendő ahhoz, hogy az ütközéskor annyi energiát közöljön, amennyi a hasadáshoz szükséges, akkor nincs további aprózódás. Ez a határérték a 0,01 mm-es szemcseátmérő körül van. Ennél kisebb részek tehát már csak kémiai mállás útján keletkezhetnek. A fizikai mállás folyamán megváltozik a kőzet számos tulajdonsága. Talajtani szempontból elsősorban a felület megnövekedése, a víz- és a légjárhatóság jelentősége nagy, mert ezek teszik lehetővé a további folyamat, a kémiai mállás gyors lefolyását.

2. Kémiai mállás A kémiai mállás hatására már nemcsak az anyag szemcsézettsége változik meg, mint az aprózódás folyamán, hanem kémiai és ásványtani felépítése is. A kémiai mállás indítóoka az, hogy a mélységben keletkezett kőzetek a felszínre kerülve más körülmények közé jutnak, mint amilyenek közt létrejöttek. A nyomás, a hőmérséklet és a kémiai környezet változásának hatására a mélyben fennálló egyensúlyok – amelyek az ásványok minőségét megszabták – itt már másként alakulnak, eltolódnak, és ezt igyekeznek az ásványok is követni, miközben nagyobb energiájú, más összetételű ásványokká alakulnak. A kémiai mállást jellemzi, hogy termékeiben több az energia, összetételükben pedig több a víz, valamint az OH-gyök. Ha a kémiai mállás folyamatait rendszerbe akarjuk foglalni, akkor a következő folyamatokat különböztethetjük meg: a) oldási folyamatok, b) szilikátok hidrolízise, c) savas oldatok hatása, d) oxidáció.

2.1. Oldási folyamatok Hatásukra a vízben könnyen oldódó anyagok kimosódnak a kőzetekből. Elsősorban az alkáli fémek, valamint az alkáli földfémek sói oldódnak ki a kőzetből, éspedig az oldhatóságuknak megfelelő sorrendben és arányban. A különböző sókból 1 liter 20 °C-os vízben oldható mennyiségek: MgCl2 · 6H2O

560 g,

NaCl

360 g,

CaSO4 · 2H2O

2,6 g,

CaMg(CO3)2

0,3 g,

CaCO3

0,1 g.

35 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A kőzet aprózódása és a mállás

Jelentősen megváltozik a karbonátok vízben való oldhatósága, ha a víz CO2-ot tartalmaz, mert hidrogénkarbonát-képződés következtében nő az oldhatóság. Erre vonatkozóan a 4.3. táblázatban ismertetünk adatokat.

4.3. táblázat - A víz szénsavasmész-oldó képessége a vele egyensúlyban levő levegő CO2tartalmától függően CO2 tf-%-ban

0,03

0,33

1,6

4,3

10

100

mg CaCO3/liter víz

52

117

201

287

390

900

az oldat pH-ja

8,3

7,6

7,1

6,9

6,7

6,0

Az oldási folyamatok hatására alakulnak ki mészkőterületeken a karsztjelenségek, képződnek barlangok, majd ezek beszakadásával töbrök és dolinák. De igen fontos az oldódás a lösz vagy a laza üledékes kőzetek esetében, mert a talajképződés más módon alakul, ha a szénsavas meszet a víz már előzőleg kioldotta.

2.2. A szilikátok hidrolízise A víz nemcsak mint oldószer, mint közeg hat, hanem hatást fejtenek ki a víz ionjai, a H+ és az OH–-ionok is. Különösen fontos a kémiai mállásnak az a folyamata, amely a szilikátokat érinti. A vízben jól oldódó sók hidrolízise gyorsan végbemegy, a vízben csak kevéssé oldható szilikátok mállása viszont a felületen indul meg, és csak lassan halad az ásvány közepe felé. A szilikátok mállásának szemléltetésére az ortoklász elbomlását írjuk le, aminek egyik lehetősége az alábbi kémiai egyenlettel vázolható:

Vagyis a víz H+-ionja belép a szilikátba, kiszorítva a K+-iont, ami kálilúgot képez, és így a pH lúgos lesz (9– 10). A szilikátrács, melyben a kálium helyén H+ van, már nem elég szilárd, és a további hidrolitikus folyamatok hatására elbomlik. Ez a bomlás a körülményektől függően két irányban játszódhat le. Az egyik reakció folyamán kovasav és alumínium-hidroxid keletkezik, a másikban az agyagásványok képződésére lehetőséget adó átmeneti bomlástermék (allofán) jön létre, kovasav kíséretében: HAlSi3O8 + 4HOH—Al(OH)3 + 3H2SiO3, 2HAlSi3O8 + 5HOH—Al2Si2O5(OH)4 + 4H2SiO3. A reakciótermékek közt szereplő káliumionok kapcsolódhatnak az agyagásvány-előtermékkel is, és ilyenkor illit típusú rács alakul ki. De ha a kálium kioldódik a reakciótermékek közül, akkor a kaolinit képződése lép előtérbe. Az ortoklász felületén tehát egy néhány molekula vastagságú agyagásványhártya képződik, amelynek rácsszerkezete és ennek következtében típusa attól függ, hogy milyen erős a kimosódás és milyen ionok találhatók az oldatban. Ez a hártya jelentősen fékezi a további mállást, mert meggátolja a bomlástermékek gyors kimosódását, és a földpátásvány közepe hosszú ideig változatlan marad. Ezzel szemben gyorsíthatják a mállást olyan szerves anyagok, melyek a nehezen oldható mállástermékkel, mint a vassal és az alumíniummal komplex vegyületeket képeznek, és így a kioldásukhoz hozzájárulhatnak. Az elmondottak nemcsak az ortoklászra érvényesek, hanem a többi nem rétegrácsos szilikátra is. Jelentős hatással van a mállás irányára és a keletkezett mállástermékre a közegben található ionok töménysége, aránya, valamint a savanyúság. Az erős kilúgozás és a savanyú közeg a kaolincsoport (nemzetközi megjelölés szerint kanditok) képződésének kedvez, gyengén lúgos, sok magnéziumot tartalmazó közegben pedig a montmorillonit-csoport (nemzetközi megjelölés szerint szmektitek) ásványai keletkeznek. Mérsékelt savanyúság és kilúgozás, valamint kálium jelenléte az illitek kialakulását segíti elő. 36 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A kőzet aprózódása és a mállás

Trópusi területen, ahol sok a csapadék és savas a közeg, a sok gyorsan bomló szerves anyag hatására több a kaolinit és a vas-, alumínium-oxidhidrát, a kevésbé csapadékos mérsékelt égövben az alkalikus közegben végbement mállás termékei közt viszont több az illit és a montmorillonit. Némileg eltér a fenti sémától a csillámok mállása. Ezek rácsszerkezete ugyanolyan rétegrácskötegekből áll, mint az illité, a montmorillonité vagy a vermikulité és a klorité. Ha tehát a hidrolízis folyamán a rácsokat összetartó kálium kioldódik, víz és hidratált kationok léphetnek a rácskötegek közé. Ezért a csillámok átalakulása folyamán az elsődleges ásványok rácsának elemei átöröklődhetnek az agyagásványok képződésekor, sőt legtöbb esetben a közbenső átmeneti termékek is megtalálhatók a kőzet málladékában vagy a talajban. Ez a folyamat, amely lényegében a káliumtartalom csökkenésével kísérhető nyomon, a 4.4. táblázatban feltüntetett módon játszódik le.

4.4. táblázat - A mállás folyamán bekövetkező ásványátalakulások Savas oldatok. A szilikátok mállását ugyanúgy gyorsítják, mint a karbonátok oldódását. A kőzetekben vagy a talajban levő nedvesség jelentős mennyiségű szénsavat képes oldott állapotban tartani. Ez, valamint a belőle képződött CO2 semlegesíti a hidrolíziskor keletkezett lúgos vegyületeket, és hidrogén-karbonátok képződésével segíti elő a mállás termékeinek elszállítását. Az oldatok savassága azonban nemcsak a CO2 mennyiségétől függ. Növelhetik a savasságot a savanyú szerves anyagok oldódása csakúgy, mint a protolitikus folyamatokban szabaddá vált hidróniumionok (H3O+). A savas oldatok tehát jelentős mértékben gyorsítják a kőzet, valamint a talaj kémiai mállását. A savanyúság. Az élőlények tevékenysége következtében is létrejöhet. Mind az alacsonyabb rendű, mind a magasabb rendű növények – hogy tápláló elemeket vehessenek fel a talajból – savas anyagokat választanak ki. Ugyancsak savas anyagokat termelnek a növények a gyökérlégzés folyamatában. A növények életműködésének folyamán keletkeznek komplexképző anyagok, melyek közül a citromsavat, a tejsavat, a borkősavat, az egyes aminosavakat és a kis molekulájú humuszsavakat kell kiemelnünk, amelyek feloldják a málláskor képződött alumínium- és vasoxidokat, és lehetővé teszik elvándorlásukat a mállás helyéről, ezáltal gyorsítják a mállás ütemét.

2.3. Az oxidáció Igen gyakran kísérője vagy lényeges eleme a kémiai mállásnak. Alapjául az alacsony vegyértékű elemek szolgálnak, amelyek vegyületeikben az oxigénnel érintkezve magasabb vegyértékű formába mennek át. A leggyakoribb, hogy a kétértékű vas oxidálódik háromértékűvé: a szilikátokban foglalt ferro-vas oxidálódik és oldhatatlan oxid vagy hidroxid alakjában kiválik. A kicsapódás által a folyamat egyensúlya a szilikát bomlása irányába tolódik el, vagyis az oxidáció minden olyan szilikát mállását gyorsítja, mely kétértékű vasat vagy mangánt tartalmaz.

37 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A kőzet aprózódása és a mállás

A másik mállást gyorsító jelenség arra vezethető vissza, hogy az oxidáció jelentős térfogatnövekedéssel jár, amitől az ásványok vagy a kőzetek felülete fellazul. A fellazult felületen azután újabb ásványi anyag válik hozzáférhetővé a levegő, valamint a nedvességben oldott oxigén számára. Azokban a kőzetekben, amelyekben vas-szulfid található (FeS2, pirit), nemcsak a vas oxidálódik, hanem az ehhez csatlakozó anion is, miközben kénsav képződik. Ez részben fokozza a savasságot, részben szulfátok képződését idézi elő. Mindkét hatása a kémiai mállás gyorsulását váltja ki. Ha – a kémiai mállás ismeretében – azt vizsgáljuk, hogy ezek a folyamatok hogyan hatnak az ásványokra, milyen ütemben idézik elő azok mállását, azt állapíthatjuk meg, hogy az ásványok között jelentős különbség van a mállással szemben mutatott ellenállás tekintetében. Az ásványok mállással szemben mutatott ellenállását, vagyis stabilitását a 4.5. táblázatban foglaltuk össze.

4.5. táblázat - Az ásványok mállásal szemben mutatott ellenállása Ásvány

Állandóság

Gipsz, mészkő, dolomit

igen gyenge

Olivin, anortit, apatit

gyenge

Augit, amfibol, plagioklászok, biotit

közepes

Muszkovit, ortoklász

erős

Kvarc, magnetit, titanit, cirkon, illit, montmorillonit, igen erős kaolinit, klorit A mállottság mértékének meghatározására a talaj vagy a kőzet egyes rétegeinek összehasonlításával nyerünk támpontot. A könnyen málló ásványok mennyiségét ugyanazon réteg valamely nehezebben málló ásványának mennyiségéhez viszonyítjuk, például a cirkonéhoz vagy a titánásványokéhoz. Minél kevesebb a könnyen málló ásvány az egységnyi nehezen málló ásványra vetítve, annál erősebb volt a mállás.

2.4. A kémiai és a fizikai mállás hatása a talajképződésre A mállás jellege. Harrasovitz szerint a mállás jellegét a talajok teljes feltárásával nyert kovasav-, vas- és alumíniumtartalomból számíthatjuk ki a molekuláris viszonyszámok segítségével, vagyis a kovasav százalékos értékét 60-nal, az alumíniumét 100-zal és a vasét 160-nal osztva a kapott hányadosokat viszonyítjuk egymáshoz. Ezek alapján a mállás jellege:

siallitos, ha SiO2 : Al2O3

> 2:1,

ha SiO2 : Al2O3

2:1–1:1 és Al2O3 > Fe2O3,

ferralitos ha , SiO2 : Al2O3

2:1–1:1 és Al2O3 = Fe2O3,

alferrites ha , SiO2 : Al2O3

2:1–1:1 és Al2O3 < Fe2O3.

allitos,

A fizikai mállás folyamán megváltoznak a kőzet eredeti fizikai tulajdonságai, aprózódik, szemcsékre esik szét. A kémiai mállás folyamán új ásványok képződnek; egy részük mérete 0,002 mm-nél kisebb. Az elsődleges

38 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A kőzet aprózódása és a mállás

ásványok egy része elbomlik, miközben másodlagos ásványok képződnek és a talajképződés tekintetében fontos elemek szabadulnak fel. A mállás folyamán csökken a kőzet alkálifém- és földalkálifém-tartalma. A kőzetalkotó anyag felülete megnő, több vizet és oxigént tartalmaz, és nagyobb energiát zár magába. Mindez pedig az agyagásványok képződésének következménye. A nagyobb felület, a megváltozott ásványi összetétel alkalmassá teszi a kőzetből keletkezett mállásterméket, hogy a növényeknek több vizet és tápanyagot szolgáltasson. Meg kell azonban jegyezni, hogy a mállás nem azonos a talajképződéssel. Általában megelőzi a talajok kialakulását, de a talajképződés kezdetével nem szűnik meg, hanem a talajban folytatódik, sőt intenzitása sok esetben még fokozódik is a talajban lejátszódó folyamatok hatására. A talajban lejátszódó mállás nemcsak az elsődleges ásványokat érintheti, hanem kiterjedhet a másodlagos ásványokra is, ezen belül az agyagásványokra. A talajtípusok tárgyalásánál kitérünk az anyagásványok változására, úgymint az illitesedésre, az amorfizációra, a kloritosodásra. A zeolitok szelvényen belüli eloszlásából következtehetünk a klinoptilolit elmállására, mivel a mordenit aránya válik a talajszelvény felső rétegeiben uralkodóvá. Ezek a folyamatok a mállás és a talajképződés együttes hatását jelentik, amiből következik, hogy a biológiai mállás mindenképpen szerephez jut bennük.

2.5. A biológiai mállás A talajok ásványi összetétele nem marad változatlan sem a talajban élő mikroszervezetek, sem a talajon élő növényzet, valamint a talajlakó állatok tevékenységének hatására. A talajban élő baktériumok és gombák az életfolyamataikhoz szükséges energiát és a testük felépítéséhez szükséges elemeket sok esetben a talaj ásványi részéből nyerik. Élettevékenységükkel megváltoztatják életterük, a talaj kémhatását, valamint redoxi viszonyait, ezek pedig a mállásnak fontos tényezői és irányítói. Elég, ha a vasbaktériumok, vagy a kénbaktériumok tevékenységére utalunk, amelyek lényegesen megváltoztathatják a mállás jellegét és intenzitását. Mindenki számára ismert, hogy a szabad mészkőfelületeken megtelepedett moszatok oldják a mészkövet, így a száraz időben fehérnek látszó mészkőfelület benedvesedve zöldesfehér színt ölt, és a simára csiszolt mészkőfelület érdessé válik. Ugyanígy ismert a felszínen lévő tömör kőzeten megtelepedett szürke- vagy sárgazuzmó-telepek hatása, vagy az ezeket kísérő mohák mállasztó tevékenysége. A magasabb rendű zöld növények gyökerei által kiválasztott szén-dioxid, valamint a szerves savak oldó és mállasztó hatására mind több vizsgálati adat áll rendelkezésünkre. De a növényzet nemcsak ezáltal befolyásolja a mállást, hanem válogatóképessége által is. A növények számára szükséges elemek felvételével eltolódik a mállás kémiai folyamatainak egyensúlya, és fokozódik a mállás. Tenyészedény-kísérletekben a homokban nevelt árpa a kizárólagos káliumforrásként bekevert csillámból felvette a káliumot és azt illitté, majd szmektitté alakította át. Képzelhető, hogy az egy tenyészidő alatt bekövetkezett változás hatása hogyan halmozódik évszázadok, sőt évezredek alatt. De a növényzet nemcsak felvesz a talajból elemeket, hanem vissza is juttat. Az élő növény is kiválaszt elemeket, amelyek a csapadékkal a talajba jutnak. Így állhat elő az a helyzet, hogy a növények által felvett kalcium és magnézium a talaj felszíni rétegeit gazdagítja, míg a növény gyökérzete a mélyebb rétegekből azonos elemeket vesz fel, elszegényítve azokat. Ezáltal a felszínen agyagásványok szintézise, szmektitképződés, míg a mélyebb szintekben agyagásvány-destrukció játszódik le. A talaj ásványi tartalmát módosíthatja a növényi szövetekben a szilárdítást vagy más célokat szolgáló ásványképződmények talajba jutása is. Ezek a fitolitáriáknak nevezett képződmények, például a zsurlók szilárdítószöveteiben lerakódott kvarckristályok vagy a sóskában, a csalánban keletkezett kalcium-oxalátkristályok a növény elhalása, majd a szerves anyag ásványosodása után a talajba kerülnek. Nem kevésbé fontos a talajlakó állatok mállást befolyásoló tevékenysége sem. A földigiliszta a mészmirigyei által az ürülékével megváltoztatja a talaj mészállapotát és így az ásványok mállásának irányát. Önmagában az a tény, hogy a talajlakó állatok keverik a talaj különböző szintjeinek anyagát, azt váltja ki, hogy különböző tulajdonságú talajanyagok kerülnek egymással érintkezésbe. Így olyan folyamatok indulhatnak meg, amelyek gyűjtőneve a kontakt hatás. Ezáltal kerülhet egymás mellé savanyú, illetve karbonátos talajanyag, vagy oxidatív, illetve reduktív talajgóc, továbbá vasas, valamint kevés vasat tartalmazó talajrög. Az állatvilág keverő

39 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A kőzet aprózódása és a mállás

tevékenysége, ugyanúgy, mint a mélyre hatoló növényi gyökerek, szerves anyagot visznek a mélyebb talajrétegekbe, ezáltal fokozzák a mállást. A biológiai mállás tehát abban különbözik a fizikai és a kémiai mállástól, hogy az egyes elemek felszabadulását, kioldódását, vagy visszamaradását, illetve kicsapódását a növények és általában a talajon és a talajban élő lények igényei szabják meg. Vagyis még az elemek ún. nagy vagy geológiai körforgásában elsősorban az oldhatósági viszonyok szabják meg azt, hogy valamely anyag visszamarad-e a mállás helyén vagy kimosódik, addig a kis vagy biológiai körforgásban az játssza a főszerepet, hogy egy elem a növényi élet számára szükséges-e vagy sem. A biológiai mállás tehát igen lényeges eleme nem csak a kőzetek átalakulásának, hanem a talaj fejlődésének is. Az aprózódás és a mállás hatására átalakult kőzet (most már a talajképző kőzet) valamint az abból kialakult talaj tehát az elsődleges ásványok maradékaiból valamint a másodlagos ásványokból álló keverék. Ebben a keverékben az egyes ásványszemcsék mérete igen sokféle lehet, aszerint, hogy az ásvány minősége, valamint kialakulása és aprózódása hogyan alakult. A különböző méretű szemcsék arányának kifejezésére szolgál a szemcseösszetétel meghatározása és ennek alapján a fizikai talajféleség megnevezése.

40 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

5. fejezet - Élőlények a talajban 1. A talajképződés kezdetének biológiai folyamatai A kőzetek mállási folyamatában fontos szerepet játszanak a zuzmók, amelyek cianobaktériumból vagy algából és gombából álló szimbiózisok. Az alga illetve a cianobaktérium a napenergiát köti meg és ezzel szerves anyagot állít elő, melyből a gomba is táplálkozik. A gombafonalak, a cianobaktériumok és az algák egyaránt behatolnak a kőzet kristályai között keletkezett hajszálrepedésekbe, az általuk termelt széndioxid, a kibocsátott szerves savak és komplexképző vegyületek segítségével feloldják a kőzet anyagát, és ezáltal a repedések tovább tágulnak. A kőzet felülete porózusabb lesz, nő a vízmegkötő képessége. A zuzmók – a magasabb rendű növényekkel szemben – közvetlenül a kőzetekből is fel tudják venni a tápanyagokat. Amikor elpusztulnak, testük anyaga lebomlik, és a felvett ásványi tápanyag más élőlények számára már könnyebben hozzáférhető formában jut vissza a kőzet felszínére. Így alakulnak ki a kisebb sziklamélyedésekben a legegyszerűbb „talajok”: ezek már nemcsak a zuzmók számára szolgálnak megfelelő lakóhelyként, hanem baktériumok, más algák és gombák, valamint a mikrofauna egyes tagjai számára is. Ezek a szervezetek részt vesznek a szerves maradványok lebontásában, és tovább alakítják a málló anyag kémiai összetételét. Amikor a kőzetmálladékzuzmómaradvány réteg néhány milliméter vastag lesz, a zuzmókat felváltják a mohák, majd a talajréteg további vastagodásával lehetőség nyílik egyes füvek megtelepedésére is.

2. Edafon A talaj élőlényeinek rendkívül bonyolult faji összetételű életközösségét edafonnak nevezzük. Nem tartoznak az edafonhoz a magasabb rendű zöld növények föld feletti részei. Az edafon felosztása az 5.1. táblázatban látható.

5.1. táblázat - A talaj élő anyagának (= edafon) összetevői Növények

Vírusok Prokarioták

baktériumok (5 μm) sugárgombák (10 μm) cianobaktérium ok (archeonok)

Gombák

mikrogombá k

(0,1 μm)

mikro

magasabb rendű

algák

magvak

(10 μm)

rizómák

(50 μm)

gumók

nagygombák

hagymák

(20 mm)

Állatok mikro (100 μm)

mezo (2 mm)

makro (20 mm)

egysejtűek

ugróvilláso rovarok k fonálférgek puhatestűek termeszek földigilisztá atkák k

gyökerek (100 μm)

A talaj élőlényeinek fajszáma kevésbé ismert, mint a föld felett élőké. Általánosan elfogadott azonban, hogy az edafon fajgazdagsága igen nagy, és fajszáma a legtöbb élőhelyen nagyobb, mint a föld feletti élőlényeké. Hozzávetőlegesen mintegy 4000 fajjal számolhatunk az edafon esetében.

3. Növények 3.1. A növényi gyökerek A legtöbb talajt növények borítják, így alapvetően e növények milyensége határozza meg a talajba kerülő szerves maradványok minőségét. A talajban végbemenő folyamatokat pedig nagymértékben befolyásolja a maradványok minősége, hogy fás vagy lágy szárú növények élnek-e rajta, és hogy a fás növények tű- vagy lomblevelűek-e?

41 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Élőlények a talajban

A növények gyökérrendszere az egész növényi anyagnak kb. 30–50%-át teszi ki. Ez azt jelenti, hogy hektáronként több ezer kg élő szerves anyag jut ezáltal a talajba. A gyökerek számos szerves anyagot választanak ki: aminosavakat, cukrokat, szerves savakat, növekedést elősegítő és gátló anyagokat, és a mikroorganizmusokat vonzó, valamint taszító anyagokat. Az ún. talajuntság jelenségét is bizonyos toxikus gyökérváladékok jelenlétének lehet tulajdonítani. A gyökerek felszínén és annak közelében speciális élőlényközösség található, ami a gyökerekkel együtt sajátos működési egységet (rizoszféra) alkot. A rizoszféra fajszáma gyakran kisebb, mint a környező talajé. A biomassza viszont a környező talajrészekhez képest nagyobb. A talajban lévő gyökerek és az élőlények biomasszája jelentősen különbözik az élőhelyek szerint. Rétekre és legelőkre, valamint egy árpaföldre vonatkozó adatok találhatók az 5.2. táblázatban. Látható, hogy a gyökerek biomasszája a legnagyobb, majd a mikroorganizmusoké következik és az állatok zárják a sort.

5.2. táblázat - Különböző talajélőlények biomasszatömege (t/ha) rét-legelőn, illetve árpaföldön Talajélőlények

Rét, legelő

Árpaföld

Gyökerek

20–90

1,46

Baktériumok

1–2

0,73

Sugárgombák

0–2

–

Gombák

2–5

1,63

Egysejtűek

0–0,5

0,07

Fonálférgek

0–0,2

0,002

Gyűrűsférgek

0–2,5

0,056

Egyéb állatok

0–0,5

0,0006

3.2. A mikroflóra Az edafon biomasszáján belül legnagyobb jelentőséggel a mikroflóra szervezetei bírnak, tevékenységük a talaj biológiai folyamataiban meghatározó. A mérsékelt égövön lévő 1 hektárnyi terület talajának legfelső 0–15 cmes rétegében tevékenykedő élőlények tömege optimális körülmények között 25 000 kg-ra tehető. A biomassza folyamatosan változik, növekszik és pusztul – összhangban a környezeti tényezők változásával. Kedvezőtlen körülmények, például tartós szárazság hatására a biomassza tömege gyakran felére, harmadára csökken, a mikroflóra aránya azonban ezen belül nő. A talaj 0–2 cm-es felszínén a szélsőséges hőmérsékleti és nedvességtartalom-ingadozások, valamint az ultraibolya sugárzás miatt a mikroorganizmusok száma csekély. A felszín alatti 15–25 cm-es rétegben található a legtöbb mikroszervezet, ennél lejjebb haladva mennyiségük fokozatosan csökken (5.3. táblázat). Ezen belül a talajlevegő oxigéntartalmának csökkenésével egyre kisebb az aerob baktériumok aránya, míg az anaeroboké nő. Hazai talajainkban 90 cm-es mélységben már számos aerob baktérium nem mutatható ki, többek között az aerob cellulóz- és pektinbontók, valamint a nitrifikáló baktériumok. A talaj mikroorganizmusai általában 150–250 cm mélységig mutathatók ki.

5.3. táblázat - A baktériumszám változása a talajmélységgel Rétegmélység (cm)

Baktériumszám/g talaj

42 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Élőlények a talajban

aerob

anaerob

összes

2–5 cm

2 500 000

1 300 000

3 800 000

30 cm

1 150 000

1 800 000

2 950 000

60 cm

800 000

2 000 000

2 800 000

90 cm

500 000

900 000

1 400 000

120 cm

60 000

100 000

160 000

150 cm

6 000

2 000

8 000

3.3. A baktériumok A mikroszervezetek közül is, mind számukat, mind sokféle tevékenységüket tekintve kiemelkednek a baktériumok. Kedvező körülmények között testtömegük 100–1000-szeresének megfelelő anyagmennyiséget tudnak egy nap alatt lebontani. Ez azt jelenti, hogy a talajba kerülő szerves anyagot néhány nap alatt képesek feldolgozni. A szerves anyag ellenállásán múlik, hogy ez általában nem valósul meg. A baktériumok a talajban csaknem minden felépítő és lebontó folyamatban részt vesznek, és a nitrogén-körfogalomban majdnem kizárólagos szerepük van. A baktériumok a talajban nem egyenletesen oszlanak el, hanem kis telepekben fordulnak elő. 1 g talajban 108– 109 db baktérium lehet. Baktériumok tevékenységén alapul például anaerob körülmények között a Fe(III) redukciója Fe(II)-vé, vízzel borított talajrétegekben. A talajok legfontosabb baktériumai a Bacillusok, Clostridiumok, Micrococcusok, Pseudomonasok, Rhizobiumok, Azotobacterek, Cytophagak, Flavobacteriumok, Arthrobacterek és Spirochaeták családjaiba tartoznak.

3.4. A sugárgombák Sejtfelépítésük alapján a baktériumokhoz tartoznak a sugárgombák (Streptomycesek és Actinomycesek), amelyek telepmorfológiája a mikroszkopikus gombák felé mutat átmenetet. Elágazó micélium jellemző rájuk, ami a gombákéhoz hasonló, de ha ez a micélium rövid darabokra töredezik, a baktériumokra hasonlítanak. Számuk a talajban grammonként 45 millió, de elérheti a 100 milliót is. A sugárgombák elsődleges funkciója a szerves anyag és ezen belül főleg a cellulóz és más, a lebontásnak ellenálló molekulák bontása. A frissen szántott talaj illata is a sugárgombáktól származik. A sugárgombák mennyisége leginkább a levegőzöttség és a pH-viszonyok függvénye. Jó levegőellátottságú, semleges pH-jú homoktalajokban számuk elérheti a baktériumok 30–50%-át is, míg kedvezőtlen körülmények között 5–10% körüli. A szélsőségesen lúgos (szikes) talajokban pedig a sugárgombák száma többszöröse lehet a baktériumokénak.

3.5. A mikroszkopikus gombák Elhalt vagy élő, növényi vagy állati szöveteken élnek. A gombák fonalzatszerű micéliumot képeznek, mely hifafonalakból áll. Ezek átmérője 0,5–10 μm. Biokémiai szempontból kevésbé változatosak, mint a baktériumok, vagyis valamennyi gomba aerob heterotróf. A mikroszkopikus gombák száma a talajban grammonként 50–100 ezer, de elérheti az 1 milliót is. Savanyú talajokban a mikroflórán belül a mikroszkopikus gombák dominálnak. A pH csökkenésével a baktériumok és sugárgombák szerepe a talaj biológiai folyamataiban egyre kisebb.

43 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Élőlények a talajban

A gombák a szerves anyag erélyes lebontói a talajban: a cellulózt, a lignint és más bonyolultabb vegyületeket képesek lebontani. A talajban a mikroszkopikus gombák közül a legjelentősebbek a Trichoderma,Aspergillus, Mucor, Penicillium és Rhizopus fajok. Egyes gombafélék szimbiózist alakítanak ki a növényi gyökerekkel, amit mikorrhizának nevezünk. A növényi gyökerek szénhidrátokat juttatnak a gombának, a gomba pedig a hifák segítségével távolabbi talajrészekről is képes vizet és tápanyagot biztosítani a gazdanövény számára.

3.6. A cianobaktériumok Fotoszintézisre képes szervezetek, melyeket a talajban mindenütt meg lehet találni. Főleg a talajfelszín közelében fordulnak elő nagy számban, de a felszín alatt 15–20 cm-rel is lehet cianobaktériumokat találni, bár ott a fotoszintézis számára már nem elegendő a fény. A cianobaktériumok akkor is megkötnek N 2-t az atmoszférából, ha nem állnak kapcsolatban növényekkel. Elárasztott rizsföldeken és sivatagi talajokban segítik a növények nitrogén-táplálkozását.

3.7. Az algák A talaj életterét benépesítő mikroszervezetek egyik, számban elég jelentős csoportját alkotják az algák. Elsősorban a talaj legfelső szintjében találhatók, ahol a behatoló fénysugarak energiáját még ki tudják használni. Mint autotrof növények szén-dioxidot asszimilálnak, eközben oxigént termelnek, így a talaj jó szellőzöttségét segítik elő. A 10–20 cm-es talajrétegben még grammonként tízezres nagyságrendben találhatók, 100 cm mélységben számuk ritkán éri el az 1000/g értéket.

4. Állatok 4.1. Az egysejtűek Az egysejtűekre(Protozoa) vonatkozóan kevés szabadföldi információval rendelkezünk, részben azért, mert nehéz őket tanulmányozni, ui. nincs valódi sejtfaluk, és esetleges károsodásuk a sejtek szétpukkadását okozhatja, továbbá kicsik és alakjuk változó. Számuk legalább egy nagyságrenddel kevesebb, mint a baktériumoké. Művelt talajokban biomasszájuk közel azonos lehet a földigilisztákéval. Az egysejtűek nagy mennyiségben fogyasztják a baktériumokat és egyéb mikroorganizmusokat. A talaj élővilágában fontos szerepük, hogy segítenek a mikroszervezetek visszaszorításában. Ugyanakkor eléggé ellenállóak, képesek a talajokban előforduló különféle körülményeket túlélni.

4.2. Az amőbák A csupasz amőbák igen jól tudnak alkalmazkodni a talajkörülményekhez, mivel a felszínen történő csúszó mozgásuk képessé teszi őket arra, hogy a talajrészecskékből és a gyökerekből táplálkozzanak, állábaik révén pedig a talajrészecskék körül elhelyezkedő vékony nedvességfilmben tudnak mozogni.

4.3. A fonálférgek A fonálférgek (Nematoda) a talajban széleskörűen elterjedtek. Mikroszkopikus méreteik, csoportos eloszlásuk és a táplálkozási szokásaikban fennálló változatosság miatt nehéz a talajban játszott szerepüket vizsgálni. Fő szerepük a többi mikroorganizmussal történő táplálkozásuk, így a mikroorganizmusok számának korlátozása. A fonálférgeket táplálkozási szokásaik szerint osztályozzák. A mindenevő fonálférgek a legáltalánosabbak, ezek főleg lebomló szerves anyagokon élnek. A ragadozó fonálférgek baktériumokat, gombákat, algákat és más fonálférgeket falnak fel. A parazita fonálférgek a növényi gyökereket fertőzik meg. Jelenlétük látható bizonyítéka, hogy szembetűnő cisztákat képeznek a gyökereken. Ezek a fonálférgek olyan nagy számban vannak jelen, hogy szinte valamennyi szántóföldi növény és zöldségféle, valamint a fák meg vannak velük fertőzve. Ha sikerül a növényekbe bejutniuk, más kórokozók is könnyen bejutnak a nyomukban. A cukorrépa és a kukorica különösen fogékony a fonálféreg-fertőzésre.

4.4. A televényférgek

44 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Élőlények a talajban

A 30–40 mm hosszú, fehér, sárgás, illetve vöröses színű televényférgek (Enchytreidae) a földigilisztákéhoz hasonló tevékenységet végeznek. Rendkívül nagy a számuk, mintegy egy milliárd hektáronként. Járataikkal a talajt keresztül-kasul fúrják, lazítják, emellett a növényi maradványok bontásában is részt vesznek.

4.5. A földigiliszták A földigiliszták (Lumbricidae) a Föld legtöbb talajában megtalálhatók, a talajban lakó állatok egyik nagy csoportjának tagjai. Már Darwin felismerte a földigiliszták fontosságát a talajok termékenységének alakulásában. A talajban játszott főszerepük a növényi anyag felaprítása még azelőtt, hogy a mikroorganizmusok a lebontást elkezdenék. A giliszták mindenféle szerves anyagot elfogyasztanak, legjobban a lehullott faleveleket kedvelik. Ezeket a talajjal együtt fogyasztják el. A talajt részben azért is nyelik el, hogy utat vágjanak maguknak, másrészt, hogy eközben hozzájussanak a növényi táplálékhoz. A megemésztett táplálék a giliszta testéből kis golyócskák vagy kolbászkák alakjában távozik, ez az ürülék már egynemű anyag. Ezek a kis rögöcskék később sem esnek szét, hanem felhalmozódva a talajszerkezetet morzsalékossá teszik. Ugyanakkor az ürülék nitrogénben és részben lebontott szerves anyagokban is gazdag, ez a mikrobák fejlődését is elősegíti. A giliszták igen fontos tevékenysége, hogy a talajt összekeverik. Európában évente hektáronként mintegy 50 tonna talajt kevernek össze és szállítanak a felszínre. A gilisztajáratok javítják a talaj szellőzését, növelik vízelvezető képességét, és könnyítik a gyökerek mélyebb rétegekbe történő behatolását.

4.6. Az ízeltlábúak Az ízeltlábúak (Arthropoda) a talaj kialakulásához egyrészt azzal járulhatnak hozzá, hogy felaprítják a szerves anyagot, ill. táplálékként elpusztítják a mikroorganizmusokat, másrészt „művelik” a talajt. A mérsékelt égövi talaj legfontosabb ízeltlábú tagjai az atkák (Acari) és az ugróvillások (Collembola). A forró égöv alatt a termeszek (Isoptera) vannak talán a legnagyobb hatással a talajra. Több méter magas építményeket készítenek, melyek belseje likacsos, benne a levegő nagy felületen érintkezik a talajjal, oxidálva annak alkotórészeit. Az építmények talaja ezért általában megvörösödik. A termeszek a trópusi őserdőben a szerves anyagokat is lebontják: 1–2 év alatt még a legnagyobb kidőlt fa is teljesen eltűnik tevékenységük nyomán. Egyes talajokon nagyon fontos a hangyák (Formicidae) tevékenysége. Ezek a kis állatok nitrogéntartalmú anyagokat kevernek a talajba oly módon, hogy fészkeikben raktározzák azokat az állati eredetű anyagokat, amelyeket rablóhadjárataik során zsákmányoltak. Ezenkívül a hangyák járataikkal javítják a talaj szerkezetét, levegő- és vízáteresztő képességét, emellett nagy mennyiségű talajt szállítanak egyik helyről a másikra. Szárazabb vidékeken a föld alatt készítik el fészkeiket, alaposan összekeverik eközben a fel- és altalajt. Hegyi legelőkön a földigiliszták szerepét veszik át, mivel azok a köves talajt nem kedvelik. A hangyák tevékenysége nélkül a talajok sok helyütt jóval tömődöttebbek lennének.

4.7. A puhatestűek A puhatestűek (Mollusca) közül némely meztelen csiga pl. a Milax budapestiensis talajjal táplálkozik, s ez a tevékenysége, valamint az, hogy valamennyi csiga nyálkát termel a tovamászáshoz, hozzájárul a talajszerkezet alakulásához.

4.8. Rágcsálók és más nagy testű állatok a talajban Az ún. nagy testű állatok (nyulak, rókák, egerek, ürgék, pockok, borzok, vakondokok stb.) életük során nagy talajmennyiséget mozgatnak meg és kevernek össze, tevékenységük ezért a talaj műveléséhez hasonlítható. Amellett, hogy sok növényi anyagot dolgoznak be a talajba, járataikkal lazítják azt, javítják a szellőzését és vízgazdálkodását. E tekintetben a fejlettebb állatok közül a rágcsálók (Rodentia), (egerek, ürgék, hörcsögök) és főleg a vakondok tevékenysége fontos, mégpedig különösen a mezőség alatt képződő talajok, elsősorban a csernozjom talajok létrejöttében. Ezek az állatok igen gyorsan „dolgoznak”, naponta mintegy 10–20 m-nyi járatot képesek készíteni és belőle a talajt a felszínre szállítani. Alagútrendszerük kiterjedése 400–2000 m2 is lehet, s legtöbbször a talaj felszíne alatt 5–20 cm mélységben helyezkedik el. Ily módon keresztül-kasul fúrják a talajt. Ha egy ilyen talajban szelvényt ásunk, több esetben is metszeni fogjuk az ásóval ezeket a folyosókat és alvókamrákat, melyek belseje az alsóbb rétegekben a felülről származó sötétebb színű talajjal, a felső rétegekben pedig az altalaj sárga anyagával töltődött meg.

45 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Élőlények a talajban

5. A talajba kerülő szerves anyag lebontása, átalakítása A talajban lakó élőlények tevékenységének eredménye a szerves anyag lebomlása, átalakulása (5.1. ábra). A talajba kerülő növényi és állati maradványok első átalakításait a talajlakó állatok (ízeltlábúak, földigiliszták) végzik. A maradványok felaprózódnak, a felszínről a mélyebb rétegekbe jutnak, és összekeverednek az ásványi talajalkotórészekkel. Az állatok csak részben bontják le a szerves anyagokat, ürülékükben még bonyolult szerves vegyületek találhatók. A bontást a baktériumok, gombák és sugárgombák folytatják, hatásukra a nagy és bonyolult molekulák egyszerűbbekre és kisebbekre esnek szét. E bontási folyamatokban jutnak hozzá a mikroszervezetek az élettevékenységükhöz szükséges tápanyagokhoz, és ekkor tesznek szert a bomlási folyamatokban felszabaduló energiára is.

3.1. ábra - A talajélőlények a szervesanyag-lebontás folyamatában

A mikroszervezetek enzimek segítségével végzik a kémiai átalakításokat. Ezek az enzimek csak egyes vegyületcsoportok bontására alkalmasak, így vagy csak cellulózt, vagy csak keményítőt, vagy csak fehérjét képesek bontani. A talajba kerülő elhalt szerves anyag fő összetevői a lebontással szemben tanúsított növekvő ellenállás sorrendjében a következők: cukrok < keményítő < fehérje < nyersfehérje < hemicellulóz < cellulóz < zsírok < lignin. Az egyes növények maradványai különböző mennyiségeket tartalmaznak ezekből a szerves anyagokból, tehát különböző sebességgel bomlanak le: a fenyő tűlevelei lassabban (9–10 hónap alatt), a lágy szárú növények és a lombos fák levelei gyorsabban (8–9 hónap alatt). A szerves anyagok lebomlásában a lényeges mikrobiológiai folyamatok közül a szén- és nitrogénvegyületek átalakítása a legfontosabb. Ezeknek a szerves vegyületeknek a mineralizálása általában két módon mehet végbe, aerob és anaerob módon. Ha elegendő oxigén áll a lebontást végző mikroorganizmusok rendelkezésére; aerob folyamatok – korhadás – mennek végbe. Ilyenkor a legtöbb szerves vegyület előbb-utóbb szén-dioxidra és vízre, valamint tápelemekre bomlik. Ha azonban nincs elegendő oxigén a mikroorganizmusok számára, akkor anaerob folyamatok sorozata – rothadás – játszódik le, melynek során oxigénben szegény termékek – pl. metán, kénhidrogén, ammónia – képződnek. Az aerob és anaerob folyamatok egymásba is folyhatnak, sőt esetenként párhuzamosan is végbemehetnek. Az aerob mikroszervezetek a szabadföldi vízkapacitáshoz közelálló nedvességtartalom és jó levegőzöttség esetén a legaktívabbak, míg az anaerob mikroszervezeteknek a vízzel telített állapot kedvez leginkább. A legtöbb talaj-mikroorganizmus a szerves anyagok lebontásában szerepet játszó szaprofita szervezet, azonban az életműködésükhöz csak szervetlen anyagokat igénylő autotróf mikroorganizmusok is kiemelt jelentőséggel bírnak. Hőmérsékleti igényük alapján a talaj-mikroorganizmusok többsége közepes hőigényű, mezofil (hőmérsékleti minimum 10 °C, optimum 28–37 °C, maximum 45 °C) szervezet. Ezeknél kisebb a hidegkedvelő pszihrofil

46 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Élőlények a talajban

mikroorganizmusok (minimum 1 °C, optimum 6–15 °C, maximum 25 °C) aránya. Termofil – magas hőmérsékletet kedvelő – mikroorganizmusok (minimum 30 °C, optimum 50–65 °C, maximum 72 °C) a talajban ritkán fordulnak elő, jelenlétük elsősorban trágyákra jellemző. A talajban élő állatok egyedszáma és tömege fajlagosan ugyan jóval alacsonyabb, mint a mikroorganizmusoké, a szerves anyagok lebontásában, a humuszképzésben és a kedvező morzsás talajszerkezet kialakításában azonban fontos szerepe van a talaj faunájának. Bizonyosnak látszik, hogy a fauna elsősorban a nehezen, lassan bomló szerves anyagok feltárásában játszik fontos szerepet, míg a friss, alacsony C/N arányú szerves anyag lebontását a mikroorganizmusok az állatok segítsége nélkül is gyorsan el tudják végezni. A táplálékláncokban nem csupán az elsődleges fogyasztók, hanem a rájuk épülő egyéb populációk is jelentős hatást gyakorolhatnak az anyagforgalomra. A növényi maradványokat bontó baktériumokat az egysejtűek és a fonálférgek fogyasztják, ez utóbbiaknak pedig a ragadozó atkák az ellenségeik. Ha a ragadozókat kiiktatják a láncból, a bontás sebessége lassul, mert a fonálférgek elszaporodnak, és fogyasztásukkal jelentősen csökkenthetik a baktériumpopulációk nagyságát. Kísérletek eredményei azt mutatják, hogy a ragadozó talajatkák jelenléte hatékonyan korlátozza a fonálféreg-populációk növekedését. Ennek következtében csökken a fonálférgek baktériumfogyasztása és – egy kezdeti immobilizációs szakasz után – nő a nitrogénmineralizáció.

5.1. A szerves szénvegyületek lebontása A növényi maradványok főleg cellulózt, hemicellulózt, keményítőt, lignint és pektint tartalmaznak, míg az állati maradványok nitrogénmentes szerves szénvegyületei közül a legjelentősebbek közé a zsírvegyületek tartoznak. A különböző anyagfajtákat több lépésben – az aerob, illetve anaerob körülményektől függően –, meghatározott mikroszervezetek bontják le. A cellulóz lebontása. A cellulóz lebontásában baktériumok, sugárgombák és mikroszkopikus gombák vesznek részt. A bontást lényegében két enzim, a celluláz és a cellobiáz végzi. A leggyakoribb aerob cellulózbontó baktériumok a Pseudomonas, a Cellvibrio, a Cellfalcicula, a Cellulomonas és a Sporocytophaga fajok, míg az anaerob cellulózbontók legtöbbje a Clostridiumokhoz tartozik. A cellulóz biodegradációját a talaj kémhatása nagymértékben befolyásolja. Savanyú talajokban a cellulóz lebontásában elsősorban Aspergillus és Penicillium gombafajok játsszák a főszerepet, s csak utána következnek a sugárgombák és a baktériumok. Semleges kémhatású talajokban viszont a baktériumok, különösen a Cellvibrio fajok dominálnak. A hemicellulózok lebontása. A szénkörforgalom szempontjából a xilánnak van nagyobb jelentősége, mivel a gabonafélék szalmája 25–30%-ban is tartalmazza. Lebontásában elsősorban az alacsonyabb rendű penészgombák (Aspergillus, Penicillium,Rhizopus fajok), baktériumok és aktinomiceták vesznek részt. A pektin lebontása. Az anaerob pektinbontó baktériumok – Clostridium felsineum és Clostridium butyricum – főleg vajsavas erjedéssel bontják le a pektinanyagokat. Az anaerob pektinbontókon kívül sok aerob mikroorganizmus képes a pektin lebontására. A baktériumok közül a legjelentősebbek közé tartoznak a Bacillus subtilis, Bacillus mesentericus, Bacillusasteroporus fajok. A gombák közül az Aspergillus, a Penicillium, a Mucor és a Cladosporium genuszokba tartozó fajok képesek a pektinanyagok felhasználására. A lignin lebontása. A lignin biológiai lebontása általában lassabban történik, mint a cellulózé. A lignin biodegradációjában a mikroorganizmusok – Bacillusok, Actinomycesek és Streptomycesek – kisebb szerepet játszanak, mint a bazidiumos gombák. A zsírok lebontása. Degradációjukra főleg a Pseudomonas, az Achromobacter és a Flavobacterium valamint az Aspergillus, a Penicillium és az Oidium mikroszkopikus gombák képesek. A zsírok mikrobiológiai lebontását a lipáz enzim katalizálja.

5.2. A talaj-mikroszervezetek szerepe a nitrogén-körforgalomban 47 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Élőlények a talajban

A földi élet szerves anyagainak felépítésénél a szén mellett a nitrogénnek van kiemelt jelentősége. A növények közvetlenül sem a légköri nitrogént, sem a talajba jutó növényi és állati maradványokban, valamint hulladékokban és trágyákban levő nitrogént nem képesek asszimilálni. A talajba került szerves nitrogénvegyületeket a mikroorganizmusok mineralizálják, s a folyamat végén keletkező szervetlen nitrogénvegyületek már a növények számára felvehetők. A lebontás első fázisa a szervesen kötött nitrogén ammóniává való átalakítása (ammonifikáció), a második lépés az ammónia nitráttá történő oxidációja (nitrifikáció). A légköri nitrogén megkötésére csak néhány szervezet képes. Közülük a legjelentősebbek a cianobaktériumok, a szimbionta nitrogénkötő baktériumok (Rhizobium és Azospirillum fajok) és szabadon élő nitrogénkötő baktériumok (Azotobacter és Clostridium fajok).

5.2.1. Ammonifikáció A fehérjék ammonifikációja. A folyamatban részt vevő sokféle mikroorganizmus első lépcsőben extracelluláris enzimek segítségével peptonokká és peptidekké bontja a fehérjéket, amelyekből a felvételt követő intracelluláris reakciók révén aminosavak keletkeznek. A fehérjék aminosavakig történő lebontása aerob és anaerob körülmények között azonos úton történik. A talajmikroflóra jellegzetes fehérjebontó szervezetei közé tartoznak a bacillusok (B. subtilis, B. megaterium, B. cereus var. mycoides), a pseudomonasok (P. fluorescens, P. putida), a Proteus vulgaris, és a Clostridium fajok. A fehérjék lebontásában a baktériumok mellett fontos szerepet játszanak a Streptomycesek és a mikroszkopikus gombák. Az utóbbiak közül különösen a Trichoderma, az Aspergillus, a Penicillium, a Mucor és a Rhizopus fajok vesznek részt intenzíven a talajmikroflóra ammonifikációs folyamataiban. A kitin ammonifikációja. A kitin nagyon ellenálló vegyület, ennek ellenére számos mikroorganizmus képes a lebontására. A kitin mikrobiológiai lebontásában részt vevő leggyakoribb baktériumok a Bacillus chitinovorum, valamint az Achromobacter, a Flavobacterium és a Pseudomonas fajok. A kitint intenzíven bontják egyes Streptomyces fajok és néhány mikroszkopikus gomba (Aspergillus, Mucor, Trichoderma és Fusarium fajok) is. A karbamid ammonifikációja. A karbamid felhasználására a magasabb rendű növények nem képesek, ezért azt az urobaktériumoknak kell ammonifikálniuk. A legismertebb urobaktériumok közé tartoznak a Bacillus pasteurii, a Micrococcus ureae és a Sarcina ureae.

5.2.2. Nitrifikáció A nitritképző baktériumok az ammóniát több lépésben, bonyolult anyagcsereutakon keresztül oxidálják nitritté. Az ammónia nitritté oxidálásában a Nitrosomonas, Nitrosospira,Nitrosococcus és Nitrosolobus fajok vesznek részt. A nitrátképző baktériumok (Nitrobacter winogradskii és Nitrobacter agilis) a nitritet egy lépésben oxidálják nitráttá.

5.2.3. Denitrifikáció A denitrifikáción belül asszimilatív és disszimilatív nitrátredukció különíthető el. Az asszimilatív nitrátredukció során a mikroorganizmusok a felvett nitrátból testfehérjéiket és egyéb nitrogéntartalmú szerves anyagaikat építik fel. A disszimilatív nitrátredukciót végző mikroorganizmusok anaerob körülmények között a nitrátot hasznosítják terminális elektronakceptorként, s a reakciók során keletkező gáz alakú nitrogénszármazékok (N 2O, NO, N2) a légkörbe távoznak. A legjelentősebb denitrifikáló baktériumok közé a Pseudomonas (P.fluorescens, P. aeruginosa, P. stutzeri) a Xanthomonas, az Achromobacter és a Thiobacillus (T. denitrificans) genusok fajai tartoznak. Emellett még számos fakultatív anaerob Streptomyces, valamint az Aspergillus és a Penicillium képes kisebb-nagyobb mértékű denitrifikációra.

48 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Élőlények a talajban

6. A talajélőlények kártételei A talajlakó állatok tevékenységének nemcsak kedvező, de néha az ember számára kellemetlen hatásai is vannak. Közismert egyes rágcsálók (hörcsög, egerek), valamint a vakondok növénytermesztés eredményességét zavaró jelenléte. A meztelencsigák néhány területén a Földnek rettegett kártevői a zöldségnövényeknek. A hangyák levéltetveket visznek át egyik növényről a másikra. A legtöbb növény gyökérzetét pedig a fonálférgek támadják meg. A leggyakoribb károkozók azonban a talaj mikroszkopikus élőlényei. A hervadásos megbetegedést, a gyökérrothadást és a káposzta gyökérgolyva-megbetegedését egyaránt gombafertőzés okozza. Ugyancsak gyakori legyengült növényeknél a talajeredetű Fusarim okozta fertőzés. Anyagcserezavart okozó toxint termelnek, amelyek a takarmányba és élelmiszerbe is belekerülhetnek. Hagyományos védekezés a talajfertőzések ellen a vetésváltás és a helyes talajművelés. A talaj-pH szabályozásával egyes betegségek terjedését megakadályozhatjuk, például 5,2 pH alatt nem lép fel burgonyavarasodás, amit a Streptomyces scabies okoz, illetve 7,0 pH fölött nem támadja meg a káposztát a gyökérgolyva gombabetegség. Nedves és hideg talajokban könnyen bekövetkezik a csírarothadás és a palántadőlés. A megfelelő vízelvezetés és a bakhátas művelés segít a betegség terjedésének megakadályozásában. A növényekre, állatokra és emberekre káros vírusok széles skáláját lehet a talajokban megtalálni. Ezek közül némelyek gyakran több éven át életképesek. A vírusokat a talajokban vissza lehet szorítani, ha a gazdaszervezeteket (fonálférgeket, gombákat, fertőzött gyökereket) eltávolítjuk. Az emberre nézve veszélyes vírusok gyakran a szennyvíztisztító telepekről kikerülő iszappal vagy vízzel kerülnek a talajba. Ezek a szokásos szennyvíziszap-kezelő módszerekkel sohasem távolíthatók el vagy inaktiválhatók tökéletesen. Higiénés szempontból rendkívül fontos, hogy a kórokozó mikroorganizmusok – hoszszabb, rövidebb idő alatt – elpusztulnak a talajban. Ennek oka, hogy a talaj nem nyújt a kórokozó mikroorganizmusok számára optimális életfeltételeket. A hőmérséklet alacsony, a nedvességtartalom kicsi, nincs megfelelő tápanyagmennyiség, ugyanakkor érvényesül a talajbaktériumok antagonista hatása, valamint a fághatás. A bélférgek és az egysejtűek, valamint azok cisztái hasonló folyamatokban semmisülnek meg. A mikroorganizmusokat gátló antibiotikumokat főleg sugárgombák és mikroszkopikus gombák termelik. A humán gyógyászatban felhasznált antibiotikumokat termelő mikroorganizmus-törzseket főleg talajból izolálták. A növények fejlődését gátló fitotoxikus anyagok többségét is mikroszkopikus gombák, kisebb hányadát baktériumok szintetizálják.

49 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

6. fejezet - A talaj szerves anyagai A talajban található szerves anyagokat tágabb értelemben a következő nagy csoportokba sorolhatjuk: •  a talaj élőlényei és a talajon élő növények gyökérzete, •  az elhalt növényi és állati maradványok, •  a maradványok bomlása során felszabadult, illetve újraképződött szerves vegyületek. A szerves anyag utánpótlásának fő forrását a növényi maradványok jelentik, az elpusztult állati szervezetek – jóval kisebb össztömegük miatt – csak másodlagos szerepet játszanak. A friss növényi maradványokban a szerves anyag mennyisége (a nedvességtartalomtól és a hamualkotó részek arányától függően) általában kevesebb 50 tömegszázaléknál. A leggyakoribb szerves vegyületek: 1. a szénhidrátok (cellulóz, hemicellulóz, keményítő egyszerű szénhidrátok); 2. a fehérjék, peptidek; 3. a lignin (elsősorban a fás növényi részekben, a kukoricaszárban és a gabonaszárban van nagyobb mennyiségben); 4. a zsírok, viaszok, gyanták.

1. A növényi maradványok átalakulása A szerves maradványok átalakulása bonyolult lebontó és építő (szintetizáló) mikrobiális folyamatok s a kapcsolódó biokémiai reakciók következménye. Lebontás. Lebontásnál a nagy molekulájú vegyületeket a mikroorganizmusok kisebb egységekre szabdalják, illetve CO2-dá és vízzé alakítják át. Ennek során három, egymással összefüggő s gyakran egyidejűleg zajló folyamatsorozatot (fázist) lehet megkülönböztetni. 1. Az első (biokémiai) fázis közvetlenül a szövetek elhalása után kezdődik. Ebben a legfontosabb kémiai folyamatok: a hidrolízis és az oxidáció. Következményei: a polimermolekulák részbeni széttöredezése (a keményítőből egyszerűbb cukrok, a fehérjékből peptidek és aminosavak, a ligninből gyűrűs szerkezeti egységek – kinonok, fenolok – szabadulnak fel), s a gyűrűs vegyületek (pl. a fenolok) egy része oxidálódik. 2. Mechanikai aprítás: a makro- és mezofauna tevékenysége. 3. A szerves anyagok enzimes lebontása egyszerű vegyületekre. A heterotróf mikroflóra és mikrofauna a szerves vegyületeket energiaforrásként használja, s a vegyületek egy részét teljesen lebontja, más részét pedig kisebbnagyobb mértékben módosítja. A legegyszerűbb végtermékek: jól szellőzött talajokban a CO2, H2O, NO–3, NH+4, H2PO–4, SO42–, Ca2+, Mg2+ s a szabaddá vált mikrotápanyagok; anaerob körülmények között pedig CH4 (metán), NH+4, különböző aminok, egyszerű szerves savak (pl. ecetsav, vajsav), toxikus gázok, pl. H2S, etilén (H2C = CH2) képződnek. A szerves kötésben levő elemek felszabadulását, (ásványosodásnak) nevezzük.

ásványi formákká alakulását,

mineralizációnak

Humifikáció. A legfontosabb szintetizáló reakciók összessége. A könnyen bontható szerves anyagok, optimális feltételek között, gyorsan mineralizálódnak. A nehezen bontható vegyületek jelentős része pedig polimerizálódva és N-tartalmú anyagokkal összekapcsolódva, nagy molekulájú, sötét színű, viszonylag stabil új vegyületekké, humuszanyagokká alakul. A lebomlás és a humifikáció kapcsolatát a 6.1. ábra mutatja be. Az ábrából látható, hogy a humuszanyagok képződésében a növényi maradványok valamennyi fontos vegyületcsoportjának (szénhidrátok, fehérjék, ligninek, viaszok-gyanták) szerepe van, másrészt kitűnik, hogy a mineralizáció a humusz egy részét is érinti. Ha a körülmények (a talaj levegőzöttsége, a vegetáció stb.) nem változnak, az évente elbomló humusz mennyisége közel ugyanannyi, mint a képződő új humusz, vagyis egy-egy talajban a humusztartalom közel állandó. Mérsékelt égövben évente átlagosan 3%-a újul meg a humuszkészletnek, a változás azonban csak a könnyebben bomló hányadot érinti, a stabil humuszanyagok évszázadokig is megmaradnak.

6.1. ábra - A mineralizáció és a humifikáció közötti összefüggések vázlata 50 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj szerves anyagai

A bomlás és átalakulás sebessége. A szerves anyagok bomlásának mértéke és a bomlás sebessége függ: • a szerves maradványok kémiai összetételétől (bomlással szembeni ellenálló képességétől) • a talaj hőmérsékletétől, vízellátottságától, levegőellátottságától • a közeg pH-jától. Ezek szerepét az alábbiakban foglajuk össze. A szerves maradványok összetétele. Mivel a bontáshoz a mikrobáknak megfelelő mennyiségű, hasznosítható Nre is szükségük van, szoros összefüggés található a szerves anyagok bonthatósága és C/N aránya között. A nagy N-tartalmú, de alacsony C-tartalmú maradványok gyorsan bomlanak. A kis N-tartalom, ill. a N-hiány viszont erősen korlátozza a lebontást. A gyorsan bontható növényi maradványokban a C/N arány kisebb, mint 30:1 (pl. lucerna, lóhere), a lassan bomló maradványokban (pl. búzaszalma, rozsszalma) pedig nagyobb, mint 80:1. A növények C:N aránya azonban nemcsak a fajtól, hanem a fejlettségi állapottól függően is széles határok között változik (6.2. ábra).

6.2. ábra - Különböző C/N arányú növényi maradványok bomlásának üteme (a) és a C/N arány változása az érés/fejlődés folyamán (b)

51 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj szerves anyagai

A körülmények hatása a szerves anyagok bontására. A mikrobiális aktivitás hőmérsékletfüggő. A bontásban résztvevő mikroszervezetek – néhány kivételtől eltekintve – 25 és 40 °C közötti hőmérsékleten a leghatékonyabbak. A bontás sebessége 25 °C alatt a hőmérséklet csökkenésével fokozatosan kisebb lesz. Bár a mikrobák vízszükséglete kicsi, működésük csak a megfelelően nedves talajban lehet zavartalan. A túlzott nedvesség visszaszorítja az aerob folyamatokat, de az extrém száraz környezetben is csökken a mikrobiális bontás. A legtöbb mikroba 6–8 pH-tartományban szaporodik a legjobban, mind az erősen savanyú, mind az erősen lúgos közeg csökkenti a biológiai funkciókat. A mineralizáció és a humifikáció következtében tehát a talaj szerves anyagai állandó dinamikus változásban vannak. Az aerob körülmények a mineralizációnak, az anaerob viszonyok pedig a szerves anyag felhalmozódásának biztosítanak kedvező feltételeket. A talajba kerülő növényi maradványok szerves C-tartalmának (a lebontó, átalakító és a szintetizáló folyamatok által megszabott) %-os megoszlását – átlagos körülmények között – a 6.3. ábra érzékelteti. Eszerint a szerves Ctartalom túlnyomó része (mintegy 2/3-a) CO2-dá oxidálódik és visszakerül a levegőbe, s csak közel 1/3-a marad a talajban, elsősorban humuszanyagok formájában, kisebb részben pedig a mikroorganizmusok szervezetébe beépülve.

6.3. ábra - A talajba került szerves maradványok C-tartalmának sorsa az átalakulás során

52 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj szerves anyagai

2. A humuszanyagok csoportosítása Első megközelítésben humusznak tekintjük a szerves maradványok többé-kevésbé átalakult részét. Ezen belül két nagy csoportot: •  a maradványokból felszabadult, de nem humifikálódott szerves vegyületeket (nem valódi humuszanyagok) és •  a valódi humuszt lehet megkülönböztetni.

2.1. Nem valódi humuszanyagok a) Fehérjék, peptidek, aminosavak. b) Szénhidrátok (keményítő, cellulóz, hemicellulóz, pektin; kitin; oldható cukrok, aminocukrok). c) Szerves savak (hangyasav, ecetsav, csersavak stb.). d) Lignin. e) Zsírok, viaszok, gyanták.

53 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj szerves anyagai

A lignin a legnehezebben bontható komponens. Fenilpropánvázas vegyület, melynek szerkezete, felépítése részleteiben még nem tisztázott. Különböző fenilpropán-származékok polimerje. A fenilpropán és két fenilpropán-származék képlete a 6.4. ábrán látható.

6.4. ábra - Dehidro-dikoniferol-alkohol

A ligninben a fenilpropán-származékok egymáshoz kapcsolódása hasonló, mint a koniferil-alkohol dimerizációjával keletkező dehidro-dikoniferil-alkohol esetén (6.5. ábra), s igen bonyolult szerkezetű molekulák alakulnak ki.

6.5. ábra - A talajba került szerves maradványok C-tartalmának sorsa az átalakulás során

2.2. Valódi humuszanyagok A valódi humuszanyagok bonyolult szerkezetű, savkarakterű polimerek. Egymástól eltérő viselkedésű frakciókból (fulvosav, huminsav és humin frakciókból) állnak. A humuszfrakciók elválasztása. A humuszfrakciók elválasztásának klasszikus módszere a következő. A talaj híg (0,5%-os) NaOH-os kezelésével – hosszabb ideig tartó állás és rázatás vagy keverés után – sötét színű szűrletet kapunk. Ha ezt a lúgos szűrletet sósavval (vagy kénsavval) megsavanyítjuk (pH: 2), sötét színű csapadék válik ki, amely újabb szűréssel vagy centrifugálással elválasztható a világosabb színű oldattól. A savas közegben is oldatban maradó humuszfrakciót fulvosavaknak, a savval kicsapható hányadot pedig huminsavaknak hívjuk. A csapadék (a huminsavak) egy része azonban meleg alkoholban feloldódik. Az alkohollal kioldható frakció a himatomelánsavakat tartalmazza, de az alkoholban oldhatatlan csapadék sem egységes, hanem – Springer szerint – ez is két szervesanyag-csoportot tartalmaz. Ezek: a barna huminsavak és a

54 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj szerves anyagai

szürke huminsavak. (Ha a himatomelánsavak kioldása után visszamaradt csapadékot 5%-os NaOH-dal feloldjuk, elektrolitoldat hatására a szürke huminsavak kicsapódnak, a barna huminsavak nem.) A híg lúg azonban nem az összes humuszt, hanem annak csak egy részét oldja ki a talajból. Forró lúggal és/vagy HF-os kezeléssel, még ezután is lehet oldatba vinni szerves anyagokat. Ezt a nehezen oldható humuszcsoportot huminnak nevezzük (6.6. ábra). Amint az elnevezésekből is kitűnik, a kapott frakciók sem homogén összetételűek, hanem mindegyikben több – hasonló szerkezetű és tulajdonságú – vegyület van.

6.6. ábra - A híg lúggal kevert talajból kioldódó humuszfrakciók

55 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj szerves anyagai

Tyurin és Kononova szerint a huminsavak és a fulvosavak felépítése hasonló, az alapvető különbséget közöttük elsősorban a molekulák nagysága (polimerizáltsági, kondenzáltsági foka) és a szerkezet bonyolultsága jelenti, azaz a fulvosavak jóval egyszerűbb felépítésűek a huminsavaknál. Mivel a humuszanyagok különböző komponensei nem egyforma erővel kötődnek a talaj ásványi részéhez, ezért híg lúgos kezelésekor azoknak csupán egy része oldódik fel. Az ún. szakaszos extrakcióval, a különböző mértékben kötött humuszanyagokat több lépésben, fokozatosan lehet kivonni a talajból. Az oldószer minden esetben 0,5%-os NaOH, a talaj előkezelése azonban lépésenként változó. A módszerrel a következő négy humuszcsoportot lehet elkülöníteni: 1. Szabad humuszanyagok. Híg lúggal közvetlenül – előkezelés nélkül – extrahálhatók. Ide tartozik a CaCO3hoz, agyagásványokhoz, a Fe- és Al-vegyületekhez nem kapcsolódó humuszfrakció. 2. Gyengén kötött humuszanyagok. (A Ca2+ által koagulált, valamint az agyagásványokhoz és a Fe2O3-hoz, Al2O3-hoz lazán kötött humusz.) Az előzőleg híg lúggal kezelt talajt, 2%-os HCl-dal mésztelenítjük, a CaCO3-ot elbontjuk, majd a szerves anyagot 0,5%-os NaOH újabb részletével kioldjuk. 3. Nehezen kioldható humuszfrakció. A Fe- és Al-hidroxidokhoz (oxidokhoz) erősen kötött szerves anyagok, melyeket csak erős ásványi savval végzett hidrolízis után lehet a talajból kinyerni. Váltakozó kénsavas és lúgos kezelést alkalmazunk mindaddig, míg a humusz kioldása meg nem szűnik, a kivonat színtelen nem lesz. 4. Az előbbi kezeléssel nem mobilizálható rész. A fentiek szerint kapott humuszcsoportokat tovább lehet frakcionálni fulvosavakra és huminsavakra, a 6.6. ábrában közöltek szerint.

3. A huminsavak szerkezete és tulajdonságai 3.1. A huminsavak szerkezete A humuszanyagok pontos kémiai szerkezetét a mai napig sem sikerült felderíteni. Ennek egyik alapvető oka az, hogy a humusz igen változatos méretű és különböző szerkezetű molekulákból, összetett anyagcsoportokból áll. További nehézséget jelent az, hogy a humuszanyagok a külső behatásokra igen érzékenyek, s így a lúgos kioldás, illetve az egyes frakciók különválasztására alkalmazott eljárások legtöbbször kisebb-nagyobb szerkezetváltozást okoznak a vegyületek molekulájában. Az említett problémák ellenére azonban több olyan jelentős eredmény született, amelyek alapján a humuszanyagok kémiai felépítésével kapcsolatban lehetőség nyílt bizonyos elvek, elképzelések kialakítására. Ezeket a következőképpen lehet összefoglalni. 1. A humuszsavak gyűrűs szerkezetű építőköveket tartalmazó, nagy molekulájú vegyületek. 2. A huminsav-molekula vázát egymáshoz kapcsolódott aromás gyűrűk alkotják, melyek izociklikusak vagy heterociklikusak. Pl.:

Kiemelkedően fontosak a polifenol és a kinon típusú (kinoid struktúrájú) alkotórészek. 3. A molekulaváz aromás gyűrűi részint közvetlenül kapcsolódhatnak egymáshoz, részint pedig hídkötésekkel. A hídként szereplő fontosabb csoportok: –O–; –NH–; =N–; ≡C–C≡; –S–. 4. A vázhoz jellemző vegyületek (oldalláncok) kötődnek, melyek főként szénhidrátszerűek, peptid vagy aminosav jellegűek.

56 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj szerves anyagai

5. A huminsavak tulajdonságait jelentősen befolyásoló csoportok (reaktív csoportok) mind a vázon, mind az oldalláncokon előfordulnak. Ezek közül: • a –COOH (karboxil), a fenolos-OH, az alkoholos-OH és a =C=O (karbonil) csoportok savas jellegűek; • az =NH (imino) és az –NH2(amino) csoportok pedig a bázikusak. (A bázikus csoportok teszik lehetővé, hogy a humuszsavakban bizonyos körülmények között, savas közegben pozitív töltésű helyek is kialakuljanak, s az anionok elektrosztatikus megkötése is lehetővé váljék.) 6. A huminsavfrakcióban kimutatott fontosabb elemi alkotórészek a: C, H, O, N. (A szén mennyisége átlagosan 56–58%, a N pedig mintegy 4–6%-ot tesz ki.) Kisebb mennyiségben P-t és S-t tartalmaznak. 7. Nitrogén a humuszban három fő kötési formában fordul elő: a) mag-N (a heterociklikus gyűrűk heteroatomjaként), b) híd-N, c) a reaktív csoportokban lévő nitrogén, mely elsősorban –NH2 (aminogyök) formájában van jelen. A mikroszervezetek ezt a N-formát képesek legkönnyebben lehasítani. A legerősebben kötött a mag-N. A huminsav-molekula egy részletét szemléletesen mutatja a Stevenson által közölt szerkezeti modell (6.7. ábra).

3.2. A funkciós csoportok reakciói A reaktív csoportok meghatározó szerepet játszanak, egyrészt a humuszsav-monomerek polimerizációs és kondenzációs reakcióiban, másrészt előidézik az oldat kationjai és a humuszsavak közötti kölcsönhatásokat. A humuszsavak általi kationmegkötés alapvetően kétféle mechanizmus szerint történhet. 1. Elektrosztatikai vonzás. A savas karakterű reaktív csoportok kisebb-nagyobb hányada (a közeg pH-jától függően) deprotonált állapotban van, s a megjelent negatív töltések vonzó hatása biztosítja a pozitív töltésű hidratált kationok adszorpcióját:

Az így kötött kationokat az oldatban levő más kationok ki tudják szorítani a töltéshelyekről (kicserélhető kationok). A humusz kationmegkötő képessége nagy, ezért nagymértékben növeli a talajok kationcserekapacitását. 2. Fémkelátok képződése. Mivel a humuszsavak nagy számban tartalmaznak komplex kötést létrehozó (karboxil, fenolos-OH, –NH2 stb.) csoportokat, a fontosabb 2 és 3 vegyértékű fémionokkal különböző stabilitású kelátkomplexeket (kelátokat) képeznek. A Ca- és a Fe(III)-ionok (–COOH és fenolos-OH csoportok általi) megkötésének reakciósémáját a 6.8. ábrán közöljük. Ebből is kitűnik, hogy a kelátokban (a fémion és a komplexképző szerves ligandum között kialakult donor-akceptor kötés miatt) a megkötött ion a hidrátburkát részben vagy teljesen elveszti, s a komplexált kationok nem kicserélhetők.

6.8. ábra - Egyszerűbb Ca2+- és Fe3+-komplexek

57 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj szerves anyagai

A különböző fémionok fulvosav- és huminsavkomplexének stabilitási sorrendje legtöbbször a következő: Hg2+ > Fe3+ > Al3+ > Cu2+ > Pb2+ > Fe2+ > Ni2+ > Cd2+ > Zn2+ > Mn2+ > Ca2+ > Mg2+. A stabilitási sorrend a közeg pH-jának lényeges változása esetén módosulhat. A fulvosavakkal s a kis molekulatömegű szerves savakkal létrejött fémkomplexek vízben oldódnak, a huminsavak és a huminanyagok komplexei azonban nem. A vízoldható komplexek képződése növeli a fémionok oldatba jutását és oldatban maradását (mobilitását), a szilárd fázis általi komplexálás viszont a helyben maradásukat segíti elő. A vízben oldódó Al-komplexek a podzolosodás folyamatában, az oldható Cu-, Zn-, Fe-kelátok a növénytáplálásban, a toxikus nehézfémek (Pb, Cd, Hg stb.) oldható komplexei pedig a szennyező anyagok szétterjedésében játszanak kiemelkedő szerepet. 3. A protonált (nem disszociált) reaktív csoportok képesek H-hídkötések kialakításá-ra is.

3.3. A valódi humuszanyagok tulajdonságai a) A fulvosavak viszonylag kis molekulájú, sav jellegű, világos sárga vagy vörösessárga színű vegyületek. Mind a szabad savak, mind a sóik (a fulvátok) és fémkomplexeik vízben, savakban és lúgokban jól oldódnak. Ebből adódóan a vas- és alumíniumionok talajban történő mozgásában jelentős szerepük van. A humuszanyagok közül a fulvosavak savi karaktere a legerősebb. Redukáló hatású, könnyen oxidálódó anyagok. Legnagyobb mennyiségben savanyú, gyenge biológiai aktivitású talajokban képződnek. b) A huminsavak sötétebb színű, nagyobb molekulatömegű vegyületek, mint a fulvosavak. Komplexképzésre hajlamosak. Savas jellegük nem annyira kifejezett, mint a fulvosavaké. Sóik a humátok. A különböző fémekkel (Na-, K-, Ca-, Mg-, Fe-, Al-mal) alkotott sók vízben való oldhatósága különböző. Csak Na- és K-sóik oldódnak jól vízben, a Ca-, Mg-, Fe- és Al-humátok nem. Ez különösen fontos a vízálló talajszerkezet kialakulásánál. A huminsavak csoportjába tartozó frakciók közül a himatomelánsavak a legkisebb molekulatömegű és polimerizációs fokú anyagok. Sárgásbarna vagy barna színűek. A nagyobb molekulájú huminsavak átmeneti képződményeinek tekinthetők. A barna huminsavak sötétbarna színű, a himatomelánsavaknál nagyobb molekulatömegű vegyületek. Minden talajban előfordulnak, de nagyobb mennyiségben csak az időszakosan túlnedvesedő és kationszegény talajokban (pl. barna erdőtalajokban, savanyú réti talajokban) keletkeznek. A szürke huminsavak lúgos oldata szürkésfekete. A huminsavak legnagyobb kondenzációs és polimerizációs fokú képviselői. Kevésbé oxidálhatók, mint a barna huminsavfrakció, így azoknál kémiailag stabilabb vegyületek. A nagy molekulatömeg miatt könnyen kisózható (sókkal könnyen kicsapható) elektrolitérzékeny anyagok. Az ásványi alkotórészekkel szorosabb kapcsolatra lépnek, mint a többi humuszsav. A kationokban, s különösen a Ca-ban gazdag talajok (pl. a csernozjom talajok) humuszának tipikus huminsav-komponensei.

58 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj szerves anyagai

A humuszsavak néhány jellemzőjét a 6.1. táblázatban összesítettük.

6.1. táblázat - A fulvosavak, a huminsavak és a huminanyagok néhány jellemzője Fulvosavak

Huminsavak

Huminanyago k

Molekulatömeg

~ 2000

5000–100 000

~ 300 000

C%

40–50

55–60

55–60

N%

<4

~4

>4

O%

45–48

33–36

32–34

*Összaciditás, mgeé/100 g

900–1400

600–850

500–600

*–COOH mgeé/100 g

600–900

200–500

300–400

Jellemző

— csökkenő →

Savas karakter Szín

— sárgásbarna —— sötétbarna, ill. szürkésfekete →

Kapcsolódás az ásványi részhez

— erősödik →

* mgeé/100 g = cmol (+)/kg–1 (lásd: 7. fejezet) Az ismertetett humuszcsoportok mindegyike megtalálható a különböző talajokban, azonban mennyiségük és egymáshoz viszonyított arányuk – a talajban lejátszódó folyamatoktól és a kiindulási szerves anyagok minőségétől függően – más és más. Az elmondottakat összegezve megállapítható, hogy: 1. A fulvosavaktól a szürke huminsavakig fokozatosan és jelentősen növekszik: • a humuszanyagok kondenzációsés polimerizációs foka, ill. molekulatömege, • N-tartalma. Ezzel együtt a szín fokozatosan mélyül. 2. Ugyanebben a sorrendben csökken: • a vegyületcsoportok savas jellege, • oldhatósága, • oxidálhatósága. A humin a legkevésbé ismert humuszfajta, melyre nagyfokú oldhatatlanság (stabilitás) jellemző. Igen erősen kötődik a talaj ásványi részeihez.

4. A humusz szerepe a talajban A talajok természetes termékenysége (víz- és tápanyag-szolgáltató képessége) nagymértékben függ a talajképződés körülményeitől. A legtermékenyebb talajok közös sajátsága a Ca-mal telített, jó minőségű humusz (Ca-humátok), valamint az ezzel együttjáró morzsás, porózus szerkezet és a megfelelő tápanyag-ellátottság.

59 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj szerves anyagai

A humuszanyagok – viszonylag kis mennyiségük ellenére – döntő szerepet játszanak: • a talajok szerkezetének kialakításában, • a talaj tápanyaggazdálkodásának, • a hő- és vízgazdálkodásának szabályozásában.

4.1. A humusz hatása a talaj szerkezetére Mivel a huminsavak kétvegyértékű fémionokkal alkotott sói vízben nem oldódnak, a Ca-humátok által összeragasztott aggregátumok vízállóak és porózusak. (A ragasztóanyag víz hatására csak duzzad, de nem oldódik). Emellett a szerves maradványokat bontó mikroorganizmusok nyálkaanyagainak és egyes bomlástermékeknek is jelentős szerkezetstabilizáló hatásuk van. A huminsavak Fe- és Al-oxidokkal/hidroxidokkal társulva – agyagásványok jelenlétében – szintén tartós szerkezeti elemek kialakulásához vezetnek. Ezek a szerkezeti egységek azonban nem hoznak létre jó talajszerkezetet, mert nem eléggé porózusak, belső pórusrendszerük nincs. Igen jelentős szerkezetkialakító tényező a szerves és az ásványi kolloidok összekapcsolódásával létrejött agyaghumusz komplexum mennyisége és minősége. Az agyag-huminsav komplexum felépítési elvét 6.9. ábra szemlélteti. A humusz tehát a stabil, porózus szerkezet biztosításával kedvezőbbé teszi a talaj vízgazdálkodását, csökkenti tömörödési hajlamát, és fékezi a felület elporosodását.

6.9. ábra - A szerves-ásványi komplexum felépítésének sémája: a kapcsolódási pontok, a szerves S és P, valamint a komplexált fémionok feltüntetésével

60 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj szerves anyagai

4.2. A humuszanyagok szerepe a talaj tápanyaggazdálkodásában Ilyen szempontból a humusz tápanyag-szolgáltató és tápanyagmegőrző szerepét kell kiemelni. a) A humusz mint tápanyagforrás. A humusz elsősorban N-forrásként jelentős. A talajok N-készletének mintegy 96–97%-a a szerves anyagokban található. A növények számára felvehető ásványi-N-formák (az NH+4és a NO–3-ionok) a szerves anyagok NH2-csoportjának mikrobiális lehasításával, majd a szerves aminok NH+ 4 ionná és NO–3-tá alakításával jönnek létre. Az erősebben kötött szerves N-formák (a mag-N és a híd-N) mint a talaj N-tartalékai játszanak szerepet, mert csak a humuszanyagok nagymértékű mineralizációja esetén válnak szabaddá. A talaj szerves anyagaiban kötött foszfor és kén is lassú feltáródási folyamat révén mineralizálódik s válik a növények számára felvehetővé. b) A humusz tápanyagmegőrző szerepe. Kiemelkedő jelentősége van a humusznak a tápanyagok megőrzésében és felvehetőségének szabályozásában is. Adszorbeálóképességük folytán a huminsavak képesek megkötni a különböző tápanyagokat, döntő szerepük van a Ca, a P, a Mg, a S, a Cu, a Zn stb. megőrzésében. A legfontosabb mikroelemek (Cu, Mo, Mn, Zn) nagyrészt a szerves anyagokhoz kötve, kicserélhető ionokként és kelátok formájában találhatók a talajban. Schnitzer több kationra vizsgálta a fém–fulvosav komplexek stabilitási állandóit (Kst). Szerinte: pH = 5,0-nél a különböző fémkomplexek stabilitási sorrendje az alábbi: Cu2+ > Fe3+ > Mn2+ > Ca2+ > Zn2+ > Mg2+. Az adatokból látható, hogy nemcsak a mikroelemek, hanem a Ca2+ is viszonylag stabil komplex kötésbe kerülhet, ami nagymértékben elősegíti a talajok Ca-készletének megőrzését és a talajszerkezet létrejöttét. A komplexek stabilitása a pH emelkedésekor nő. Ez azonban a különböző fémeknél nem egyforma mértékben történik, ezért a közölt relatív sorrend is változhat a közeg kémhatásának függvényében. A toxikus nehézfémek (Pb, Cd, Hg) megkötésével a talaj ásványi részéhez kapcsolódó humusz a környezeti ártalmakat is jelentősen mérsékli. A talajok toxikus elemekkel szembeni viselkedése tehát szorosan összefügg a humuszanyagok mennyiségével és minőségével. A makrotápanyagok közül a humusz elsősorban a foszfor növény általi felvehetőségére van kedvező hatással. Blokkolja a talaj ásványi részeinek azokat a helyeit, ahol a foszfátionok erősen lekötődnének, így csökkenti a foszfor inaktiválódását (humáthatás).

4.3. A humusz hatása a talaj hő- és vízgazdálkodására A humuszanyagok vízfelvétele többszörösen meghaladja az agyagásványok vízmegkötését. Ezért a humusztartalom a talaj víztartó képességét nemcsak közvetve (a szerkezetkialakító szerepe révén), hanem közvetlenül is nagymértékben befolyásolja. A szerves anyagok módosítják a talajok hőgazdálkodását is. A humuszban gazdagabb felső rétegek (humuszos szintek) sötétebb színűek, a Nap sugarait jobban elnyelik, s elősegítik a talaj felmelegedését. Ugyanakkor a nagy szervesanyag-tartalmú talajok hőkisugárzása, hővesztése gyors, ezért a láptalajok tavaszi átfagyásának veszélye nagyobb, mint az ásványi talajoké. Az említett víz- és hőgazdálkodási tulajdonságok ellentétesen hatnak. Bár a nagyobb szervesanyag-tartalom sötétebb színnel és nagyobb hőelnyelő képességgel jár együtt, növeli azonban a talaj víztartó képességét is, ami – a víz tudvalévően nagy hőkapacitása miatt – nagymértékben csökkenti a hőmérséklet ingadozását. A két tényező közül a humusznak a talaj vízgazdálkodására gyakorolt hatása a jelentősebb.

4.4. A humuszanyagok sav/bázis pufferoló hatása A humuszsavak nagyhatású pufferanyagok. Bizonyos határig képesek a talajba került és a talajban képződő savak/bázisok hatását közömbösíteni, s a gyors pH-változásokat megakadályozni. 61 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj szerves anyagai

A H+-többletet a humuszsavak deprotonált reaktív csoportjai kötik meg: –COO– + H+ ↔ –COOH, a lúgokból (bázisokból) felszabadult OH-ionokat pedig a felületről ledisszociált H-ionok közömbösítik, víz képződése közben: –COOH + OH– ↔ –COO– + H2O. A fentiekből következik, hogy lúgos közegben a gyenge sav típusú reaktív csoportok nagy része deprotonált állapotban van (nagy a humusz H+-lekötő képessége), savanyú talajokban pedig ezek túlnyomó többsége protonált (ezért a humuszsavak bázissemlegesítő kapacitása nő meg). Egységnyi tömegű anyagra vonatkoztatva a humuszsavak pH-pufferoló képessége sokkal nagyobb, mint a talajásványoké.

5. A talaj összhumusztartalmának mérése és a humusz minősége 5.1. Az összhumusztartalom mérésének elve A szokásos laboratóriumi vizsgálatokkal nem kizárólag a valódi humuszanyagokat, hanem a talaj összes elbomlott szervesanyag-tartalmát határozzuk meg. (Kivéve a szemmel is jól felismerhető, el nem bomlott szerves maradványokat, amelyeket a vizsgálat megkezdése előtt eltávolítunk a mintából.) A szerves anyagok mennyiségének meghatározása a szerves vegyületek könnyű oxidálhatóságán alapul. Az oxidációhoz elfogyott oxidálószer mennyiségéből kiszámítjuk a szerves kötésű C-tartalmat, s ebből következtetünk a humusztartalomra. Mivel a talaj szerves anyagainak C-tartalmát átlagosan 58%-nak vesszük, a mért szerves C-t 100/58 = 1,72-vel szorozva, megkapjuk az összszervesanyag-tartalmat tömeg %-ban. Hu% = szerves C% × 1,72. A talajokat a humusztartalom alapján a következőképpen minősítjük: < 2%, kis humusztartalmú, 2–4%, közepes humusztartalmú talajok, > 4%, humuszban gazdag talajok. Magyarországon 6%-nál több szerves anyagot tartalmazó ásványi talajok ritkán fordulnak elő. Vízbő (anaerob) körülmények között viszont a szervesanyag-tartalom elérheti vagy meghaladhatja a 20%-ot is. A 20%-nál nagyobb összhumusztartalmú talajokat szerves talajoknak nevezzük. (Ilyen a láptalajok túlnyomó része.)

5.2. A humusz minőségének jellemzése A különböző talajok humusza közötti minőségbeli eltérések egyszerűen kimutathatók a belőlük készített humuszkivonatok fényelnyelésének mérésével. A fényelnyelés jellemzésére szokásosan az extinkciót (E) használják: E = log(I/Io); ahol Io = az oldatba lépő, I = a kilépő fény intenzitása. A humuszoldatok fényelnyelési görbéje általában monoton lefutású; 200–700 nm között nem tapasztalható jellemző elnyelési maximum, s a belépő fény hullámhosszúságának csökkenésekor növekszik a kivonat fényelnyelése. A konkrét méréseket, az UV-tartományban többnyire 250 nm körül, a látható tartományban pedig 460 és 660 nm hullámhosszúság mellett végezzük. A humusz minőségét a 460 és 660 nm hullámhosszúságú fény alkalmazásakor mért extinkciók hányadosának (E 4/E6) értéke jellemzi. Ha az E4/E6 nagy (7–8 vagy nagyobb), a relatíve kis molekulájú fulvo- és huminsavak dominálnak, ha viszont 3 és 5 közötti a hányados, akkor a nagyobb molekulájú, jobb minőségű huminsavak vannak túlsúlyban. Hargitai egy másik megoldást javasolt. Feltételezte, hogy híg NaOH-os kezeléssel a könyebben oldható, gyengébb minőségű humuszkomponenseket lehet kivonni a talajból, a jó minőségű szerves anyagokat viszont 1%-os NaF-dal lehet oldatba vinni. Így a fenti két kivonószerrel kapott humuszoldat fényelnyelése is 62 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj szerves anyagai

felhasználható a humusz minőségének jellemzésére. A humuszanyagok stabilitását kifejező stabilitási koefficienst (K) úgy kapjuk, hogy a NaF-os oldat extinkcióját (ENaF) osztjuk a NaOH-os szűrlet extinkciójának (ENaOH) és a talaj humusztartalmának (Hu%) szorzatával:

A gyakorlatban célszerű a két oldószerrel kapott kivonat extinkcióját több hullámhosszúságon megmérni, és a stabilitási koefficienst külön-külön kiszámítani. Mivel a kapott adatok kismértékben szórnak, a talajra jellemző értéket a koefficiensek átlaga adja. Minél nagyobb a K, annál jobb minőségű a humusz. Csernozjom talajoknál 10–100; erdőtalajoknál≈ 0,1–1,0; szikes talajoknál pedig ≈ 0,001–0,1 a K-értéke.

5.3. A talaj szervesanyag-gazdálkodása A talajban a szerves anyagok állandó átalakulásban vannak. Az összhumusztartalmat s a különféle humuszanyagok egymáshoz viszonyított arányát végső soron az szabja meg, hogy a humifikáció és a minerizáció milyen mértékben érvényesülhet, ill. a két folyamatsorozat között milyen egyensúlyi állapot jön létre. A körülmények változásával (pl. az ősállapotú talaj művelésbe vételével), megváltozik a szerves anyagok felhalmozódásának és lebontásának erőssége, s így mindaddig változik a talaj humusztartalma is, míg az adott körülményeknek megfelelő, újabb egyensúlyi állapot ki nem alakul. A talajhasznosítás módja és a növénytermesztési technológia is hatással van a talaj szervesanyaggazdálkodására. Az USA-ban végzett 30 éves kísérletek szerint, a gyepterülethez viszonyítva: a monokultúrás kukoricatermesztés esetén

64%-kal,

a monokultúrában termesztett búzánál

37%-kal,

a kukorica-búza-vöröshere váltógazdálkodás esetén viszont csak

17%-kal

csökkent a feltalaj humusztartalma. A változások azonban ekkor is csak a szervesanyag-készlet egy részét érintették.

63 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

7. fejezet - A talaj kémiai tulajdonságai A talaj kémiai tulajdonságait elsősorban a vízben oldható sók mennyisége és minősége, a kolloidkémiai reakciók, a kémhatás és a redoxi feltételek határozzák meg. Mindezek jelentősen befolyásolják a talaj vízzel szembeni viselkedését, szerkezetét és a talajba került anyagok (tápanyagok, szennyező anyagok stb.) sorsát is.

1. Oldható sók a talajban A talajok mindig tartalmaznak vízben kisebb-nagyobb mértékben oldódó vegyületeket. Ezek mozgékonysága, víz általi szállíthatósága és talajra gyakorolt hatása – oldhatóságuktól és kémiai összetételüktől függően – nagymértékben különbözik.

1.1. Oldódási-kicsapódási reakciók Az oldódási reakciókat három típusba lehet sorolni. 1. Fizikai oldás. A vegyület az oldási folyamatban nem változik meg, bepárlás után a feloldott anyag teljes mennyisége visszanyerhető. Ebbe a típusba tartozik pl. a konyhasó oldása: NaCl ↔ Na+ + Cl–. (Nem elektrolitok pl. a cukor oldódásakor a kristályrácsból nem ionok, hanem molekulák szabadulnak ki). 2.  Kémiai oldás. Kovalens vagy komplex kötésű vegyületek oldásakor új anyag is keletkezik, s az oldódást gyakran gázfejlődés kíséri. Pl. Al(OH)3 + 3H+ → Al3+ + 3H2O, illetve FeS + 2H+ → Fe2+ + H2S. 3. Elektrokémiai oldás. Az oldódás elektronátmenettel (oxidációval-redukcióval) jár. Pl. a cink-szulfid oldódása oxigénben gazdag vízben: ZnS + 2O2→ ZnSO4.

1.1.1. Oldhatóság, oldhatósági szorzat Egy BbAa összetételű szilárd só (elektrolit) vizes oldatban teljesen disszociál: BbAa→ bB+ + aA-. Ha elegendő mennyiségű oldódó anyag van jelen, az oldódás egy idő múlva megáll, mivel az oldat egyensúlyba kerül a szilárd anyaggal, azaz az oldat telítetté válik. Egyensúlyi állapotban a szilárd fázisból időegység alatt ugyanannyi ion kerül oldatba, mint amennyi a telített oldatból kiválik. Ebből következően az oldott anyag mennyisége adott hőmérsékleten konstans (K’). A K’ és a vegyület K d disszociáció-állandójának szorzata is konstans (Ksp), vagyis (7.1. egyenlet) ahol: Ksp az ún. oldhatósági szorzat (solubility product). Valamely anyag oldhatóságát (szolubilitását, jele: So) telített oldatának gmól/literben vagy g/literben kifejezett koncentrációjával lehet jellemezni. A talajban előforduló vegyületeket oldhatóságuk szerint három nagy csoportra oszthatjuk. Vízben igen jól oldódnak a Na- és K-sók, a Ca- és Mg-kloridok, a MgSO4 ∙ 7H2O, az AlCl3, FeCl3 stb. Ebbe a csoportba tartoznak a gipsznél (CaSO4 ∙ 2H2O-nál) nagyobb mértékben oldódó sók. Rosszul oldódó sók: a CaSO4 ∙ 2H2O és a CaCO3. 64 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

Oldhatatlan (gyakorlatilag nem oldódik vízben) a Fe(OH)3, FeCO3, AlPO4 ∙ 2H2O, FeS stb. Ki lehet azonban mutatni, hogy a víz igen gyengén ezeket is oldja. Az oldhatóság kifejezésére a jól oldódó vegyületeknél a telített oldat g/literben vagy mól/literben kifejezett koncentrációját, a rosszul és a gyakorlatilag nem oldódó anyagoknál pedig az oldhatósági szorzatot használjuk. Néhány fontosabb só oldhatósága a 7.1 táblázatban, a rosszul oldódó vegyületek oldhatósági szorzata pedig a 7.2. táblázatban található.

7.1. táblázat - Néhány jól oldódó só oldhatósága 20 °C-on Oldhatóság (g/l)

Vegyület CaCl2∙ 6H2O

745,0

MgCl2∙ 6H2O

545,0

MgSO4∙ 7H2O

355,0

NaCl

360,0

Na2CO3∙ 10H2O

215,0

NaHCO3

96,0

KCl

340,0

K2CO3∙ 2H2O

1105,0

AlCl3∙ 6H2O

456,0

Al2(SO4)3∙ 18H2O

364,0

7.2. táblázat - A rosszul és igen rosszul oldódó fontosabb vegyületek oldhatósági szorzata 25 °C-on Vegyület neve

képlete

Oldhatósági szorzat (Ksp)

Gipsz

CaSO4∙ 2H2O

1,6 ∙ 10–4

Kalcit

CaCO3

5,2 ∙ 10–9

Magnezit

MgCO3

1,6 ∙ 10–5

Mg-hidroxid

Mg(OH)2

1,2 ∙ 10–11

Amorf-Fe(OH)3

Fe(OH)3∙ nH2O 3,8 ∙ 10–38

Amorf-Al(OH)3

Al(OH)3∙ nH2O 4,5 ∙ 10–33

Dikalcium-foszfát CaHPO4

2,2 ∙ 10–7

65 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

Trikalciumfoszfát

Ca3(PO4)2

1,0 ∙ 10–26

Variscit

AIPO4∙ 2H2O

3,2 ∙ 10–31

Az oldhatósági szorzat ismeretében bármely vegyület oldhatósága (S o) kiszámítható. Egy BbAa összetételű só esetén a számítási képlet a következő:

(7.2. egyenlet) Példa. A CaHPO4 oldhatósági szorzata: 2,19 ∙ 10–7; móltömege (Mt): 136,06. Hány g (vagy mg) kalciumhidrogénfoszfát oldódik 1 liter vízben? A disszociáció: CaHPO4↔ Ca2+ + HPO2–4 .

So∙ Mt = 4,47 ∙ 10-4 ∙ 136,06 = 0,0608 g/l = 60,82 mg/l. Ugyanígy számolva, a gipsz oldhatósága 0,01265 mol/l = 2,18 g/l. A táblázatokban közölt oldhatósági értékek és oldhatósági szorzatok arra az esetre vonatkoznak, amikor az adott só a saját telített vizes oldatával tart egyensúlyt és a rendszerben más sók nincsenek. A vegyülettel közös iont tartalmazó elektrolitok csökkentik, a közös iont nem tartalmazó elektrolitok viszont (nagy koncentrációban) növelik annak oldhatóságát. A sók kicsapódása akkor következik be, ha a körülmények változása (lehűlés, párolgás stb.) miatt megnő az oldatban az adott só koncentrációja, s túllépi oldhatóságnak megfelelő értéket.

1.1.2. Hidrolízis A hidrolízis egyes vegyületeknek, a vízzel való kémiai reakció miatt bekövetkező bomlása, átalakulása. Hidrolizálnak: – a gyenge savaknak erős bázissal alkotott sói (az oldat kémhatása lúgos, pl.: Na 2CO3, Na-acetát), – a gyenge bázisból és erős savból képződő sók (az oldat savanyú kémhatású, pl.: NH 4Cl), – a gyenge savnak gyenge bázissal alkotott sói (pl. az ammónium-acetát). A vizes oldat kémhatása attól függ, hogy a sav vagy a lúg erősebb-e. Erős savak erős bázisokkal alkotott sói nem hidrolizálnak, oldataik semleges kémhatásúak, pH ~ 7. (Pl. NaCl). Talajtani szempontból a lúgosan hidrolizáló Na-sók (Na2CO3 és NaHCO3) és a CaCO3 a legjelentősebbek. A Na2CO3 oldódásakor a következő folyamatok játszódnak le: l. Disszociáció: Na2CO3↔ 2Na+ + CO2–3 , majd a gyenge sav savmaradéka hidrolizál, 2. Hidrolízis: CO22–3 + H2O ↔ HCO–3 + OH– és HCO–3 + H2O ↔ H2CO3 + OH–. A hidrolízis általában csak kismértékű, sok esetben mégis jelentősen befolyásolja a vizes oldatok sajátságait és a talajban lejátszódó reakciókat.

1.1.3. A karbonátok oldhatósága

66 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

Széndioxid-mentes tiszta vízben a szilárd CaCO3-ból 25 °C-on, csak 7,24 10–5 mol/l = 0,0072 g/l ≈ 0,01 g/l, a szilárd MgCO3-ból pedig 0,004 mol/l = 0,34 g/l oldódik. Az oldódási folyamat (disszociáció és hidrolízis) összevont reakcióegyenlete: CaCO3 + H2O ↔ Ca2+ + HCO–3 + OH–. Bár a hidrolízis lassú és kismértékű, a kalcitszuszpenzió pH-ja 9,6. Ha a rendszer CO2-tartalmú levegővel érintkezik, a CaCO3 oldódását több reakció szabályozza. A CO2, szénsav képződése közben, reagál a vízzel, s a reakció protonokat szolgáltat: CO2 (gáz) ↔ CO2 (o) + H2O ↔ H2CO3↔ H+ + HCO–3 HCO–3↔ H+ + CO2–3 . Figyelembe véve a CaCO3 disszociációját is (CaCO3↔ Ca2++ CO2–3 ), az oldat egyensúlyi összetételét kifejező egyenlet a következő lesz: (7.3. egyenlet) A folyamat egyensúlyi állandója (Kso) pedig

(7.4a. egyenlet) A (7.4.a)-t logaritmizálva és rendezve, felírható az oldat Ca-koncentrációjának számítására alkalmas összefüggés: (7.4b. egyenlet) melyben 9,6 a Kso számértéke, a PCO2 a széndioxid parciális nyomása atmoszférában kifejezve. A légköri levegő CO2-tartalma átlagosan 0,03%, azaz parciális nyomása 0,03 kPa = 0,0003 atm, a talajlevegőben pedig mintegy 0,3% CO2 van, ami 0,3 kPa = 0,003 atm parciális nyomást jelent. A (7.4.b) egyenletből kitűnik, hogy a pH növekedése és a P CO2 csökkenése a CaCO3 oldódását visszaszorítja, a pH csökkenése és a PCO2 növekedése pedig a szilárd só oldódásának kedvez. Kiszámítható, hogy adott pH és P CO2 esetén, mennyi a Ca2+ koncentráció a CaCO3 egyensúlyi oldatában. Ha pl. a talajlevegő 0,3% (= 0,003 atm parciális nyomású) CO2-t tartalmaz, s a talaj pH-ja 7,4; akkor az oldatban a Ca2+ koncentráció 2 mmol/l = 80,2 mg/l, ami 0,2 g/l CaCO3-nak felel meg. Lúgosabb talajban (pH = 8,3) viszont – ugyanilyen PCO2 mellett – csak 0,0333 mmol/l = 1,34 mg/l Ca2+ kerül oldatba. A talajokban, a fentieken túl, a nedvesség mozgása, a talaj periódikus átnedvesedése/száradása, a Ca2+ növény általi felvétele és egyéb sók jelenléte is fontos szerepet játszik az oldódási/kicsapódási folyamatokban.

1.2. A talajok oldható sótartalma A talaj vízben oldható sókészletét tömeg%-ban (só%) lehet megadni, vagy vizes talajkivonatok elektromos vezetőképességével (electrical conductivity, jelölése: EC) lehet jellemezni. A só% a telítési talajpaszta vagy a telítési kivonat elektromos vezetőképességéből számítható ki. A paszta elkészítése úgy történik, hogy a talajhoz keverés közben, olyan állapot eléréséig adunk vizet, amikor a homogén pép már fénylik, s a spatuláról lefolyik. A telítési kivonat pedig a paszta folyadékfázisának elválasztásával nyerhető. Nálunk a gyakorlatban a talajpaszta elektromos vezetőképességéből becsült só% használata terjedt el, külföldön pedig a vizes kivonat EC-je alapján történik az értékelés. A telítési paszta elektromos vezetőképességét (ECp) azonban a sókoncentráción kívül a nedvességtartalom, a töltés nélküli ionasszociátumok mennyisége és a kicserélhető kationok minősége is befolyásolja, s a száraz talaj

67 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

tömegére vonatkoztatott sómennyiség (só%) sem fejezi ki a különböző vízgazdálkodású talajok folyadékfázisának sókoncentrációját. Ugyanolyan sótartalom (só%) esetén pl. egy vízkapacitásig telített, ill. holtvíztartalomig kiszáradt homoktalajban nagyobb lesz az oldat koncentrációja, mint a hasonló nedvességállapotú agyag- vagy vályogtalajban. Ezért a talajok sótartalom szerinti kategorizálásánál és a növények vízfelvételét gátló, káros oldatkoncentrációk becslésénél a telítési kivonat vezetőképessége (EC e) előnyösebben használható. A telítési kivonatok mg/l-ben megadott sókoncentrációja (c) és elektromos vezetőképessége (EC) között a következő tapasztalati összefüggést találtuk (Filep és Wafi): (7.5a. egyenlet) ahol: ECe mS/cm (=millisiemens per centiméter). Ennek alapján a tömeg%-ban kifejezett sótartalom, a

(7.5b. egyenlet) összefüggéssel számítható ki, melyben SP = a telítési paszta víztartalma (az ún. telítési % = saturation percentage). A só%-ECe összefüggést különböző vízfelvevő képességű (SP-értékű) talajoknál a 7.1. ábra mutatja. A telítési kivonat vezetőképességére alapozott kategorizálás pedig a 7.3. táblázatban található.

7.1. ábra - A talaj sótartalma (só%) és a telítési kivonat elektromos vezetőképessége (EC)közötti összefüggés

68 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

7.3. táblázat - A talaj sótartalom szerinti kategórizálása és a növények fejlődése A telítési A talaj kivonat sótartalom vezetőképesség szerinti e, mS/cm csoportosítás (Sótartalom a %)* <2

nem sós

Hatása a növények fejlődésére

a mezőgazdasági növények fejlődését nem gátolja

(< 0,1%) 2–4 (≈ 0,1–0,25%) 4–8 (≈0,25–0,5%)

gyengén sós néhány nagyon sóérzékeny növény fejlődése gyenge

közepesen sós

a legtöbb termesztett növény termése csökken, csupán a sótűrő növények fejlődése zavartalan

69 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

8–16 (≈0,5–1,0%) > 16

sós

csak a sótűrő növények fejlődnek megfelelően

igen sós

csak néhány nagyon sótűrő növény él meg

(> 1,0%) *A só%-ra a hazai módszer szerint kapott értékek csak az SP = 80 körüli talajoknál egyeznek meg a telítési kivonat EC-jéből számíthatóval.

2. Talajkolloidok A kolloidok kisméretű anyagi részecskék. Egyik fő jellemzőjük az, hogy a tömegükhöz képest rendkívül nagy a felületük. A kolloidsajátságokat a részecskék mérete, nem pedig az anyagminőség határozza meg, ezért számos anyagból keletkeznek, illetve előállíthatók. A kolloidrendszerek a homogén és a heterogén rendszerek közötti átmenetet képviselik. Homogénnek az olyan (egyfázisú) rendszereket tekintjük, melyek – fizikai és kémiai tulajdonságaik tekintetében – makroszkóposan egységesek. Ilyenek pl. a valódi oldatok. A heterogén rendszerek valamilyen szempontból (pl. kémiai összetételben, halmazállapotban stb.) eltérő, makroszkópos kiterjedésű homogén fázisokból állnak. A kolloidok méretére vonatkozóan éles határokat nem lehet megállapítani, mivel mind a homogén rendszerek felé (pl. a különböző molekulahalmazok), mind a heterogén rendszerek felé (a finom eloszlású szuszpenziók révén) folyamatos az átmenet. Általában az 1–500 nm-t tekintik a kolloidokra jellemző mérettartománynak. A talajokban azonban ennél nagyobb (0,002 mm = 2 μm) szemcseátmérőt fogadtak el felső határnak. Ezt az agyagásványok lemezes szerkezete, s több talajkolloid nagy belső felülete teszi indokolttá.

2.1. A kolloidrendszerek csoportosítása A kolloidokat többféleképpen lehet csoportosítani, pl.: az alakjuk, a részecskék felépítése vagy töltése alapján.

2.1.1. Alaki sajátságok Aszerint, hogy a részecske a tér egy, kettő vagy három irányában esik-e a kolloid-mérettartományba: lamelláris, fibrilláris és korpuszkuláris kolloidokat különböztetünk meg. A lamelláris kolloidok olyan vékony lemezek, amelyek mérete a tér egy irányában nem éri el a kolloidméret felső határát. A talajokban ilyen az agyagásványok nagy része (pl. a montmorillonit, kaolinit stb.). A fibrilláris kolloidok fonál alakúak. A tér egy irányában jelentős a kiterjedésük, a másik két irányban viszont kolloidméretűek. Ide tartoznak a láncmolekulákból álló kolloidok (pl. a humuszkolloidok). A korpuszkuláris kolloidok a tér mindhárom irányában kolloidméretűek. Gömb, kocka vagy szabálytalan alakúak lehetnek. (Ilyenek a finomeloszlású kvarc-, csillám- vagy földpátszemcsék stb.).

2.1.2. A kolloidrészecskék felületi sajátságai a) Poláris és apoláris felületű kolloidok.Ha a részecskék felületén ionok, ionizált csoportok vagy poláris molekulák vannak, külső hatás nélkül is elektromos erőterük van, azaz poláris felületű a kolloid. Attól függően, hogy az elektromos erőteret létesítő felületi töltések zömmel negatívak vagy pozitívak-e, a poláris felületek elektronegatív (régebbi elnevezéssel: acidoid), ill. elektropozitív (bazoid) jellegűek lehetnek. A talajkolloidok túlnyomó része (agyagásványok, humuszkolloidok stb.) elektronegatív. Azokat a kolloidokat, amelyeknek nincs elektromos töltése, apoláris kolloidoknak nevezzük. Ezek jellegzetes képviselői a talajban általában ritkán fordulnak elő.

70 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

b) Liofil és liofób kolloidok. Ha a felület a vele érintkező folyadék molekuláit adszorbeálja, ill. a felület nedvesedik, akkor liofil (ha a nedvesítő folyadék víz, akkor hidrofil) a kolloid. Amennyiben a felület egy folyadékban egyáltalán nem vagy rosszul nedvesedik, akkor a kolloid a kérdéses folyadékra nézve liofób.

2.2. A talaj kolloidméretű alkotórészei A talajkolloidokat alapvetően a szervetlen (ásványi) és szerves kolloidok, valamint az ezek kapcsolódásával keletkezett szerves–ásványi komplexkolloidok csoportjába sorolhatjuk.

2.2.1. Ásványi kolloidok a) Agyagásványok. A primer szilikátok mállása során képződő szekunder ásványok. A talaj agyagfrakciójának legjelentősebb (szubmikrokristályos szerkezetű) komponensei. b) Kovasavak valamint a Fe- és Al-hidroxidok. Amorf gélek formájában válnak ki. Száraz talajokban kikristályosodnak, így méretük növekszik, s fokozatosan elvesztik kolloidsajátságaikat. Mennyiségük csak intenzív mállásban lévő barna erdő- és egyes réti talajokban számottevő. A kovasavgélek többnyire ortokovasav (H4SiO4), illetve ennek polimerizációjával keletkezett polikovasav-molekulákból állnak. c) Ásványtörmelékek. A felaprózódott kőzet finom eloszlású, mállásnak ellenálló részei. A talaj agyagfrakciójában elsősorban kvarcpor és csillámpor fordul elő kisebb mennyiségben.

2.2.2. Szerves kolloidok a) Humuszkolloidok. Különböző molekulatömegű, elágazó láncokból álló óriásmolekulák. Jelentős belső felületük az összegabalyodott molekulaláncok miatt jön létre. b) Nem humusz jellegű szerves kolloidok. Például a poliszacharidok és a fehérjék. Kolloidsajátságú amorf anyagok. A fehérjék szerepe csak átmeneti, mivel aránylag gyorsan lebomlanak. A szerves kolloidok rendszerint jóval kisebb mennyiségben találhatók a talajban, mint az ásványi kolloidok, mégis rendkívül jelentősek, mivel a talaj szerkezetének kialakításában, víz- és tápanyag-gazdálkodásában nélkülözhetetlen szerepük van.

2.2.3. Szerves-ásványi kolloidkomplexumok A talaj szerves és ásványi alkotórészei nem függetlenek egymástól, hanem erősebb vagy lazább kapcsolatban vannak. Így a különböző minőségű kolloidok is egymáshoz tapadva fordulnak elő. 1. Az agyagásványok és a vas- vagy alumínium-hidroxidok egy részét vastagabb vagy vékonyabb humuszhártya veszi körül. A montmorillonit pedig a kristályrács rétegei közötti belső felületen is megköt humuszmolekulákat, s az így megkötött humusz a mikrobiológiai hatásokkal szemben igen ellenálló. A kapcsolódó szerves anyag megváltoztatja az ásványi kolloidok felületi sajátságait. 2. Agyagásványok felületén kovasav, vas-, ill. alumíniumhidroxid-bevonat is képződhet. Az említett kölcsönhatások eredményeként létrejött, bonyolult összetételű kolloidokat a talaj ásványi–szerves komplexumának vagy (adszorpciós sajátságaik miatt) adszorpciós komplexumnak isnevezik.

2.2.4. A kolloidok fajlagos felülete Az anyagi rendszerek felaprózottságát, diszperzitásfokát a fajlagos (specifikus) felülettel jellemezhetjük. A fajlagos felület egységnyi tömegű vagy egységnyi térfogatú anyag felülete. Mértékegysége: cm2/g, vagy cm2/cm3. Az anyag aprózásával rohamosan növekszik az összfelület. A felület nagysága azonban függ a részecskék alakjától is. Ezzel kapcsolatos tájékoztató adatokat mutat a 7.4. táblázat.

7.4. táblázat - Egységnyi térfogatú anyag fajlagos felületének függése a felaprózódás mértékétől és a részecskék alakjától

71 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

A felület nagysága (cm2/cm3) A részecskék mérete

lamellás

fibrilláris

korpuszkuláris

részecskék esetén 10–1 cm (0,1 cm)

2 × 10

4 × 10

6 × 10 cm2

10–3 cm (0,001 cm)

2 × 103

4 × 103

6 × 103 cm2

10–4 cm (1 μm)

2 × 104

4 × 104

12 × 104 = 12 m2

10–7 cm (1 nm = 10 Å)

2 × 107

4 × 107

6 × 107 = 6000 m2

A táblázatból kitűnik, hogy aprózódáskor, a lamelláris kolloidoknál a legkisebb mértékű, a korpuszkuláris részecskéknél pedig a legnagyobb a fajlagos felület növekedése. Mivel a talajkolloidok fajlagos felületén a víz által hozzáférhető összes felületet értjük, a táguló rétegrácsú agyagásványok (pl. a montmorillonit) fajlagos felülete, azonos szemcseméret és alak esetén is nagyobb, mint a nem (vagy kevésbé) táguló rétegrácsúaké. A montmorillonitnál ui. a vízmolekulák nemcsak a külső felülethez, hanem a rácsrétegek közötti ún. belső felülethez is kötődhetnek. Jelentős belső felülete van a humuszkolloidoknak is. A talaj fajlagos felülete: néhány m2/g és 500 m2/g közötti lehet. A talajkolloidok közül: • a humuszkolloidok fajlagos felülete 800–1000 m2/g, mely túlnyomóan belső felület • a montmorillonité és vermikulité 600–800 m2/g, s ennek 80–90%-a a részecskék belső felületéből adódik • az illit fajlagos felülete viszont csak mintegy 50–200 m2/g • a kaolinité a legkisebb: a szemcsemérettől függően csupán 1–10 m2/g. Egy-egy kolloidrendszerben a részecskék lehetnek azonos (homodiszperz) vagy különböző méretűek (polidiszperz rendszer). A talaj mindig polidiszperz rendszer.

2.3. Elektromos kettős réteg a kolloidok felületén A talajkolloidok többsége – a talajban uralkodó körülmények között – jórészt negatív töltésű, vagy legalábbis a negatív töltések dominálnak. Ezért első megközelítésben a kolloidrészecskét úgy tekintjük, mintha a felületén csak negatív töltések lennének. A kolloid magját alkotó agyagásvány vagy szerves kolloid körül szolvátburok alakul ki, amely a dipólusként viselkedő vízmolekulákból és a kolloid töltésével ellentétes töltésű ionokból (főként kationokból) áll. A kolloidmag és a szolvátburok együttese alkotja a kolloidmicellát,a micellák körül pedig az intermicelláris oldat (a talajoldat), helyezkedik el. A kolloidmag negatív töltésű helyei kötik meg a szolvátréteget és az azzal ellentétes töltésű kationokat. Vizes szuszpenzióban a kolloidok felületén adszorbeált kationok és a folyékony fázis kationjai között dinamikus egyensúly jön létre. Ebből következik, hogy a szolvátréteg ionösszetétele nagymértékben függ a talajoldat koncentrációjától és kation-összetételétől. Egyensúlyi állapotban a szolvátréteg kation-koncentrációja jóval nagyobb, mint a talajoldaté. Minél nagyobb a kolloid kationmegkötő képessége – azonos körülmények között –, annál nagyobb a koncentrációkülönbség a szolvátréteg és a talajoldat között. Az adszorbeált kationoknak térbeli kiterjedésük van, ezért közvetlenül a részecske felületén kötött kationok száma korlátozott, s nem elegendő a teljes töltés kompenzálásához. Így a felülettől távolabbi helyeken is találhatók adszorbeált kationok, a felülettől távolodva azonban exponenciálisan csökken a koncentrációjuk, az 72 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

anionkoncentráció pedig növekszik. Bizonyos távolságban a részecske elektromos tere már nincs hatással az ionok eloszlására. Ez a távolság tulajdonképpen a folyékony fázis (talajoldat) határának felel meg, ahol a kationkoncentráció már megegyezik az anion-koncentrációval. A fentiekből nyilvánvaló, hogy a felülethez közel eső kationok erősebben (nagyobb energiával) kötődnek, mint a távolabbiak. Ezért a felület közelében a részecskék viszonylag nagy koncentrációban és térbelileg rendezetten helyezkednek el (Stern réteg vagy tapadó réteg). – A felülettől távolabb viszont kisebb a vonzóerő, megnövekszik az ionok kinetikus energiája, s az eloszlás kevésbé rendezett lesz (diffúz réteg). Közvetlenül a kolloid felületén egy erősen kötött s egymással párhuzamosan orientált vízmolekula-réteg van. A nem specifikusan adszorbeált kationok ezen a vízmolekula-rétegen kívül elhelyezkedve alkotják a mozdulatlan ionréteget (tapadó réteg), s ehhez csatlakozik a kettős réteg külső, diffúz része. A Coulomb-erőkkel kötött, nem specifikusan adszorbeált kationok hidrátburka megmarad. Specifikus adszorpció esetén viszont az ion – legalábbis részben – elveszti a hidrátburkot, dehidratálódik (7.2. ábra).

7.2. ábra - Ioneloszlás a kolloidok szolvátrétegében (S = Stern-réteg; D = diffúz réteg)

73 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

Az előzőekből következik, hogy a részecske felülete és a talajoldat között feszültségkülönbség (potenciálkülönbség) van. A feszültségkülönbség a felülettől távolodva – a szolvátréteg kationkoncentrációjának csökkenésével arányosan – kisebb lesz, s a szolvátréteg külső határán „0”-vá válik. Látható, hogy a tapadó rétegben a potenciálesés lineáris, a diffúz rétegben pedig exponenciális. A diffúz réteg vastagságát az adszorbeált kationok minősége valamint oldatbeli és felületi koncentrációja nagymértékben befolyásolja. Egyébként azonos körülmények között a diffúz réteg annál vékonyabb, minél nagyobb az ellenionok koncentrációja és vegyértéke. A specifikus és a nem specifikus adszorpció megkülönböztetésére több kutató komplexkémiai definíciókat használ. Az adszorpciót felületi komplex képződésének tekintve, a specifikus adszorpciót (mivel ekkor a megkötött ion a hidrátburkát részben vagy teljesen elveszti) belső szférás komplexnek, a Coulomb-erőkkel kötött, kicserélhető kationok megkötését (amikor az ion belső hidrátszférája megmarad) külső szférás komplexnek is nevezhetjük.

2.4. A talajkolloidok töltéshelyeinek kialakulása és a töltések csoportosítása Aszerint, hogy a negatív töltésű aktív helyek számát, a kolloid töltését befolyásolja-e a talajoldat pH-jának (és koncentrációjának) változása, két töltéstípust; állandó és változó töltéseket különböztetünk meg.

2.4.1. Állandó (permanens) töltések A 2:1 típusú agyagásványok képződésekor bekövetkező izomorf helyettesítések révén jönnek létre. A montmorillonitnál, az illitnél és a vermikulitnál a töltések zöme így keletkezik. Ezek száma ezért nem függ a közeg kémhatásától, így a részecskék elektromos viselkedését többé-kevésbé függetlenítik az oldat pH-jától (állandó töltésű felületek).

2.4.2. Változó (pH-függő) töltések A Fe- és Al-hidroxidok, a kovasavgélek és a humuszkolloidok teljes felületén, az agyagásványoknál pedig a töréshelyeken változó (pH-függő) töltések alakulnak ki. a) Agyagásványoknála részecskék felaprózódásakor a síkhálók szélein (a törésfelületeken), –AlOH- és –SiOHgyökök keletkeznek. 1. Gyengén savanyú vagy gyengén lúgos közegben (pH ≥ 5,5) az –AlOH-csoportok hidrogénionokat (protonokat) tudnak leadni, s a felületen negatív töltéspontok jelennek meg:

Az -SiOH-csoportok protonvesztése csak lúgos közegben számottevő. 2. Savanyú kémhatásnál (pH < 5,5) a fenti reakciók visszaszorulnak (csökken a negatív töltéshelyek száma). Ha nagyon savanyú a talaj, előtérbe lép a –AlOH-csoportok H+-megkötése:

Savanyú közegben tehát pozitív töltésű aktív helyek is keletkeznek, s az anionok adszorpciója is lehetővé válik. Hangsúlyozni kell, hogy az agyagásványok közül, a pH-függő töltések szerepe a kaolonitnél a legnagyobb, a 2:1 típusú agyagásványoknál viszont az izomorf helyettesítésből adódó töltések a döntőek. b) A kovasavak, a Fe- és Al-hidroxidok töltése 1. A Fe- és Al-hidroxid-gélek felületén a közeg kémhatásától függően vagy a pozitív vagy a negatív töltések dominálnak (amfoter kolloidok). Minden amfoter kolloidra jellemző egy olyan pH-érték, amelynél a részecske kifelé elektromosan semleges. A kolloidok ilyenkor izoelektromos állapotban vannak. Az izoelektromos állapotnak megfelelő pH-értéket az adott kolloid izoelektromos pH-jának vagy izoelektromos pontjának (IEP) nevezzük. Ha a pH > IEP savcsoportok disszociációja (a protonleadás) kerül előtérbe, és a kolloid negatív töltésű lesz, savas tartományban viszont a pozitív töltések jutnak túlsúlyba. A fentieket a 7.3. ábra szemlélteti. 74 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

7.3. ábra - A vas- (és alumínium-) hidroxidok töltésének változása a közeg pH-jától függően

Mivel a felületi Fe3+-és Al3+-ionokat 6 ligandumból álló koordinációs szféra veszi körül, egy-egy ligandummal kialakult kapcsolatra 3/6 = 0,5 pozitív töltés esik. Így a felületi –OH- kapcsolódási helyén kifelé –0,5(= + 0,5– 1,0), az –OH2-ligandum esetén pedig + 0,5 (= + 0,5 ± 0) töltés mutatkozik. A Fe- és Al-hidroxid-gélek kristályosodásukig a kovasavgélekkel keverten találhatók a talajban. A gélkeverékek izoelektromos pontja, a talajokban uralkodó pH-tartományban van, így ezek is amfoter kolloidként viselkednek. 2. Az amorf kovasavgélek az izoelektromos pontjuk fölötti pH-nál szintén H+-ionokat adnak le, s a keletkezett negatív töltések révén képesek fémionokat megkötni. Savanyú közegben pedig pozitív lesz a töltésük. a) A humuszkolloidok –COOH- és –OH-csoportjai protonleadással negatív töltésű (kation megkötésre képes) helyekké alakulhatnak: ]–COOH ↔]–COO– + H+; illetve ]–OH– ↔ ]–O– + H+ . Minél lúgosabb a közeg, annál kiterjedtebb ez a reakció. Savanyú kémhatásnál viszont az –NH2, az –NH és a heterociklikus gyűrű N-jének protonfelvétele kerül előtérbe, s így nagy számban keletkeznek: ]–NH+3; ]–NH+2 l. A humuszkolloidok is amfoter sajátságúak, az izoelektromos pH-juk azonban (a karboxilcsoportok túlsúlya miatt) erősen savanyú tartományban van. Átlagos körülmények között a talaj pH-ja ennél nagyobb, ezért a humuszkolloidok a talajban zömmel negatív töltésűek. Az előzőek értelmében az amorf gélek és a humuszkolloidok negatív töltéseinek száma (kationmegkötő képessége) a közeg kémhatásától nagyobb mértékben függ, mint az agyagásványoké. Ezt meggyőzően kifejezésre juttatja a 7.4. ábra.

7.4. ábra - A humusz és az agyagkolloidok kationmegkötő képességének (T-értékének) függése a pH-tól

75 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

Az elmondottakból kitűnik, hogy a töltés minősége alapvetően eltérő az állandó és a változó töltésű felületeknél. Bizonyítja ezt a kétféle töltéshelyek protonokkal (ill. H3O+ ionokkal) szembeni viselkedése is. A fémkationokat (a Ca-, Mg-, Na-, K-, Al-ionokat) mindkét töltésfajta elektrosztatikusan, kicserélhető formában köti. Az oldat H+-ionjainak lekötésében azonban jelentős különbség van az állandó és a változó töltések között. A változó töltést hordozó gyökök és a protonok között ui. erős kovalens kötés jön létre (specifikus adszorpció, kemiszorpció), s a megkötött protonok beépülnek a felületbe, így más kationok – adott körülmények között – nem tudják azokat lecserélni. Az állandó töltésekhez viszont kizárólag H3O+ formájában és (hasonlóan más egy vegyértékű kationokhoz) jóval gyengébben, elektrosztatikus erőkkel kapcsolódhatnak az oldat H+-ionjai. A H3O+-túlsúly és jelentős H3O+ adszorpció viszont nagyobb mértékben csak erősen savanyú közegben várható.

2.4.3. Vegyes töltésű felületek Mivel a talajban permanens és változó töltésű kolloidok együtt találhatók, a kolloidfrakciót – egységes rendszerként kezelve – vegyes töltésű felületnek tekinthetjük. Az ilyen rendszer – töltésviszonyainak és a felületi reakciók mechanizmusának – értelmezéséhez jól használható a Filepáltal javasolt egyszerűsített kolloidmodell. E szerint a kolloidfelület töltése és kation-összetétele – egy adott állapotban – a következőképpen jellemezhető (v = változó, p = a permanens töltéseket jelöli):

a) A talajoldat savanyodásakor, az oldat protonjainak specifikus kötődése miatt, csökken a változó töltések száma, s az általuk kötött fémionok egy része deszorbeálódik (oldatba kerül):

76 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

Ilyenkor tehát csökken a talaj kationmegkötő képessége és a felülethez kötött fémionok mennyisége. b) Ha az oldat kémhatása alúgos tartomány felé tolódik el (az OH--ionok nagy protonaffinitásából adódóan) a specifikus kötőhelyekről H+ fog deszorbeálódni, s nő a felület töltése és kationmegkötő képessége. Például:

-

3. Határfelületi reakciók A talajkolloidok nagy mennyiségű ion és molekula megkötésére képesek. A kölcsönhatás lehet fizikai adszorpció (fiziszorpció), amikor gyenge van der Waals-erők kötik az adszorptívumot a felületen; lehet ioncsere-adszorpció, amikor elektrosztatikus kölcsönhatás idézi elő a megkötődést, vagy kémiai adszorpció (kemiszorpció, specifikus adszorpció), amikor kémiai kötés alakul ki a határfelület és a részecskék között. A molekulaadszorpciónál a van der Waals-erők és (egyes esetekben) a H-kötések kialakulása, az ionadszorpciónál pedig az elektrosztatikus vonzás (Coulomb-erő) vagy a kemiszorpció a döntő.

3.1. Molekulaadszorpció A talajkolloidok nemcsak ionokat képesek megkötni, hanem semleges (apoláris és polarizált) molekulákat is. a) Az apoláris molekulák adszorpciója.A talajlevegő O2, CO2, N2 komponenseinek (valamint az apoláris molekulákból álló szennyezőanyagok részecskéinek) megkötése a legjelentősebb. Nyilvánvaló azonban, hogy a talajlevegő fontosabb alkotórészei nem egyformán kötődnek. A CO 2 pl. – mint igen gyengén polarizált vegyület – sokkal jobban adszorbeálódik, mint a levegő O2- vagy N2-tartalma. A szennyeződések adszorpcióját is jelentősen befolyásolja a molekula mérete és hidrofóbitása. b) A poláris molekulák megkötődése.A talaj tulajdonságai szempontjából a poláris vízmolekulák adszorpciója (a hidratáció) a legnagyobb jelentőségű. A polarizált gyökökben gazdag kolloidok nagymértékben hidratálódnak, vízzel jól nedvesíthetők (hidrofil sajátságúak). Jelentős mértékben kötik a talajkolloidok a poláris NH3-molekulákat és a poláris szerves molekulákat is.

3.2. Ionadszorpció és ioncsere A talajkolloidok aktív helyeihez Coulomb-erőkkel kötött ionok nem épülnek be véglegesen a felületbe, hanem más (azonos jellemű) ionokkal kicserélhetők. Mivel a talajkolloidok negatív töltéseinek száma jóval nagyobb, mint az anion-adszorpcióra képes pozitív helyeké, a kolloidok állapotára – s ezen keresztül a talaj tulajdonságaira – elsősorban az adszorbeált kationok fejtenek ki jelentős hatást. A talajok kation-kicserélő képességét először Thompsonés Way (1850) bizonyította. A talajt ammóniumszulfátoldattal átmosva azt tapasztalták, hogy az NH+4-ionok nagy részét a talaj visszatartotta, az átszivárgó oldatban pedig (a megkötött NH+4-ionokkal egyenértékű) más kationok: Ca2+-, Mg2+-, K+-, Na+ jelentek meg. 77 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

3.2.1. A talaj adszorbeált kation-összetétele A talajkolloidok által megkötött kationok túlnyomó részét: Ca2+-, Mg2+-, Na+-, K+-, H+, H3O+- és Al3+-ionok alkotják. Ezeket a kationokat – a talaj kémhatásának szabályozása szempontjából – két csoportra oszthatjuk. a) A Ca-, Mg-, Na- és K-ionok gyengén lúgos vagy lúgos kémhatásúvá teszik a talajt (ezért ezeket az adszorbeált ionokat – nem egészen szabatosan – kicserélhető bázisoknak is nevezik). b) Amikor az Al3+-és H3O+-ionok kerülnek túlsúlyba a felületen, a talajoldat savanyú kémhatású lesz. Az alumínium-ionok savanyító hatása a következőképpen értelmezhető. Erősen savanyú közegben az alumínium hat molekula vízzel körülvett hexakva-ionként kerül oldatba. A kisméretű és három vegyértékű Al3+ azonban a vízligandumok elektronburkát erősen deformálja, ezért ha a közeg pH-ja valamivel nagyobb lesz, a hexakva-ion könnyen veszít protonokat (hidroxokomplexekké alakul), s növeli az oldat H+-koncentrációját, gyengén savanyú kémhatásnál pedig Al-hidroxid formában kicsapódik: (7.6. egyenlet) A könnyebb kezelhetőség miatt sok esetben nem tüntetjük fel az akvakomplexben levő vízmolekulákat, s az ionokat egyszerűsítve: Al3+, AlOH2+, Al(OH)+2, ill. Al(OH)o3 formában írjuk. Erősen savanyú talajban az [Al(H2O)6]3+, mérsékelten savanyú közegben az [Al(H2O)4(OH)2]+ az uralkodó ionforma, gyengén savanyú és semleges kémhatásnál pedig a töltésnélküli Al(H2O)3(OH)3o hidroxo-ionok dominálnak (7.5.a ábra), s már savanyú kémhatásnál megindul a hidroxokomplexek polimerizálódása. Az [Aln(H2O)m(OH)j](3n-j)+ általános képletnek megfelelő összetételű alumínium-hidroxid-polimerek kicsapódnak az agyagásványok külső vagy belső felületén, s megváltoztatják azok duzzadóképességét és ioncsere-kapacitását. Mind az Al3+-, az AlOH2+-és az Al(OH)+2-ionok, mind a polimerek adszorbeálódhatnak az agyagkolloidokon, illetve a monomerek [Al3+, AlOH2+, Al(OH)+2,] komplexeket képezhetnek a humusz anyagokkal. Az adszorbeált polimer-kationokat és a komplex formában kötött Al-ot más kationok nem tudják kicserélni. Az agyagásványok külső és belső felületén az Al-hidroxid-polimerek összefüggő rétegben vagy szigeteket alkotva helyezkednek el. Így egyrészt fizikailag gátolják a kationcsere-reakciókat (de akadályozzák a talaj duzzadását és zsugorodását is), másrészt semlegesítik a permanens töltések egy részét, s ezáltal csökkentik a cserekapacitást. Ha a közeg lúgosabbá válik, a polimerek is protonokat veszítenek, és a felület blokkolt töltései fokozatosan felszabadulnak (7.5. ábra b). Az Al-polimerek kioldódása azonban csak pozitív töltésük teljes kompenzálása esetén következik be.

7.5. ábra - Domináns Al-formák különböző pH-jú oldatokban (a) és az Al-hidroxidpolimerek hatása a felület negatív töltésére (b)

78 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

Amikor a kicserélhető bázisok vannak túlnyomó többségben telítettnek, ha pedig sok kicserélhető Al3+, H3O+ és protonált gyök (kovalens kötésű H+) van a felületen, telítetlennek mondjuk a talajt. (A kovalens kötésű protonokat nem soroljuk a kicserélhető kationok közé). 1. Kationcsere-kapacitás (jele: T, az angol szakirodalomban: CEC). Kifejezi, hogy egységnyi tömegű talaj – meghatározott pH esetén –, mennyi kationt tud kicserélhető formában (Coulomb-erőkkel) megkötni, más szóval megadja a kolloidok felületén lévő negatív töltések mennyiségét. Mivel egy-egy talaj T-értéke savanyú közegben mindig kisebb, mint lúgosabb körülmények között, csak az azonos módszerrel végzett vizsgálatok eredményeit lehet közvetlenül összehasonlítani. Az adszorbeált kationok össztöltésének s a kicserélhető kationok mennyiségének kifejezésére a mólokban megadott értékek közvetlenül nem alkalmasak, mivel a különböző vegyértékű ionok esetén, ugyanolyan mennyiségű pozitív töltést, különböző számú részecske képvisel. A gramm mólnyi anyagban 6,022 ∙ 1023

79 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

részecske (ion, atom vagy molekula) van, s ez annyi g tömegű, amennyi a relatív atomtömeg, ill. molekulatömeg számértéke. Meghatározott x számú negatív töltést viszont: xNa+, (x/2)Ca2+ vagy (x/3)Al3+ tud kompenzálni. A T-érték hagyományos mértékegysége ezért nem a mmol, hanem a mgeé (milligramm-egyenérték). A kémiai egyenérték az elemeknek (ionoknak) azokat a mennyiségeit adja meg, amelyek egymással kémiai kötésbe lépnek, ill. vegyületeikben egymást helyettesíteni képesek. Egy ion egyenértéktömege = atomtömeg/vegyérték (7.5. táblázat).

7.5. táblázat - A egyenértéktömege Ion

Atomtömeg (g)

talajban

Vegyérték

uralkodó

Egyenértéktömeg (g)

kationok

atomtömege,

40,1

2

20,05 0,02005 g = 20,05 mg

Mg2+

24,3

2

12,15 0,01215 g = 12,15 mg

Na+

23,0

1

23,00 0,0230 g = 23,0 mg

K+

39,1

1

39,10 0,0391 g = 39,1 mg

Al3+

27,0

3

9,00 0,0090 g = 9,0 mg

1,0

1

1,00 0,001 g = 1,0 mg

19,0

1

19,00 0,019 g = 19,0 mg

H3O+

és

Egyenérték-tömeg (mg)

Ca2+

H+

vegyértéke

A kationcsere-kapacitás (T) és a kicserélhető kationtartalom gyakorlati mértékegysége: milligramm-egyenérték per száz gramm talaj (mgeé/100 g). Ennek megfelelően a T-érték azt mutatja, hogy 100 g légszáraz talaj hány mgeé kationt képes kicserélhető formában megkötni, azaz (7.7. egyenlet) Az SI-rendszer szerinti szabványos mértékegység azonban a mol/kg. Ha a kicserélhető kationok mennyiségére az SI-rendszert alkalmazzuk, be kell vezetni a mólnyi töltés fogalmát jele: [molc (mole charge), vagy kationoknál: mol(+)]. Mivel 1 mól anyag 6,022 ∙ 1023 atom, ion vagy molekula, az 1 mól töltés 6,022 ∙ 1023 számú töltést jelent. Ebből következik, hogy egy mól töltést 6,022 ∙ 1023 „darab” egy vegyértékű ion (Na +, K+, H3O+) képvisel, a két vegyértékű kationok (Ca2+, Mg2+) esetében pedig 1 mol(+) = 6,022 ∙ 1023/2 = 3,011 ∙ 1023 ion és így tovább. A kationok 1 mól(+) töltést hordozó tömege tehát egyenlő az atomtömeg és az iontöltés (vegyérték) hányadosával, azaz számszerűleg megegyezik az adott ionfajta egyenértéktömegével. Ásványi talajoknál a T-érték 0,02–0,5 mol(+) ∙ kg–1között van. Ha e helyett – a hagyományos mértékegységet is figyelembe véve – centimól per kilogramm (cmol(+) ∙ kg–1) egységeket használunk: 2–50 cmol(+)/kg érték adódik, ami ugyanazt a mennyiséget fejezi ki, mint a mgeé/100 g, mivel 1 cmol(+) ∙ kg–1 = 100 mmol(+) ∙ kg–1 = 1 mmol(+)/100 g = 1 mgeé/100 g. A továbbiakban főként a mgeé/100 g mértékegységet használjuk. A talajok szemcseösszetétele, humusztartalma és kationcsere-kapacitása között szoros összefüggés van, minél nagyobb egy talaj agyag- és humusztartalma, annál nagyobb a kationmegkötő képessége. A talajok és üledékek szemcseméret-eloszlásától (textúrájától, lásd: 8. fejezet) függő átlagos T-értékek a következők: Textúra osztály

T mgeé/100 g (cmol(+) ∙ kg–1)

80 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

homok

<5

homokos vályog

5–10

vályog

10–20

agyagos vályog

20–30

agyag

> 30

A kationcsere-kapacitás meghatározása két lépésben történik. Az első lépésben a talajt 8,1 pH-jú BaCl2-dal vagy 8,2 pH-jú Na-acetáttal Ba-, ill. Na-talajjá alakítjuk, a második lépésben pedig CaCl2, ill. 7-es pH-jú NH4-acetát oldattal lecseréljük a megkötött telitő kationt, majd a kicserélő oldatban megjelenő Ba-, ill. NH4-koncentrációt meghatározzuk. A lúgos közegben mért, ún. potenciális cserekapacitás (Tpot) savanyú, telítetlen talajoknál jóval nagyobb, mint a talaj eredeti pH-jánál mérhető effektív cserekapacitás (Teff). Ennek az a magyarázata, hogy savanyú közegben a pH-függő töltésű helyek jelentős része protonált állapotban van, lúgos telítőoldat hatására azonban a kötött protonok oldatba kerülnek, változó töltések keletkeznek, s ezeken is számottevő mennyiségű kation adszorbeálódik. A fontosabb talajkolloidok potenciális cserekapacitását a 7.6. táblázat tartalmazza.

7.6. táblázat - A fontosabb talajkolloidok kationcsere-kapacitása Talajkolloid

Kationcserélő kapacitás (T), mgeé/100 g (= cmol (+) ∙ kg–1)

Kaolinit

5–15

Illit

20–40

Vermikulit

120–200

Montmorillonit

60–120

Klorit

10–40

Allofánok

50–100

Vasoxidhidroxid

3

Humusz a talajban

200–300

Humuszsavak

800–900

2. A kicserélhető bázisok összes mennyisége (S-érték). Az erős bázisokat képező összes kicserélhető kation 100 g talajban, azaz (7.8. egyenlet) Meghatározásakor a talajt BaCl2-dal vagy NH4-acetáttal kezeljük, majd a kicserélő oldatban a Ca2+, Mg2+, Na+ és K+ mennyiségét mérjük.

81 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

Savanyú, telítetlen talajoknál az S << T pot, lúgos (meszes és szikes) talajoknál pedig S ≈ T pot. A talajban uralkodó kationok atomtömege, vegyértéke és egyenértéktömege a 7.5 táblázatban található. A táblázat alapján, a vizsgálatok során g-ban vagy mg-ban kapott eredmények átszámítása cmol(+)/kg-ra (mgeé/100 g-ra) egyszerűen megoldható. Pl. ha a mért kicserélhető Ca2+ 0,183 g/100 g = 183,0 mg/100 g, a kicserélhető Na+ = 41,8 mg/100 g akkor:

3. A kicserélhető kationok relatív mennyisége a) Adott kicserélhető kation mennyisége a T-érték %-ában.

(7.9a. egyenlet) b) Egyes kicserélhető bázisok mennyisége az S-érték %-ában.

(7.9b. egyenlet) Savanyú talajoknál a Ca-, Mg-, Na- és K-ionok mennyiségét nemcsak az S, hanem a T %-ában is célszerű kiszámítani. 4. T–S-érték. A savanyító hatású kicserélhető ionok mennyisége: (7.10. egyenlet) 5. Bázistelítettség % (V%). Megmutatja, hogy az adszorpcióra képes helyek hány %-át kötik le kicserélhető bázisok:

(7.11a. egyenlet) Ha V % > 80, telített; ha 50–80 közötti, telítetlen, ill. gyengén telítetlen; ha pedig V % < 50, akkor erősen telítetlen a talaj. 6. Telítetlenségi % (U%). A telítetlenséget okozó kicserélhető kationok relatív mennyisége:

(7.11b. egyenlet) Néhány jellegzetes talaj kicserélhető kation-összetételét és telítettségét a 7.6. ábra mutatja.

7.6. ábra - A kicserélhető kationok százalékos megoszlása egy telített, egy telítetlen és egy erősen telítetlen talajban. (A kationok melletti számok a %-os értéket jelentik.)

82 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

3.2.2. A kationmegkötés és a kationcsere törvényszerűségei 1. A kationcsere a kolloidok felületén adszorbeált kationok és a talajoldat kationjai között játszódik le, s dinamikus (mozgó) egyensúlyra vezet. Ekkor az ionok eloszlásában további mennyiségi változás nem történik ugyan, de a kationok egyenértékű mennyiségei az egyensúlyi állapotban is cserélődnek a fázisok között. Ez az állapot mindaddig fennmarad, míg a talajoldat összetétele meg nem változik. Ha (a talaj száradásakor, öntözésekor, stb.) az oldat koncentrációja vagy összetétele módosul, ismét megindul a kicserélődés. Ez addig tart, amíg az újabb körülményeknek megfelelő egyensúly ki nem alakul. Bármely kationfajta adszorbeált mennyisége oldatbeli koncentrációjától s a cserehelyekért vele versengő kationok adszorpcióképességétől függ. 2. A különböző kationok nem azonos mértékben s nem egyforma erővel kötődnek a kolloidok felületén. Azonos koncentráció esetén a nagyobb vegyértékű ionok nagyobb mértékben adszorbeálódnak, mint a kisebb vegyértékűek. 3. Azonos vegyértékű ionok közül a kevésbé hidratáltak adszorpcióképessége nagyobb, mint a jobban hidratált ionoké. A hidrátburok vastagságát elsősorban az ion mérete és töltése szabja meg. Minél kisebb a dehidratált kation átmérője, és minél nagyobb a töltése, vizes oldatban annál vastagabb hidrátszféra veszi körül (7.7. ábra).

7.7. ábra - A talajban gyakori kationok méretének összehasonlítása

A kationok adszorpciós affinitásának (a 2. és 3. pontban leírtakon alapuló) sorrendjét a liotróp-sor mutatja: Fe3+ > Al3+ >> Ca2+ > Mg2+ > K+ ≈ NH+4 > Na+. 4. Az egyensúlyi oldat koncentrációjának változásával sajátságosan módosul a kationok vegyértékének adszorpciót befolyásoló hatása. A talajoldat hígulásával ui. a nagyobb vegyértékű kationok megkötődése fokozódik a kisebb vegyértékűekkel szemben, tehát a vegyérték hatása jobban érvényesül. Az oldat töményedésekor viszont a kisebb vegyértékű kationok adszorpciójának lehetősége nő meg, azaz csökkennek a

83 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

vegyértékből adódó különbségek (7.8. ábra). Ez a jelenség az ionaktivitás (a hatékony ionkoncentráció) figyelembevételével értelmezhető.

7.8. ábra - A vegyérték hatásának csökkenése, ill. növekedése a talajoldat koncentrációjának változásakor

Az aktivitás (jele: a) és a mért koncentrációk közötti kapcsolatot az a = γ∙ c képlet fejezi ki, ahol γ  = az aktivitási koefficiens. Az aktivitási koefficiens értéke töményebb oldatokban kisebb egynél, s minél hígabb az oldat, az γ értéke annál közelebb esik az egységhez. A nagyobb vegyértékű ionok aktivitása a koncentrációnövekedésével nagyobb mértékben csökken, mint a kisebb vegyértékűeké. Ideális (végtelen híg) oldatokban γ = 1, tehát az ionaktivitás és az ionkoncentráció megegyezik. Reális oldatokban közvetlenül mérhetjük az ionaktivitást ionszelektív elektródokkal, illetve megfelelő összefüggéssel számíthatjuk a γ aktivitási koefficienst. Azonos vegyértékű kationok (pl. Ca2+ és Mg2+) egymás melletti adszorpciójának mértéke a hígítás fokával (az oldat koncentrációjának csökkenésével, vagy növekedésével) nem változik. 5. Az ioncsere egyensúlyi feltételeiből következik, hogy a folyamat egyirányúvá válhat, ill. egy irányba tolódhat el, ha: • biztosítva van az adszorbeálódó ion állandó utánpótlása, vagy • a lecserélt ion folyamatosan eltávozik (kimosódik vagy kicsapódik) a rendszerből. Az utóbbi eset áll elő pl. akkor, amikor a kalciummal telített kolloid Na 2CO3-tartalmú oldattal érintkezik:

84 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

A kicserélhető Ca-ionokat az oldatban a CO2–3 -ionok inaktiválják, s mindaddig nem áll be az egyensúly míg a CaCO3 kicsapódásának feltételei megvannak. Ez az egyik alapvető oka annak, hogy a szódatartalmú szikes vizek (öntözővizek vagy talajvizek) rohamosan szikesítik a talajt. Specifikus kationadszorpció. Amikor a kationok adszorpciós affinitása nem liotróp sornak megfelelő sorrendet követi, specifikus adszorpció jön létre. Specifikusan kötődik például: a) a Ca2+ a szerves anyagokhoz, b) a K+ és NH+4 a vermikuliton és az illiten (fixáció), c) a H+ pedig a változó töltésű felületeken. A Ca2+-ionok specifikus adszorpciója komplexképződéssel, a K+- és NH+4-ionoké (az említett agyagásványokon) a töltéseloszlással és a kedvező geometriai feltételekkel, a H+ erős kötődése pedig kovalens kötés létrejöttével magyarázható. A kötés energiája minden esetben jóval nagyobb, mint az elektrosztatikai kölcsönhatásé, ezért a specifikus adszorpcióval kötött kationok nem vesznek részt az ioncsere-reakciókban. Éppen ezért a specifikus adszorpcióra képes kationok (Ca2+, K+, Pb2+, Cu2+) esetén határozott különbséget kell tenni a talaj kationcsere kapacitása és kation-adszorbciós kapacitása között.

3.2.3. Az adszorpciós egyensúlyok A talaj adszorbeáló képessége és a különböző anyagok adszorpciós affinitása adszorpciós izotermákkal tanulmányozható, a kation-adszorpció egyensúlyának matematikai leírása pedig megfelelő ioncsereegyenletekkel történhet. a) Adszorpciós izotermák. Adott hőmérsékleten az adszorpció koncentráció-függését adszorpciós izotermákkal lehet jellemezni, amelyek a megkötött mennyiség és a vizsgált anyag egyensúlyi koncentrációja közötti kapcsolatot fejezik ki: qe = f(ce), ahol: qe egyensúlyi adszorbeált mennyiség mol/kg-ban, mg/kg-ban vagy μ/g-ban, (ill. kationoknál mgeé/100 gban), ce az egyensúlyi oldatkoncentráció mol/l, mg/l vagy μg/l (ill. mgeé/l) egységben megadva. A Freundlich-féle izotermaegyenlet szerint a megkötött mennyiség arányos az egyensúlyi oldat koncentrációjával, azaz: (7.12a. egyenlet) ahol: qe az egyensúlyi adszorbeált mennyiség, ce az adott ion egyensúlyi koncentrációja, kF és n állandók. A kF és n az egyenlet linearizált alakjából számítható ki: (7.12b. egyenlet) A log qe – log ce adatpárokat ábrázolva, az egyenlet érvényességi tartományán belül egyenest kapunk. Az egyenes tengelymetszete a log kF, meredeksége pedig a n értékét adja.

85 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

A másik gyakran alkalmazott összefüggés a Langmuir izotermaegyenlet:

(7.13a. egyenlet) linearizált formában pedig:

(7.13b. egyenlet) Jelölések: qe az egyensúlyi adszorbeált mennyiség, ce az egyensúlyi oldatkoncentráció, Q az adott rendszerben maximálisan megköthető mennyiség (adszorpciós kapacitás), kL pedig az adszorpciós energiával összefüggő konstans; k’L = 1/kL. A (1/qe) – (1/ce) összefüggés egyenest ad. Az egyenes tengelymetszete l/Q értékével egyenlő, meredekségéből (kL/Q) pedig a kL értéke számítható ki. Egy-egy izoterma megszerkesztéséhez legalább 6–7 mérési pont szükséges. Ehhez 6–7 azonos tömegű (1–10 g) talajmintát mérünk be. A mintákat a vizsgált anyagot (kationt, molekulát) különböző, de ismert mennyiségben tartalmazó oldatokkal külön-külön egyensúlyba hozzuk, majd a folyékony fázist elválasztva, mérjük a vizsgált anyag egyensúlyi koncentrációját. A co kezdeti és a ce egyensúlyi koncentráció, valamint az oldattérfogat ismeretében kiszámítható az egységnyi tömegű talaj által megkötött mennyiség (qe):

ahol: V az oldattérfogat, co a törzsoldat kezdeti koncentrációja, ce az egyensúlyi oldatkoncentráció, m a talaj tömege. Az adszorpciós izoterma alakja – a talaj és az adszorbeálódó anyag tulajdonságaitól függően – domború, homorú vagy lineáris. A gyakorlatban mind a három izotermatípus előfordul. Ha a különböző lefutású izotermát adó anyagok adszorpciójának összehasonlítása a cél, a Freundlich-egyenlet használata szükséges (7.9. ábra,a), a domború izotermák értékeléséhez viszont mind a két egyenlet felhasználható. Egy vályogtalajnál kapott Pb2+ adszorpciós izoterma a (7.9. ábra, b), a 7.12.b és 7.13.b egyenlet szerinti ábrázolása pedig a 7.9.c és d. ábrarészen látható.

7.9. ábra - Az adszorpciós izotermák jellegzetes típusai (a), egy Pb2+ adszorpciós izoterma (b) és értékelésének vázlata a linearizált Freundlich- (c), ill. Langmuiregyenlet (d) szerint

86 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

b) Kationcsere-egyenletek. A kationcsere-egyensúly törvényszerűségeit viszonylag egyszerűen áttekinthetjük, ha csupán kétféle kationt tartalmazó rendszereket veszünk figyelembe. 1. Azonos vegyértékű kationok csereegyensúlya. Amikor a kicserélődési folyamatban csupán két, egyenlő vegyértékű kationfajta (pl. Na+ és K+) vesz részt, s ezek közül az egyik adszorbeált állapotban van, a másik pedig a kicserélő oldat kationja, akkor a tömeghatás törvényét lehet alapul venni az egyensúlyi állapot leírásához. Ha adszorbeált K-mal telített talajra Na-ionokat tartalmazó oldat hat, felírhatjuk az alábbi egyensúlyi reakciót:

(7.14. egyenlet) Az egyenletben az „x” index jelöli a kicserélhető kationokat. Ezek mennyiségét szokásosan mgeé/100 g egységekben, az oldatban lévő ionokét pedig mmol/l-ben fejezzük ki. A „k” értéke bizonyos koncentrációhatárok között nem, vagy csak igen kis mértékben változik. Az egyenletből következik, hogy az egy vegyértékű adszorbeált kationok egymáshoz viszonyított arányát egyensúlynál, ugyanezen kationok oldatban mért koncentrációinak aránya határozza meg. Az összefüggésben koncentrációk használata csak híg oldatok esetén fogadható el. Nagyobb töménységű oldatoknál helyesebb a koncentrációk helyett a megfelelő ionaktivitásokkal számolni. 2. Különböző vegyértékű (egy és két vegyértékű) kationok csereegyensúlya. Különböző vegyértékű kationok esetén az egyensúly leírására több lehetőség kínálkozik. a) A tömeghatás törvényének alkalmazása Amikor pl. egy vegyértékű Na-ionok cserélik ki a két vegyértékű Ca-ionokat, Cax + 2Na+ ↔ 2Nax + Ca2+, a tömeghatás törvénye szerint:

(7.15. egyenlet) (Az ionok mennyisége itt is mgeé/100 g, illetve mmol/l egységekben van kifejezve). 87 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

Az összefüggés gyakorlati használhatóságát nehezíti, hogy – az igen kis koncentrációk kivételével – az aktivitásokat kell figyelembe venni. b) Gapon-egyenlet A fenti kicserélődési folyamat (a Na–Ca csere) jellemzésére legáltalánosabban a reakciókinetikai elvekből kiinduló Gapon-egyenletet használják. Feltételezve az alábbi reakciósémát: (Cax)1/2 + Na+ ↔ Nax + 1/2 Ca2+, felírható, hogy

(7.16a. egyenlet) Ha a folyékony fázisban (a talajoldatban) lévő ionkoncentrációkat mmol/l helyett mgeé/l-ben fejezzük ki, s a két vegyértékű (Ca és Mg) ionok összegével számolunk, a Gapon-egyenlet gyakorlatban használatos formájához, az ún. módosított Gapon-egyenlethez jutunk:

(7.16b. egyenlet) A kG a Gapon-féle kicserélődési állandó. Értéke általában: 0,015–0,025; mgeé/l = cmol(+)/l; SAR (sodium

adsorption ratio) Az egyenletből kitűnik, hogy az oldat koncentrációjának növekedésekor az egy vegyértékű kationok adszorpcióképessége növekszik. c) Donnan-egyenlet Ha a kolloidok felületén és/vagy az oldatban nem egy, hanem két vagy több kationfajta van, az egyensúlyi rendszerta Donnan-egyenlettel lehet megközelítőleg jellemezni. A Donnan-elmélet egy félig áteresztő (szemipermeábilis) hártyával elválasztott sóoldat és egy kolloidoldat közötti egyensúlyi ioneloszlást tárgyalja. Az egyensúly a hártyán áthatolni képes ionok vándorlása révén jön létre, s egyensúlyi állapotban a kolloidokat tartalmazó ún. belső oldatban és a külső oldatban a kationok és az anionok koncentrációjának szorzata egyenlő. A membránegyensúly többé-kevésbé érvényesül a kationcsere-reakcióknál is, mert a kolloidok negatív töltései helyhez kötöttek, s helyváltoztatásra csak az adszorbeált kationok és az oldat kationjai képesek, így a kolloidrészecskék úgy tekinthetők, mintha félig áteresztő hártyával lennének körülvéve. A membránt a diffúz réteg külső határán (a kolloid micella felületén) képzeljük el. Levezethető, hogy egyensúlyi állapotban:

ahol: a kD = a Donnan-féle megoszlási hányados. Membránrendszerekben kD = 1. A kolloidrészecskék és a kicserélhető kationok vannak az ún. belső oldatban, a talajoldat pedig a külső oldatnak felel meg. Na–Ca cserére tehát felírhatjuk, hogy

(7.17. egyenlet)

88 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

Látható, hogy egy és két vegyértékű kationok kicserélése esetén a Gapon-egyenlet (7.16.a) és a Donnanegyenlet között formailag csupán az a különbség, hogy az utóbbinál a baloldalon is négyzetgyök alatt szerepel a Ca2+ koncentrációja (ill. aktivitása).

3.2.4. A kolloidrendszerek állapota A kolloidrendszerekben ható felületi erők jellegétől, nagyságától, egymást taszító vagy vonzó tulajdonságaitól függ, hogy a részecskék egymástól elkülönülten (diszpergált állapotban) vagy összetapadva vannak-e a rendszerben. Az előbbi állapotot a kolloidok peptizált vagy szol állapotának, az utóbbit pedig koagulált vagy gél állapotnak nevezzük. Koaguláció, peptizáció. Ha több micella összetapad, a kolloidok koagulálnak, és kiülepednek a rendszerből. A koaguláció létrejötte (első megközelítésben) a szolvátréteg vastagságától függ. Ha az azonos töltésű részecskék közötti taszítóerő nagyobb, mint a felületen működő molekuláris vonzóerő (van der Waals-erők), a kolloidok peptizáltan maradnak a rendszerben. A részecskék koagulációját akadályozhatja a vastag szolvátburok, mivel a kolloidmagokat nem engedi olyan közel egymáshoz, hogy a molekuláris vonzóerők biztosítsák az összetapadást. a) Koagulációt idézhet elő a diszperziós közeg nagy elektrolitkoncentrációja. Megfelelő töménység esetén mindegyik sóoldat koaguláló hatású lehet. A különböző sóknál azonban más és más az a koncentráció, amelyiknél a koaguláció bekövetkezik. A három vegyértékű kationok már viszonylag kis koncentrációban, a két vegyértékűek sói (Ca2+-, Mg2+-sók) már valamivel nagyobb koncentrációnál váltanak ki koagulációt, s aránylag nagy koncentráció szükséges a koaguláló hatáshoz egy vegyértékű fémek esetében. Az ionoknak az a kritikus koncentrációja, amely a koaguláció megindításához szükséges, fordítva arányos a vegyérték 6. hatványával. Az 1, 2 és 3 vegyértékű fémionoknál tehát (1/16):(1/26):(1/36) = (1:1/64:1/729). Azonos vegyértékű fémionoknál a koagulálóképesség az ion adszorpciós energiájával növekszik (azaz a kevésbé hidratált kationok koagulálóhatása nagyobb). A koagulálóképesség szempontjából, szintén a liotróp sor szerint rangsoroljuk a fémionokat: Fe3+ > Al3+ >> Ca2+ > Mg2+ > K+≈NH4+> Na+ > Li+. b) Amfoter kolloidok koagulációjánál – egyébként azonos feltételek mellett – a közeg pH-ja is jelentős szerepet játszik, mivel a kémhatás megváltoztatja a felület töltését. Legkönnyebben az izoelektromos pontban következik be koaguláció. Bizonyos körülmények között azonban a kolloidok peptizálódhatnak, s elmozdulnak, vándorolnak a talajban. Stabil kolloidszolok kialakulása talajokban csak védőkolloidok jelenlétében történhet, a vándorlás pedig a mozgó víz hatására mehet végbe. Feltételezések szerint a talajban védőkolloidként szerepelhetnek a kisebb molekulasúlyú humuszanyagok, melyek az ásványi kolloidokra rátapadva, megakadályozzák azok kicsapódását.

4. Az adszorbeált kationok talajkolloidikai hatása A Ca2+-, Mg2+-, K+-, Na+- és H+-ionok rendszerint minden talajban megtalálhatók adszorbeált formában. Mivel ezek a kationok a kolloidokat különböző mértékben tudják koagulálni, a talaj tulajdonságait jelentősen befolyásolja az, hogy milyen a szilárd fázisban megkötött kationok mennyiségi és minőségi megoszlása. Azt a kationfajtát, amelyik elsősorban megszabja a talajrészecskék viselkedését, uralkodó vagy domináns kationnak nevezzük. Ebben a tekintetben nem a különféle kationok abszolút mennyisége, hanem a többi kationhoz viszonyított relatív értéke (a T, ill. az S %-ában kifejezett mennyiség) a döntő. Valamely adszorbeált kationfajta domináns volta azonban nem feltétlenül azt jelenti, hogy relatíve többségben van a többi kationnal szemben.

4.1. Az adszorbeált nátriumionok A Na-ionok a talajkolloidok peptizációját okozzák. A kedvezőtlen kolloidikai hatás már 5% kicserélhető-Natartalom esetén jelentkezik. A Na-ban gazdag talajok nedvesen duzzadnak, szappanszerűen kenődővé válnak, kiszáradva mélyen repedeznek, s kőkemények. Rossz vízgazdálkodású talajok. Kémiai és fizikai javítást igényelnek. Ha a kicserélhető Na-ionok relatív mennyisége (NaS%) eléri az 5 S%-ot, már valamelyest romlanak a talaj fizikai és kémiai sajátságai;

89 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

5–15%-nyi mennyiségben már észrevehető kedvezőtlen hatást fejtenek ki (szikesítik a talajt), 15–25% közötti kicserélhető Na-tartalom esetén már nagymértékben leromlott (erősen szikes jellegű), ha pedig NaS% > 25, akkor kifejezetten szikes a talaj.

4.2. Az adszorbeált kalciumionok hatása A Ca-ionok kedvező hatása csak akkor érvényesül, ha a talaj telítettsége (a V % értéke) több mint 80%, és a Ca2+ relatív értéke eléri az S-érték 70–80%-át, A Ca-ionok az ásványi és a humuszkolloidokat koagulálják. Jelentős szerepük van a jó talajszerkezet kialakításában. Kitűnő vízgazdálkodás, jó tápanyag-szolgáltató képesség jellemzi a Ca-ban gazdag talajokat.

4.3. A magnézium kolloidikai szerepe A Mg-ionok viszonylag nagy vízmegkötő képességük folytán (az S-érték 30%-át meghaladó mennyiségben) aszályérzékennyé teszik a talajt. Az ilyen talajok szerkezete rosszabb, s holtvíztartalma is sokkal nagyobb, mint az ugyanolyan szemcseösszetételű Ca-talajoké.

4.4. Adszorbeált K+- és H+-ionok A K-ionok kolloidikai hatása kevésbé kedvezőtlen, mint a Na+-é. Talajainkban nagy mennyiségű kicserélhető kálium általában nem fordul elő. Az erősen savanyú (H+- és Al3+-ionok által uralt) talajok fizikai, kémiai és növénybiológiai szempontból egyaránt kedvezőtlen tulajdonságokat mutatnak. A káros savanyúság kémiai javítással (meszezéssel) szüntethető meg.

5. Anion-adszorpció Egyes anionok (Cl–, NO3–) csak elektrosztatikus vonzás révén, kicserélhető formában kapcsolódnak a kolloidok pozitív töltésű helyeihez (nem specifikus anion-adszorpció). A többi gyakori anion, a foszfátionok (H2PO–4, HPO42–, PO43–), a SiO44–, a SO42– és a F– viszont főként specifikusan kötődik a változó töltésű felületekhez.

5.1. Nem specifikus anion-adszorpció Csak savanyú talajokban számottevő, mivel ekkor az amfoter kolloidok felületén pozitív töltések is keletkeznek. Például:

-

5.2. Specifikus anion-adszorpció 90 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

A specifikus adszorpcióra képes anionok, a változó töltésű ásványi kolloidok (vas-, alumínium-, mangán-oxidok és -hidroxidok) felületéről, kiszorítják a fémionokhoz kapcsolódó ligandumok egy részét, s azok helyett beépülnek a felületbe (ligandumcsere). Ez a folyamat alapvetően eltér a nem specifikus anion-adszorpciótól, mivel: • sokkal nagyobb a kötési energia, ezért a specifikusan kötött aniont nem lehet kicserélni más anionokkal; • nemcsak pozitív, hanem negatív töltésű vagy töltés nélküli kolloidfelületen is lejátszódhat. A talajfolyamatok szempontjából a foszfát- (HPO42-, és H2PO4–) ionok specifikus adszorpciója a legjelentősebb, mert az csökkenti a talaj felvehető foszforkészletét. Pl.:

Tágabb értelemben specifikus adszorpciónak, ill. kemiszorpciónak tekintik azt is, amikor erősen savanyú talajban egy ion mennyisége oldhatatlan vegyületek képződése (kicsapódás) miatt csökken. Pl.: Al3++ PO43– → AlPO4. Ehhez azonban nem szükséges a változó töltésű kolloidfelület jelenléte, ezért tulajdonképpen nem adszorpciós folyamat.

6. A talaj savanyúsága és lúgossága 6.1. A talajok kémhatása A kémhatás a folyadék lúgos, közömbös vagy savas voltát jelenti, mely az oldatban (vagy szuszpenzió folyadék fázisában) lévő H+-ionok koncentrációjától függ. Mivel a gramm ion/l-ben megadott H+-koncentrációk számértéke igen kicsi, ezért Sörensen javaslatára annak a mínusz eggyel szorzott 10-es alapú logaritmusát (pH) használjuk a kémhatás kifejezésére: pH = – (1) ∙ log (H+) = 1/log (H+), ill. (H+) = 10–pH. A talaj kémhatása tulajdonképpen a talaj folyékony fázisának kémhatása. Ennek értékét azonban egyrészt igen körülményes lenne megállapítani, másrészt a folyékony fázis kémhatása térben és időben változik, a talaj nedvességi állapotától, a növényzet életfolyamatai során keletkezett anyagoktól és egyebektől függően. Ezért konvecionálisan a légszáraz talajból 2,5-szeres mennyiségű desztillált vízzel vagy KCl-oldattal készített (1:2,5 arányú) szuszpenzió kémhatását mérjük, s az így kapott értékekből tájékozódunk a talaj pH-járól. Ugyanazon talajnál a KCl-os szuszpenzió kémhatása savanyúbb lesz, mint a desztillált vizes szuszpenzióé. Különösen nagy különbség adódik a két érték között erősen savanyú talajoknál. Ezért a pH-értékek közlésekor mindig meg kell adni, hogy az a pH(H2O)-t vagy a pH(KCl)-t jelenti-e. A vizes szuszpenzió kémhatása alapján az alábbiak szerint csoportosítjuk a talajokat:

erősen savanyú

pH < 4,5

savanyú

pH = 4,5–5,5

gyengén savanyú

pH = 5,5–6,8

közömbös (semleges)

pH = 6,8–7,2

savanyú

semleges

91 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

gyengén lúgos

pH = 7,2–8,5

lúgos

pH = 8,5–9,0

erősen lúgos

pH > 9,0.

lúgos tartomány

A talajok pH-értéke kisebb-nagyobb mértékben ingadozik. Egy-egy talajnál az évszakonkénti ingadozás a 0,5–1 pH egységet is elérheti. Szoros összefüggés van a talajok pH-ja és az adszorbeált kationok minősége, százalékos megoszlása között (7.10. ábra). Savanyú talajokban a savanyító hatású kationok dominálnak. Ha a pH 7,5–8,5 között van, a szabad CaCO3 pH-szabályozó szerepe a döntő, pH > 8,5 esetén pedig a Na-sók és a kicserélhető Na+ hatása kerül előtérbe. Savanyú talajoknál (pH < 5,5) a pH csökkenésekor rohamosan, exponenciálisan nő a kicserélhető Al3+ mennyisége és a T-értékhez viszonyított aránya, (7.11. ábra a), szikes talajoknál pedig közel lineáris összefüggés van a kicserélhető-Na% és talaj pH-ja között (7.11.ábra b).

7.10. ábra - A kicserélhető kationok százalékos megoszlása különböző pH-jú talajokban

7.11. ábra - A savanyú talajok pH-ja és kicserélhető Al-tartalma (a), valamint a szikes talajok pH-ja és Na-telítettsége (b) közötti összefüggések

92 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

A kémhatás növényélettani szempontból is igen fontos jellemzője a talajoknak. A különböző gazdasági növények fejlődése meghatározott pH-tartományban a legmegfelelőbb. Savanyú pH-t tűrő növény pl. a rozs, a zab, a burgonya, lúgosabb talajt igényel pl. a lucerna, cukorrépa stb. A talaj kémhatása közvetve is hat a növények életére. Pl. savanyú talajban bizonyos tápanyagok, elsősorban a foszfátionok megkötődnek, Al- és Mn-toxicitás léphet fel. A káros folyamatok 5,5 pH alatt már nagymértékben jelentkeznek. A kifejezett lúgosság pedig a talaj szikesedéséből adódó kedvezőtlen feltételekre hívja fel a figyelmet. A növények tápanyagfelvétele és mikrobiológiai tevékenysége szempontjából a semleges körüli kémhatás a legmegfelelőbb.

6.2. A talajsavanyúság formái A talaj összes savanyúsága az aktív és a potenciális (rejtett) savanyúságból áll. A savanyúság formáinak értelmezését megkönnyíti a 7.12. ábra. A kolloidok felületéhez kötött potenciális savanyúság egy-egy talajnál 10 000-szerese vagy 50 000–100 000-szerese is lehet az aktív savanyúságnak.

7.12. ábra - A talajsavanyúság felosztása

93 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

6.2.1. Aktív savanyúság A vizes szuszpenzióban mért pH-érték alapján kimutatható savanyúság, amely csupán a talajoldat lehetséges H+-koncentrációját fejezi ki, de nem mutatja a talajkolloidok protonleadó képességét.

6.2.2. Potenciális savanyúság Savanyú talajban a H+-ionok s az ásványokból kioldódó Al3+-ionok többsége a kolloidokhoz kapcsolódva található. A körülmények változásával azonban ezek megjelenhetnek a talajoldatban, növelve annak savanyúságát. Ezért a savanyúságnak ezt a formáját rejtett (potenciális) savanyúságnak nevezzük. A potenciális savanyúság meghatározásakor valamilyen alkalmas sóoldattal kezeljük a talajt. Erre a célra lúgosan hidrolizáló só vagy nem hidrolizáló só vizes oldata használható. A nem hidrolizáló só (pl. KCl) semleges kémhatású oldata azonban csak a kicserélhető H3O+ és Al3+ ionokat juttatja oldatba, a lúgosan hidrolizáló sók (pl. Ca-acetát, Na-acetát) 8,2 pH-ra beállított lúgos oldata viszont a változó töltéseket hordozó, protonszolgáltató csoportokból (-COOH, fenolos -OH, -AlOH stb.) is felszabadítja a H+-ionokat. Így a potenciális savanyúságot is két csoportra kicserélhető és ún. hidrolitos (hidrolízises) savanyúságra oszthatjuk. 1. A kicserélhető savanyúság (hagyományos jele: y2) A kolloidokon adszorbeált Al3+- és H3O+-ionok okozzák. Ha az erősen savanyú talajt KCl-oldattal rázatjuk, a K+-ionok kicserélik a felületen a permanens töltésekhez kötött H3O+- és Al+-ionokat, s az egyensúlyi oldat elsavanyodik (7.13. ábra).

7.13. ábra - A kicserélhető aciditás meghatározásakor lejátszódó folyamatok (v = változó töltésű helyek, p = permanens töltésű cserehelyek)

A hidratált Al-ion is növeli az oldat H+-koncentrációját, a 7.6. egyenletben is leírt reakciósémának megfelelően. A kicserélhető savanyúságot a KCl-os egyensúlyi szűrlet titrálásával állapítjuk meg, s y2-nek az 50 g talajra eső savanyúságot tekintjük. Mivel adszorbeált Al3+ és H3O+ számottevő mennyiségben csak a kifejezetten savanyú talajokban fordulhat elő, kicserélhető savanyúság csak ezekben a talajokban mérhető. 2. Hidrolitos, hidrolízises savanyúság (jele: y 1 ) A –COOH, a fenolos –OH, a rácsszéli –Al–OH-csoportokban, valamint a hidroxidgélek felületi –Al–OHcsoportjaiban kötött (nem kicserélhető) protonokat semleges kémhatású, nem pufferolt sóoldat nem tudja felszabadítani. Ezért a kötött protonok mennyiségének meghatározásakor 8,2 pH-jú Ca-acetát-oldatot adunk a talajhoz, majd az egyensúlyi szűrlet lúgfogyasztásából kiszámítjuk a hidrolitos savanyúságot. (Nálunk ez is 50 g talajra vonatkoztatott értéket jelent). A Ca-acetát-oldatban, s a Ca-acetát/talaj kölcsönhatásakor a többféle reakció megy végbe. 1. Oldódás-disszociáció: (7.18a. egyenlet) 2. Hidrolízis:

94 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

(7.18b. egyenlet) A hidrolízis kismértékű, az acetátionoknak csak kb. 0,002%-a hidrolizál. 3. Az oldat 8,2 pH-ra történő beállításához szükséges Ca(OH)2 hozzáadásakor a (7.18.b) reakció teljesen visszaszorul (az egyensúly az OH–-többlet hatására balra tolódik), ezért a talajhoz adott Ca-acetát-oldatban gyakorlatilag csak Ca2+, CH3COO–- és OH–-ionok vannak. 4. A lúgos oldattal érintkezve a talajkolloidok gyenge sav jellegű felületi csoportjai deprotonálódnak. Mivel az oldatba került protonok a OH–-ionokkal vízzé egyesülnek, a (7.18.b) reakció egyensúlya jobbra tolódik el, azaz a felületről deszorbeálódott protonokkal egyenértékű ecetsav képződik. 5. Ugyanakkor, a kolloidok felületén a protonvesztés miatt kialakult változó töltések Ca-ionokat kötnek meg az oldatból. A Ca-adszorpció tehát nem ioncsere, hanem a felület deprotonálódásának következménye. 6. Ha a talajban kicserélhető savanyúság is van, a Ca-ionok képesek az állandó töltésekhez Coulomb-erőkkel kötött Al3+- és H3O+-ionokat is kicserélni. Az így oldatba kerülő H3O+-, valamint az Al-ionok hidrolízise miatt felszabaduló protonok hatására – a (7.18.) egyenlet szerint –, az oldatban újabb ecetsav-molekulák jönnek létre. A különböző mértékben savanyú talajokból, Ca-acetátos extrakcióval felszabadítható savanyúságformákat vázlatosan a 7.14. ábra mutatja.

7.14. ábra - KCl-os és a Ca-acetátos kezeléskor oldatba került savanyúságformák

Az előzőekkel összhangban a savanyú talajok hidrolitos (hidrolízises) aciditása mindig sokkal nagyobb, mint a kicserélhető aciditás. Számottevő y2 csak olyan talajoknál mérhető, amelyek pH-ja kisebb mint 5. A talaj telítetlenségét (savanyúságát) Ca-tartalmú vegyületekkel lehet csökkenteni, illetve megszüntetni. Erre a célra CaCO3-tartalmú anyagokat (mészkőport, cukorgyári mésziszapot, stb.) használunk. A javítóanyag szükséges mennyiségének megállapításához az y1-érték lehet az egyik kiindulópont.

6.3. A talajok lúgossága A talajok erősen lúgos kémhatása (pH > 8,5) még a savanyúságnál is kedvezőtlenebb lehet. Az ilyen talajokban a kicserélhető nátrium mennyisége jelentős, s esetleg még szóda is jelen van. A talaj szerkezete, vízgazdálkodása, tápanyag-gazdálkodása rendkívül rossz. Javításukhoz szintén Ca-tartalmú anyagot 95 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

használhatunk, de CaCO3 helyett – mivel az lúgos közegben nem oldódik – gipszet (CaSO4 ∙ 2H3O) vagy kalciumot nem tartalmazó, de savanyító (lúgosságcsökkentő) hatású anyagokat kell a talajba vinni. A javítóanyag Ca-ionjai fokozatosan kiszorítják (lecserélik) az adszorbeált Na-ionokat, s a talaj kémiai és fizikai sajátságai kedvezőbbé válnak.

7. Redoxi folyamatok a talajban Az oxidáció elektronleadással, a redukció elektronfelvétellel jár. A redoxireakciókat általánosan az

egyenlet mutatja, ahol ox1 = az oxidálószer oxidált formája; red2 = a redukálószer redukált alakja; red1 = a redukálódott oxidálószer; ox2 = az oxidálódott redukálószer jele; n = a redukció során leadott, ill. felvett elektronok száma. Az oxidálószerek tehát elektronakceptorok, a redukálószerek pedig elektrondonorok. Redoxireakció csak akkor játszódhat le, ha elektonfelvételre és elektronleadásra képes anyag egyidejűleg van jelen a rendszerben. Pl.:

A folyamatban az oxidált állapotú anyag, a Fe(III) redukálódik, a redukált anyag (S2–) pedig oxidálódik.

7.1. Redoxipotenciál Az oxidált és redukált anyagokat együtt tartalmazó rendszereket redoxirendszernek nevezzük. A redoxirendszerek jellemzésére leggyakrabban a redoxipotenciált (Eh) használjuk, melynek mérésekor sima platinaelektródot és egy ismert potenciálú összehasonlító elektródot (normál hidrogénelektródot) merítünk a rendszerbe. Az elektródok között kialakuló potenciálkülönbség az oxidált vagy redukált anyag mennyiségétől függ. Ha a redoxirendszer oxidált állapotú komponensének koncentrációját (aktivitását) ox-nak, a redukált formáét pedig red-nek jelöljük, akkor a Nernst-egyenlet szerint

(7.19. egyenlet) ahol: Eh = az aktuális redoxipotenciál; Eo = a rendszer standard redoxipotenciálja; n = a reakcióban részt vevő elektronok száma. Minél több az oxidált alkotórész a rendszerben, annál nagyobb a redoxipotenciál értéke. A talajok redoxipotenciálját alapvetően a talaj levegőellátottsága szabja meg, ezért minden olyan tényező, amely a talaj levegőzöttségét befolyásolja (pl. a nedvességtartalom, a szemcseösszetétel stb.) a redoxipotenciálra is hatással van. A talaj átnedvesedésekor csökken, száradás során pedig nő a redoxipotenciál. Ebből következik, hogy a talajok Eh-ja évszakonként, sőt rövidebb időszakokban is változik. A változás a felső rétegekben 100–600 mV körüli lehet. Az Eh értékét azonban a közeg kémhatása is jelentősen módosíthatja: pH-egységenként mintegy 55–65 mV-tal változik a redoxipotenciál. A pH csökkenése (a közeg savanyodása) növeli az adott rendszer Eh-ját. A különböző pH-jú rendszerek redoxiállapotának összehasonlítása céljából vezették be az rH-t, mely a közeg hidrogénion-koncentrációját (pH-ját) is tartalmazza: 96 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

(7.20. egyenlet) Az rH-érték: a redoxirendszerben lévő hidrogéngáz parciális nyomásának (koncentrációjának) negatív logaritmusa, azaz

Az 1 atm. nyomású tiszta hidrogén gáz rH-ja „0”, a tiszta oxigén gázé pedig (1 atm.-nál) 41 rH. A talajban: ha rH < 15 a redukciós folyamatok dominálnak, s ha az rH > 25, az oxidáció van túlsúlyban. A talajok redoxipotenciálja (Eh) többnyire –300 és + 600 mV közötti. Csernozjomokban 450–600 mV, a nedvesebb (víz hatása alatt képződött) réti talajokban 100–200 mV körüli, vízzel borított területeken pedig 2–3 hét alatt –150, sőt –300 mV-ra csökkenhet. Vizes oldatban a H2 gáz fejlődését okozó redoxipotenciálnál kisebb (negatívabb), illetve az O 2 gáz képződéséhez szükségesnél nagyobb (pozitívabb) redoxipotenciál nem lehetséges. Ez a két érték, a víz stabilitási tartománya, behatárolja a talajban létrejövő redoxipotenciálok lehetséges értékeit (7.15. ábra). Az ábra jól szemlélteti a pHnak az Eh-ra gyakorolt hatását és a víztelítettség összefüggését a redoxi állapottal. Általános törvényszerűség, hogy a pozitívabb redoxipotenciálú rendszer oxidálni képes a kevésbé pozitívat. Mivel a talajban egyidejűleg több, egymással kölcsönhatásban álló redoxi rendszer található, ezért a mért redoxipotenciál a jelenlévő redoxipárok „kevert” potenciálja.

7.15. ábra - Redoxipotenciálok és pH-tartományok a talajban

97 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

A talajban általában a következő elektronakceptorok (oxidálószerek) fordulnak elő: molekuláris oxigén (O2), NO–3, Mn(III)- és Mn(IV)-oxidok, MnOOH, Fe(III)-vegyületek (Fe2O3, FeOOH), SO2–4-ionok. Elektrondonorok pedig: a növényi maradványok és a talaj szerves anyagának C-tartalma, a szerves anyagok nitrogén- és kéntartalmú csoportjai (–NH2, –NH, –SH), NH+4-ionok, S2– ionok, Fe2+- és Mn2+-ionok. Kiemelkedő jelentősége van a redoxireakcióknak a talajok nedvesedése, száradása, esetleg vízborítása vagy vízzel való telítése esetében. Mivel a vízzel telített talajokban az oxigén diffúziója rendkívül lelassul, ezért utánpótlása a légkörből gyakorlatilag megszűnik. A talaj teljes átnedvesedését követő száradás hatását a talajlevegő oxigéntartalmára és redoxipotenciáljára jól mutatja a 7.16. ábra.

7.16. ábra - A talajlevegő O2-tartalmának és a redoxipotenciálnak változása a talaj száradása során

98 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

Egyes baktériumok az oxigén helyett a NO3-ionokat is fel tudják használni elektronakceptorként. Azok az élőlények, amelyek aerob és anaerob körülmények között is működnek, a fakultatív anaerobok. Ezek a nitrátot molekuláris nitrogénné redukálják a denitrifikáció folyamata során. Amikor az oxigén és a nitrát nagy része elhasználódott, meghatározott sorrendben következnek a további elektronakceptorok. Általában elmondható, hogy a különböző szervesanyag-lebontó szervezetek más és más elektronakceptort használnak. Azok a baktériumok, amelyek az oxigénen kívül bármely más elektronakceptort hasznosítani tudnak, az obligát anaerobok. A fakultatív anaerobok viszont az oxigén mellett más elektronakceptort is fel tudnak használni. Azt, hogy melyik elektronakceptor lép működésbe, a talaj redoxipotenciálja határozza meg (7.17. ábra). A talajba kerülő könnyen lebontható növényi és állati maradványok szolgálják a légzés számára a felvehető szénforrást, akár aerob, akár anaerob körülmények között megy végbe a folyamat.

7.17. ábra - A redoxi rendszerek stabilitása a talajban

99 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

Azok az élőlények, amelyek csak oxigént tudnak terminális elektronakceptorként felhasználni, obligát aerob szervezeteknek nevezzük. Ide tartozik a legtöbb talajlakó állat, mikroszkópikus gomba és nagyon sok baktérium (7.7. táblázat). Az oxigén addig fog elektronakceptorként szerepelni vízzel telített talaj esetében, ameddig koncentrációja a talajoldatban nem csökken le millimólos értékre. Amikor ez bekövetkezik, néhány szervesanyag-bontó mikroszervezet megszűnik működni.

7.7. táblázat - A redoxi folyamatokban részt vevő élő szervezetek és a folyamatok redoxipotenciál-tartománya Száraz körülmények között jellemző folyamat a Fe3+-vegyületek képződése és kicsapódása. Ez történik például a Fe3+-foszfáttal. A talaj vízzel való telítődése során a Fe3+-ionok Fe2+-vé alakulnak, és vízoldható Fe(II)vegyületek képződnek. Ez egyúttal a foszfát felvehetőségének a megnövekedésével jár. Egy másik példa, amikor egy terület lecsapolás után szárazzá, levegőzötté válik, a FeS-üledék Fe2(SO4)3-tá alakul. Ha a terület újra víz alá kerül a Fe3+ → Fe2+-vé, a SO2–4 pedig szulfiddá redukálódik. Jellegzetes az időszakosan vízzel telített talajoknál a glejes kékeszöld szint adó Fe2+-vegyületek jelenléte, valamint a rozsdafoltokat okozó Fe(III)-oxidhidroxidok megjelenése. A fontosabb vasvegyületek Eh-pH diagramja a 7.18. ábrán látható.

7.18. ábra - Eh-pH összefüggés vasionok és vasvegyületek esetén

100 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

7.2. A pe fogalma és alkalmazása A talaj redoxiállapotát a szabad elektronok aktivitásának negatív logaritmusával, a pe értékkel is kifejezhetjük: pe = –log (e–), ami megadható, mint (7.21. egyenlet) ahol: az Eh Volt egységekben van megadva. A nagy pe értékeknél az elektronban szegény, azaz oxidált állapotú anyagok dominálnak, a kis pe pedig az elektronban gazdag, azaz redukált anyagok túlsúlyát mutatja. A talajokban gyakori pe tartományt a 7.19. ábrán közölt pe–pH diagram vonalkázott része mutatja. A legnagyobb pe-érték + 13,1 alatt van, a legkisebb pedig – 6,0 közelében.

7.19. ábra - pe- és pH-tartományok a talajban (vonalkázott rész a mikroorganizmusok működési tartománya)

101 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

A vonalkázott szabálytalan sokszög azt a pe–pH-területet mutatja, ahol a redoxiredukciókat katalizáló mikroorganizmusok – általában baktériumok – képesek működni. A talajok redoxireakcióiban részt vevő legfontosabb kémiai elemek (C, N, O, S, Mn és Fe) sora, szennyezett talajokban bővül: pl. As, Se, Cr és Hg-val. Ha egy talaj valóban zárt rendszerként viselkedik (pl. vízzel elárasztott talaj, pangó víz alatt) és megfelelő energiaforrás áll rendelkezésre a mikrobák számára, akkor az említett első hat elem redukciója egy jól definiált sorrend szerint zajlik le. Ha a pe 5 fölött van, az aerob mikroorganizmusok légzési folyamatai használják el az oxigént. Amint a pe 8 alá süllyed, megindul a NO–3 redukció is. Ezt a folyamatot a nitrátrespiráció katalizálja, azaz a NO 3-ionok biokémiai elektronakceptorként szolgálnak, s végül NO2, N2, N2O vagy NH+4 képződik. Amikor a talaj pe-értéke a 7–5 közötti, elegendő elektron van a rendszerben ahhoz, hogy a szilárd fázisban lévő Fe(III) és Mn(IV) redukálódhasson. A vas(III) redukciója nem indul meg addig, amíg az O 2 és a NO3– el nem fogyott, de a Mn redukciója nitrát jelenlétében már megkezdődik. Amikor a pe kisebb, mint 0, akkor a számos anaerob baktérium által végzett szulfátredukció feltételei is adottak. Vizes oldatban tipikus reakciótermékek ilyenkor: a H2S, a hidrogénszulfid (HS–) vagy a tioszulfát- (S2O3-) ionok. Az O, N, Mn, Fe és S redukcióját tehát az Eh-ban és a a pe-ben bekövetkező változások indukálják. 102 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

8. A talaj pufferoló hatása A talaj a belekerülő anyagokat bizonyos mértékig lekötni és/vagy átalakítani, így hatásukat közömbösíteni, ill. tompítani képes pufferrendszer. Pufferoló hatásának két legfontosabb területe • a sav/bázis pufferképesség, valamint • a tápelem és toxikuselem-megkötő képesség.

8.1. A talaj sav/bázis pufferképessége Mérésének elve. A talajok tompítóképességét úgy állapítjuk meg, hogy ismert tömegű talajmintákhoz növekvő mennyiségű savat, illetve lúgot tartalmazó (de azonos térfogatú) vizet adunk, majd az egyensúly beállta után mérjük minden egyes kezelés pH-ját. A pH-értékeket az adagolt sav, ill. lúg térfogatának függvényében ábrázolva, jellegzetes titrálási görbéket kapunk (7.20. ábra).

7.20. ábra - Két talaj sav/bázis titrálási görbéje

A pufferképességetazután az 1 pH-egységváltozást okozó sav, ill. lúg mgeé/100 g-ban vagy mmol/kg-ban kifejezett mennyiségével (a pufferkapacitással), vagy a hasonló módon, de talaj nélkül készített összehasonlító görbe (nullgörbe) és a talaj titrálási görbéje által bezárt terület (cm2-ben megadott) nagyságával lehet számszerűen kifejezni. Az ábrán bemutatott agyagos vályogtalaj pufferkapacitása pl. savval szemben az 5,8–4,8 pH tartományban (3 mgeé/100 g) ∙ pH–1; lúgos terheléssel szemben pedig, pH = 5,8–6,8 között: (1,6 mgeé/100 g) ∙ pH–1. A savas és lúgos behatásokat tompító legfontosabb pufferanyagok a következők. a) CaCO3. A talaj elsavanyodását jelentősen késlelteti a CaCO3-tartalom, mert Ca(HCO3)2 formában oldódva közömbösíti a savat: CaCO3 + H+ + HCO3– → Ca(HCO3)2. Ezért a talaj pH-ja mindaddig nem csökken, amíg a rendszerben szilárd Ca- és Mg-karbonát van. 103 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

b) Talajkolloidok. A talajkolloidok pH-változást tompító hatását a humuszanyagok és a hidratált oxid típusú felületek (az agyagásványok törésfelületei, az Al-, Fe-oxidok és -hidroxidok felülete) protonfelvevő/protonleadó képességére lehet visszavezetni. Ha a talajoldatban a H+ ion-koncentráció emelkedik, a kolloidok változó töltései protonokat kötnek meg, az OH– többlet pedig protonleadással közömbösítődik (7.2.4.3. fejezet). c) Agyagásványokhoz kötött Al-hidroxid-polimerek. Sav hatására nő a polimer össztöltése, pl.: [Al6(OH)12 (H2O)12]6+ + H+ → [Al6(OH)11 (H2O)13]7+ A folyamat töltésmérlege:

+18

+18

– 12

– 11

+ 6 +1 →

+7

Erősen savas közegben pedig a vegyület [Al(H2O)6]3+ akvakomplex ionokká depolimerizálódik. Az oldat lúgosságával viszont csökken az össztöltés. A rendszer mindaddig hatékonyan pufferol, ameddig a polimererek át nem alakulnak Al(OH)3-dá. d) A könnyen málló szilikátok: oldódása és képződése hosszabb ideig tartó folyamat, és sok esetben irreverzibilis. Mállás közben protonok kötődnek meg, képződésükkor pedig protonok szabadulnak fel, s ezek az oldat lúgosságát közömbösítik. Az említett pufferrendszerek hatékonyságát a közeg kémhatása is befolyásolja. A különböző pHtartományokban más-más pufferanyag viszi a főszerepet (7.21. ábra).

7.21. ábra - A savtompító hatásért felelős pufferanyagok és pufferreakciók különböző pH-jú közegben

A tompítóképesség tehát függ a talaj kolloidtartalmától, a kolloidok minőségétől és a talaj pH-jától. (Az agyagban és a humuszban gazdagabb talajok jobban pufferolnak, mint a szegényebbek). A tompítóhatás azonban savakkal, ill. lúgokkal szemben nem egyforma. Az adszorbeált kationokban szegény, savanyú kémhatású, telítetlen talajok a savas behatásokat – érthetően – csak kisebb mértékben tudják tompítani, a lúgokkal szembeni pufferhatásuk viszont nagy. A telített, kationokban gazdag talajok pedig éppen ellentétesen viselkednek, jobban tudják közömbösíteni a savanyító anyagokat, s kisebb mértékben kompenzálják lúgos hatásokat.

104 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

Környezetvédelmi pufferkapacitás. A talaj savas hatásokkal szembeni ellenálló képességét kifejező empirikus összefüggés (Hargitai, Stefanovits). A talajban lévő karbonátok szerepét, a humusztartalmat és a humusz minőségét, valamint az agyagtartalom és az agyagásvány-összetétel hatását veszi figyelembe: (7.22. egyenlet) ahol: EBCS = a talaj környezetvédelmi pufferkapacitása; EBCA = a karbonátok környezetvédelmi pufferkapacitása; EBCH = a humusz környezetvédelmi pufferkapacitása; EBCC = az agyagfrakció környezetvédelmi pufferkapacitása. Az egyes komponensek hatásának becslése: EBCC = ΣD (pH 8,5 + Ca), melyben: vastagsága összegezve, Ca = CaCO3 %. A szerves anyagok és az agyag hatása: EBCH = ΣD ∙ (Hu)2 ∙ R ∙ 10, Hu = szervesanyag-tartalom, %;

EBCA = ΣD ∙ TS ∙ Tm ∙ 10–2, TS = agyagtartalom, %;

ahol: S, V, I = szmektit, vermikulit, illit% az agyagfrakcióban. Általában az EBCA értéke 400–2000; az EBCH értéke 1–400; az EBCC értéke 100–3000.

8.2. Tápelem- és toxikuselem-lekötő képesség A talaj tápelem-pufferoló képessége gátolja a kimosódást, szabályozza a tápanyagok oldatbeli koncentrációját. Biztosítja ezáltal, hogy a tápelem mennyiségének jelentős növelése (műtrágyázás) vagy elvonása (növény általi felvétel, kimosódás) következtében a talajoldatban az adott elem koncentrációja káros mértékben ne változzon. A tápelemek és a toxikus nehézfémek oldatbeli koncentrációjának szabályozásában kémiai és fizikai–kémiai folyamatok (adszorpció–deszorpció, kicsapódás–oldódás) játszanak döntő szerepet. (A szerves szennyező anyagok esetében ezeken kívül a biológiai lebontás és a biokémiai átalakulás hatása is jelentős). A talajnak a különböző anyagokat (ionokat, molekulákat) megkötő képességéről legegyszerűbben az adszorpciós izotermák (7.3.3.3 fejezet) alapján lehet tájékozódni. Ezek segítségével becsülhető az adott kísérleti körülmények között mutatkozó maximális lekötődés (adszorpció és kicsapódás) valamint a vizsgált anyag oldatbeli koncentrációja különböző terhelések esetén. A tápanyagok érvényesülésének tanulmányozásakor két alapvető jellemzőt szokás figyelembe venni, éspedig • az ún. tápanyagkapacitás-faktort (Q faktor), ami a vizsgált tápanyag kicserélhető és könnyen mobilizálódó része, • a tápanyagintenzitás-faktort (I-faktor vagy C-faktor), amelyet az oldatban lévő tápanyag koncentrációjával lehet kifejezni.

105 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

Mivel a tápelemek adszorpciója vagy deszorpciója esetén a Q és a C értéke megváltozik, az értékeléshez legtöbbször elegendő a ΔQ – ΔC kapcsolat megállapítása. A 7.22. ábrából kitűnik, hogy azonos mennyiségű tápelem hozzáadásakor a vizsgált anyag oldatbeli koncentrációja a kisebb pufferképességű 1. talajban nagyobb mértékben változik meg, mint a jobban pufferoló 2. számú talajban.

7.22. ábra - A tápelem pufferolóképességének értékelése

Mivel egy-egy talajnak a különböző ionokkal szembeni pufferképessége (a talaj összetételétől, pH-jától, egyebektől függően) más és más, a megállapított pufferhatás mindig csak az adott ionra és az adott kísérleti feltételekre vonatkozó értéknek tekintendő.

9. A reakciók időbeni lefolyása A talajban jelentősen eltérő sebességű reakciók mennek végbe. Vannak pillanatszerűen, ill. percek vagy órák alatt lejátszódó, s vannak hónapokig, évekig, ill. évtizedekig, évszázadokig tartó folyamatok. Egy kifejlett talajszelvény képződéséhez általában néhány száz vagy néhány ezer esztendőre van szükség. Ennyi idő alatt jut a talajképző tényezők hatása alatt lévő talaj egyensúlyba a környezetével. Az egyensúly akkor alakul ki gyorsabban, ha a talajképző tényezők intenzívebbek, és akkor lassabban, ha például a talajképző kőzet jobban ellenáll a változásoknak. Az ember tevékenységével befolyásolja több folyamat kifejlődését. Savas légköri üledékek vagy műtrágyák hatására például felgyorsul a talajok egyes genetikai szintjeinek elsavanyodása és ezzel párhuzamosan bizonyos ionok (mint a Ca- és Mg-ionok) kimosódása. A meszezés ugyanakkor lelassítja a talaj savanyodását, és pótolja a fenti ionok kimosódási veszteségeit. Nagyon hosszú idő szükséges például a kőzetek és ásványok mállásához vagy a humuszos szint kialakulásához, de pillanatszerűen játszódnak le az ioncsere-reakciók és csak perceket, órákat vesz igénybe az oldott anyag adszorpciója vagy deszorpciója. Évek szükségesek viszont az Al-szilikátok spontán oldódásához és az ásványok újrakristályosodásához (7.23. ábra).

7.23. ábra - A különböző típusú reakciók egyensúlyának eléréséhez szükséges idő a természetes állapotú talajokban 106 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj kémiai tulajdonságai

107 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

8. fejezet - A talaj fizikai tulajdonságai A fizikai tulajdonságok nagymértékben befolyásolják a talajban lejátszódó kémiai és biológiai folyamatokat (az adszorpciós jelenségeket, az oxidáció–redukció feltételeit, az anyagtranszport lehetőségeit, a biológiai aktivitást, a tápanyagforgalmat) s ezeken keresztül a talaj termékenységét. A legfontosabb talajfizikai jellemzők: • a szemcseösszetétel (textúra), • a talaj szerkezete (a szerkezeti formák, a szerkezet minősége), • a talaj térfogattömege és tömörsége s (a fentiekkel összefüggően), • a pórustér nagysága, a pórusok méret szerinti eloszlása, • a vízgazdálkodási jellemzők (a vízáteresztő képesség, a vízkapacitás, a holtvíz és a hasznosítható víz mennyisége), • a levegőzöttség és a hőgazdálkodás.

1. A talaj szemcseösszetétele A talajok szilárd fázisában – a kolloiddiszperz részecskéktől a durva homokig, esetenként pedig a néhány cm átmérőjű kőzettörmelékig – igen sokféle méretű komponens található. A különböző nagyságú ásványi szemcsék mennyisége, illetve részaránya döntően befolyásolja a talaj fizikai és fizikai-kémiai sajátságait. Alapvetően más feltételek alakulnak ki a talajban akkor, ha pl. a durva homokszemcsék, vagy ha az igen kis méretű kolloidrészecskék dominálnak. A talajszemcsék mérete között fokozatos és folyamatos az átmenet, a fizikai sajátságok viszont bizonyos mérethatárok fölött, illetve alatt ugrásszerűen változnak. Ezért a szemcseösszetétel értékeléséhez nem szükséges, hogy valamennyi szemcse egyedi méretét ismerjük, hanem csak a jellemző mérettartományokba eső szemcsecsoportokat (frakciókat) kell figyelembe vennünk. A szemcsék méret szerinti csoportosítására több (egymáshoz kisebb-nagyobb mértékben hasonló) javaslat született. Ezek közül elsősorban a Nemzetközi Talajtani Társaság által is elfogadott – és nálunk is régóta használt – Atterberg-féle, valamint az USA Talajtani Szolgálatánál alkalmazott osztályozás terjedt el (8.1. ábra). Az ábrából is látható, hogy a 2 mm-nél kisebb szemcséket három főfrakcióba: a homok-, az iszap- (por-, kőzetliszt-) és az agyagfrakcióba lehet besorolni, s ezeket egyes rendszerekben további alcsoportokra osztják.

8.1. ábra - A szemcsefrakciók mérethatárai az Atterberg és az USDA osztályozás szerint

A legnagyobb méretű frakciók (a kőtörmelék és a kavics) csak egyes talajokban fordulnak elő. 108 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

1.1. A szemcsefrakciók jellemzői és a szemcseösszetétel meghatározása 1.1.1. A szemcsecsoportok tulajdonságai Az egyes szemcsefrakciók talajban betöltött szerepe különböző, s szorosan összefügg a részecskék ásványi összetételével, valamint a méretük és alakjuk által determinált fajlagos felülettel. a) A homok-, iszap- és agyagfrakcióban találhatófontosabb ásványokról az 8.2. ábra ad áttekintést. A homokfrakcióban a kvarc és a primer szilikátok vannak túlsúlyban, a vas- és alumínium-oxidok, -oxidhidroxidok pedig főként a szemcsék bevonataként vannak jelen. Az iszapban a szemcseméret csökkenésével a kvarc és a primer szilikátok mennyisége is csökken, s megnő a mállástermékek (főként az oxidok és oxidhidroxidok, valamint a nagyobb szemcséjű agyagásványok) részaránya. Az agyagfrakció legfontosabb alkotórészei az agyagásványok, de figyelemre méltó a vas- és alumínium-oxidok, valamint a kolloidméretű kvarc-, földpát- és csillámpor kisebb-nagyobb arányú jelenléte is.

8.2. ábra - A homok-, az iszap- és az agyagfrakció uralkodó ásványai

b)  A szemcsefrakciók fajlagos (specifikus) felületemegszabja a vízmegkötő képességet és általában az adszorpciós sajátságokat. Értéke meghatározható közvetlen mérésekkel vagy becsülhető számítással, s kifejezhető tömegegységre vagy térfogategységre vonatkoztatva. A számításoknál az agyagrészecskéket vékony lapokból állónak, a többi szemcsét pedig gömb és kocka formájúnak tételezzük fel. 109 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

A gömb alakú szemcsékből álló rendszer egységnyi tömegére számított fajlagos felület (F f) az f felület és az m tömeg hányadosa. A gömb felülete f = 4 πr2, tömege pedig m = ρV = [(4πr3)/3] ∙ ρ. A fajlagos felület tehát

(8.1. egyenlet) ahol: r = a részecske sugara, cm; ρ = a részecske sűrűsége (fajlagos tömege), g/cm3. A kocka fajlagos felülete is hasonlóképpen számítható, azaz Ff (cm2/g) = 3/ρL, melynél: L = az élhosszúság, cm. Egy d vastagságú, r sugarú lapos korong felületét – ha az r >> d – a felső és alsó lap, valamint az d vastagságú szegély (perem) felületének összege adja, tömege pedig dπr2 ρ. Így

(8.2. egyenlet) A fentiek szerint a fajlagos felület fordítva arányos a szemcsék méretével, s függ a részecskék alakjától is. A különböző méretű, ρ = 2,65 sűrűségű, gömb és/vagy kocka alakú szemcsékre számított jellemzőket az 8.1. táblázatban foglaltuk össze. Az adatok azt mutatják, hogy a durvahomokfrakció fajlagos felülete mindössze 10– 3–10–2 m2/g (10–100 cm2/g), az 1 grammra jutó részecskeszám pedig, a mérettől függően, 100 és 90 000 db között van. A 0,02–0,2 mm átmérőjű szemcsékből álló finom homokban már nagyságrendekkel több részecske található, mint a durva homokban, s a fajlagos felület 0,02–0,1 m2/g-ra tehető. Az iszapfrakcióban százmilliós vagy milliárdos nagyságrendű a fajlagos részecskeszám, a specifikus felület pedig, ha az átlagos átmérő 0,002 mm, az 1 m2/g-ot is eléri. Az agyagfrakció fajlagos felülete – mint ismeretes – sokszorosan meghaladja a többi szemcsecsoportét, tényleges értéke azonban nagymértékben függ a komponens-ásványok minőségétől. Ha a montmorillonitnál 1 ∙ 10–7 cm (= 1 nm = 10 Å), a kaolinitnél pedig 4 ∙ 10–6 cm (400 Å) átlagos lapvastagsággal számolunk, a (8.2) egyenlettel kapott specifikus felület, a fenti sorrendben: 754,7; 150,9 és 18,8 m2/g-nak adódik, ami közel áll a kísérletileg mért értékekhez. A 0,0001 mm átmérőjű (0,00005 cm sugarú) gömbszerű szemcsék fajlagos felülete viszont csak 2,21 m2/g. Ezek alapján, ha egy agyagfrakció 35 tömeg%-ban montmorillonitot, 50% illitet, 5% kaolinitot és 10%-nyi 0,0001 mm átmérőjű kvarc- és/vagy földpátszemcsét tartalmaz, a becsült fajlagos felülete: Ff = 0,35(754,7) + 0,5(150,9) + 0,05(18,8) + 0,1(2,2) = 340,75 m2/g.

8.1. táblázat - A szemcsefrakciók néhány fizikai jellemzője A részecskék

Fajlagos felület

átmérője

sugara

tömege

száma

(mm)

(cm)

(g)

1 g-ban

cm2/g

m2/g

2

0,1

1,11 ∙ 10–2

9,0 ∙ 101 (= 90)

11,3 1,13 ∙ 10–3

1

0,05

1,38 ∙ 10–3

7,2 ∙ 102

22,6 2,26 ∙ 10–3

0,2

0,01

1,11 ∙ 10–5

9,0 ∙ 104

113,2 1,13 ∙ 10–2

110 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

0,05

0,0025

1,73 ∙ 10–7

5,7 ∙ 106

452,0 4,52 ∙ 10–2

0,02

0,001

1,11 ∙ 10–8

9,0 ∙ 107

1132,0 1,13 ∙ 10–1

0,002

0,0001

1,11 ∙ 10–11

9,0 ∙ 1010

11320,0 1,13

c) A szemcsecsoportok fontosabb fizikai tulajdonságai. Az előzőekből következik, hogy a kis fajlagos felületű homokszemcsék között csak jelentéktelen tapadóerő lép fel, ezért nem képeznek aggregátumokat. A részecskék közötti tág hézagok miatt, a homok a vizet jól vezeti, de abból csak keveset tud visszatartani. A pórusok zömét, átnedvesedés után is, főként levegő tölti ki. Az iszapfrakcióban a szemcsék sokkal erősebben tapadnak egymáshoz, mint a homokban, a létrejött aggregátumok azonban könnyen szétesnek. A részecskék méretéből adódóan, a pórustér viszonylag szűk pórusokból áll, emiatt az iszap vízáteresztő képessége gyenge, vízvisszatartó képessége viszont jelentős. Az agyagfrakciónak nemcsak a fajlagos felülete nagy, hanem számottevő elektromos töltése is van. Az agyagszemcsék közötti tapadóerő rendkívül nagy, s a részecskék felületén is sok víz tud megkötődni. Ezért az agyagok nedvesen duzzadnak, száradva zsugorodnak és igen keménnyé válnak. Mivel a pórusok többsége nagyon kis méretű, az agyag a vizet rosszul vagy egyáltalán nem vezeti, víztartó képessége azonban kiemelkedően nagy. (Az említett hatások erőssége nagymértékben függ az agyagásványok minőségétől és a frakció ásványi összetételétől). Nyilvánvaló tehát, hogy a kedvező talajtulajdonságok kialakulásának feltételeit önmagában egyik szemcsefrakció sem tudja biztosítani, ahhoz a homok-, iszap- és agyagrészecskék megfelelő arányú jelenléte (valamint megfelelő minőségű szerves anyag) szükséges.

1.1.2. A szemcseösszetétel meghatározásának elve A talajok szemcseösszetételét (textúráját = mechanikai összetételét) a mértékadó szemcsefrakciók tömeg%-ban kifejezett mennyisége jellemzi. A durva szemcsék elválasztása szitálással, a finomabb frakciók meghatározása pedig általában ülepítéssel történik. A kavicsot és a kőtörmeléket a légszáraz talajból szitálással (száraz szitálás), a durva homokot pedig a talaj vizes szuszpenziójának átszitálásával (nedves szitálás) lehet eltávolítani. A kisebb méretű frakciók (finom homok, iszap, agyag) mennyiségének meghatározása pedig ülepítéses módszerekkel végezhető. Az ülepítéses vizsgálatok alapja az, hogy nyugvó folyadékban a különböző méretű és sűrűségű szilárd részecskéknek az ülepedési sebessége is különböző. Ezt az összefüggést a Stokes-törvény fejezi ki:

(8.3. egyenlet) Jelölések: v = az ülepedési sebesség, cm/sec, g = a gravitációs gyorsulás, 981 cm/sec2, ρ 1 = a szemcse sűrűsége, fajlagos tömege, g/cm3 (talajszemcséknél átlagosan: 2,65), ρ 2 = az ülepítő közeg sűrűsége, g/cm3(víz esetén ≈ 1), n = az ülepítő közeg belső súrlódási együtthatója, centipoise (víznél, 20 °C-on = 0,01 és 25 °C-on 0,009), r = a részecske sugara, cm, k = 2 g (ρ1–ρ2)/9n, s ez adott rendszernél csak a hőmérséklettől függő állandó. Mivel egy-egy frakciónál az ülepedési sebességet (v), az ülepedési úthossz (h) és az ehhez szükséges idő (t) hányadosa adja meg, azaz

111 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

a t = h/v összefüggés alapján ki lehet számítani, hogy meghatározott méretű részecskék adott mélységig mennyi idő alatt ülepednek le. A Stokes-egyenlet a gömb alakú szemcsék ülepedési sebességét fejezi ki, a talajrészecskék alakja azonban többnyire szabálytalan vagy lemezszerű. Ezek szétválasztása tehát nem a valódi átmérő, hanem az ugyanolyan összetételű s velük azonos sebességgel ülepedő gömb alakú szemcse átmérője alapján történik. Például egy szabálytalan kvarcszemcse mérete egy olyan gömb formájú kvarcrészecske átmérőjével egyenértékű, amelyiknek vizes szuszpenzióban ugyanolyan az ülepedési sebessége (ekvivalens átmérő). A durva vázrészektől megszabadított talajminta szemcseösszetételének vizsgálata (mechanikai analízise) előtt, az aggregátumokká összeragasztott szemcséket el kell választani egymástól. A leggyakoribb ragasztóanyagok a talajban: a humusz, a vas- és alumínium-oxidok, illetve -hidroxidok, valamint a CaCO3. Az ülepedést megelőző előkészítő eljárások során tehát olyan oldószereket kell alkalmazni, amelyek a szemcséket összekapcsoló anyagokat oldják. A CaCO3 elbontásához híg HCl-ot, a vas- és alumínium-oxidok (oxidhidroxidok) kioldására komplexképző anyagokat, a humuszanyagok elroncsolásához pedig H2O2-os kezelést lehet alkalmazni. További követelmény, hogy ne következzen be a szemcsék újbóli koagulációja, ezért a vizsgálandó talajszuszpenzióhoz peptizáló anyagokat; NaOH-ot vagy lúgosan hidrolizáló Na-, ritkábban Li-sóoldatot is kell adni. A szemcseösszetétel megállapítására használt két legelterjedtebb módszer: a pipettás és a hidrométeres eljárás. A pipettás módszernél, a megfelelő ülepedési idő elteltével meghatározott mélységből ismert térfogatú szuszpenziót kell kipipettázni, majd azt szárazra párolva mérni a szemcsefrakció tömegét. Végül az eredményt 100 g talajra vonatkoztatva (tömeg%-ra átszámítva) fejezzük ki. Ha ezt a műveletet – az ülepedési sebesség alapján számított – több időpontban megismételjük, meghatározható a finom homok, az iszap és az agyag %-os mennyisége. A hidrométeres eljárásnál, megfelelően kalibrált hidrométerrel (areométerrel) mérik a talajszuszpenzió sűrűségének időbeni csökkenését. Adott időpontban minél több a lebegő rész, annál nagyobb a szuszpenzió sűrűsége. A mérési adatokból nomogramok segítségével állapítható meg a szemcsefrakciók mennyisége. A vizsgálati eredmények bemutatása történhet táblázatokkal, szemcseméret-megoszlási görbékkel (8.3. ábra) és oszlopdiagramokkal.

8.3. ábra - Egy homokos vályog-, egy iszapos vályog- és egy agyagtalaj szemeloszlási görbéje. (Pl. a bemutatott agyag talajban: agyag % = 59; iszap % = 85–59 = 26; homok % = 100–85 = 15)

112 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

1.2. A talajok osztályozása a szemcseösszetétel alapján A szemcseösszetétel (textúra) szerint a talajokat különböző textúracsoportokba (kevésbé szabatosan: ún. fizikai talajféleség-kategóriákba) lehet besorolni. Az értékelés a három fő szemcsefrakció (a homok, az iszap és az agyag) százalékos arányából és tulajdonságaiból kiindulva történik. Ha a finom szemcsék vannak túlsúlyban (s ezek között is az agyagfrakció dominál) a talajt agyagtextúrájúnak, ha az agyag- és az iszaptartalom valamivel kisebb, akkor vályog-, ha pedig a homokfrakció hatása jut előtérbe, akkor homoktextúrájúnak (röviden: agyag-, vályog-, illetve homoktalajnak) nevezzük. A csoportosítást tovább lehet finomítani, ha az uralkodó szemcsefrakciók mellett az alaptulajdonságokat módosító más szemcsecsoportok hatását is kifejezésre juttatjuk. (Pl. agyagos vályog, homokos vályog stb.).

1.2.1. A talajok besorolása háromszögdiagramok segítségével A számszerű adatok értékelését, a textúracsoportok pontosabb elhatárolását, megfelelő táblázatok és/vagy diagramok teszik lehetővé. Ezek nagy része azonban csak egy-egy országban s csak az adott országban elfogadott „nemzeti” szemcsecsoport-beosztás esetén alkalmazható. A legszélesebb körben ismert és elfogadott az USA Talajtani Szolgálata (USDA) által kidolgozott textúraminősítés (8.4. ábra). A háromszögdiagram használatát egy példán keresztül szemléltetjük.

8.4. ábra - A textúraosztály megállapítására (a talajnak a szemcseösszetétel szerinti besorolására) szolgáló háromszögdiagram

Ha egy mintában 22% az agyagfrakció, 35% a 0,05–2 mm átmérőjű homok és 43% a 0,002–0,05 mm közé eső iszap részaránya, akkor – amint a berajzolt vonalak metszéspontja mutatja –, vályogtalajról van szó. 113 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

Az ábrából kitűnik, hogy az USA-beli osztályozás szerint: • – agyagtalajoknál az agyagfrakció > 40%, az iszap < 40% és a homok < 45%; • – iszapos agyagnál az agyag 40–60%, az iszap szintén 40–60% közötti, a homok pedig < 20%; • – a homokos agyag 35–45% agyagot, kevesebb mint 20% iszapot és 45–65%-nyi homokot tartalmaz; • – homoktalajokban több, mint 85% a homok, és 10%-nál kevesebb az agyagfrakció; • – vályogtextúra esetén az agyagtartalom 7–27% közötti, az iszap 28–50%, a homokfrakció pedig 23–50% között változhat; • – a homokos vályogtalajban a homok 40–80% lehet, az agyagfrakció < 20%, az iszap pedig 0–50% mennyiségben van jelen. Durva textúrájú vagy laza talajoknak nevezzük a homok, a vályogos homok és a homokos vályogtalajokat. Finom textúrájú vagy kötött talajok az agyag- és az agyagos talajok. Közepes textúrájúak a vályog- és az iszaptalajok.

1.2.2. A textúracsoport megállapítása egyéb fizikai jellemzők alapján Gyakorlati célú minősítésnél legtöbbször, a szemcseösszetételnél egyszerűbben és gyorsabban mérhető, egyéb talajfizikai jellemzők értékéből következtetünk a textúracsoportokra. A Magyarországon használt ilyen paraméterek: – a leiszapolhatórész% (LI %), – higroszkópossági érték (hy, vagy Hy) és – az Arany-féle kötöttségi szám (KA). a) Leiszapolhatórész% (LI %). Az agyag- és az iszapfrakció összes mennyiségét jelenti tömeg%-ban. Az Atterberg-féle osztályozásnál tehát a 0,02 mm-nél kisebb, az USA-ban használt felosztás szerint pedig a 0,05 mm-nél kisebb szemcsék tömegét kell meghatározni. A jelenleg használatos módszer szerint, a megfelelően előkészített talajszuszpenziót ülepedni hagyjuk, s az ülepedési sebesség alapján számított idő elteltével, meghatározott mélységből kipipettázunk adott térfogatú szuszpenziót. Azt bepárolva, majd a száraz maradék tömegét mérve számítjuk a leiszapolható részek %-os mennyiségét. Ebből következtetni lehet a homokfrakció mennyiségére is: homok % = 100 – LI %. b) Higroszkópossági érték. A száraz talaj által a légtér páratartalmából megkötött nedvességet higroszkópos nedvességnek nevezzük. A megkötött vízmennyiség a talaj tulajdonságaitól (elsősorban a szemcseösszetételtől, a szervesanyag-tartalomtól) és a levegő páratelítettségétől függ, s szoros összefüggésben van az agyagásványok minőségével is. Az összehasonlíthatóság érdekében a különböző talajok higroszkóposságát ismert és állandó páratartalmú térbenkell meghatározni, azonos hőmérsékleti feltételek mellett. Elsőként Mitscherlich végzett ilyen vizsgálatokat 10%-os kénsav feletti, 95,6%-os relatív páratartalmú térben, 20 °C-on. Kimutatta, hogy a vízfelvételt kísérő hőfejlődés addig tart, amíg a talaj eléri az általa „Hy”-nak jelölt higroszkópossági értéket. Kuron 50%-os kénsavoldat felett, 35,2% relatív páratartalomnál mérte a talajok higroszkóposságát (jele: hy). Sik Károly pedig kénsav helyett CaCl2 ∙6H2O-t alkalmazott. Az ezzel egyensúlyt tartó 35% relatív páratartalomnál kapott adatok (hy1) közel azonosak a Kuron-féle hy-értékkel. A hy és a Hy közötti összefüggés Klimes-Szmik szerint: (8.4. egyenlet)

114 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

Mindkét jellemzőt tömeg%-ban fejezzük ki. c) Arany-féle kötöttségi szám (K A ). A módszer alapja az, hogy a légszáraz talaj vízfelvevő képessége arányosan nő a finom részecskék mennyiségével. A kötöttségi szám meghatározása úgy történik, hogy porcelán dörzscsészébe ismert súlyú légszáraz talajt viszünk, majd állandó keverés, dörzsölés közben addig adunk hozzá vizet, amíg a homogenizált talajpép az ún. fonálpróbát nem adja. Ekkor, a hirtelen kiemelt keverőbothoz tapadó talajpaszta csúcsosan kiemelkedő része oldalirányban elhajlik, de a paszta még alaktartó. Ez az állapot a képlékenység felső határának felel meg. A kötöttségi számot (KA) a 100 g talajhoz szükséges víz cm3-einek száma adja. Általánosan: KA = (V/g) ∙ 100, ahol g = a bemért légszáraz talaj tömege, g-ban; V = a bürettából adott víz mennyisége cm3-ben. Homoktalajoknál és nagy szervesanyag-tartalmú talajoknál (láptalajok) a kötöttségi szám nem ad megfelelő értéket. Az Arany-féle kötöttségi szám tehát elsősorban a textúrával összefüggő paraméter, s nem ad közvetlen információt a talaj művelőeszközökkel szembeni ellenállásáról, az adott talaj szabadföldi kötöttségéről. A kötöttséget általában a művelőeszközök mozgatásához szükséges vonóerővel (energiával) jellemzik. Ez pedig nemcsak a talaj szemcseösszetételétől, hanem a szerkezetétől, tömődöttségétől, nedvességtartalmától és a benne lévő növényi maradványok mennyiségétől/minőségétől is nagymértékben függ. A leiszapolható frakció, a hy és az Arany-féle kötöttségi szám határértékeit az 8.2. táblázat tartalmazza.

8.2. táblázat - A textúraosztályok megállapítására szolgáló talajfizikai jellemzők határértékei ásványi talajoknál (Stefanovits szerint)

Textúracsoport

Leiszapolható rész%

hy KA %

(< 0,02 mm) Durva homok

< 10

< 25

< 0,5

Homok

10–20

25–30

0,5–1,0

Homokos vályog

20–35

30–38

1,0–2,0

Vályog

35–60

38–42

2,0–3,5

Agyagos vályog

60–70

42–50

3,5–5,0

Agyag

70–80

50–60

5,0–6,0

> 80

> 60

> 6,0

Nehéz agyag

2. A talaj szerkezete A szilárd fázist alkotó ásványi részecskék, különböző erők és folyamatok hatására, kisebb-nagyobb halmazokká, aggregátumokká tapadnak össze, ezért a talajok többségének jellegzetes szerkezete (struktúrája) van. A 0,002 mm-nél (2 μm-nél) nagyobb szemcsék képezik a szerkezeti egységek vázát, az ennél kisebb méretű részecskék (az ásványi és szerves kolloidok) pedig a vázrészek összeragasztásában vesznek részt. A szemcsék és az aggregátumok között – azok méretétől, alakjától, térbeli elrendeződésétől függően – különböző nagyságú és formájú hézagok rendszere, a pórustér található.

2.1. Az aggregátumok képződése

115 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

Az aggregátumok fizikai, kémiai és biológiai folyamatok kölcsönhatásának eredményeként jönnek létre. Méretük alapján mikro- és makroaggregátumokat különböztetünk meg (8.5. ábra).

8.5. ábra - A mikro- és makroaggregátumok felépítése. Első- és másodrendű mikroaggregátum (a); makroaggregátum (b); a makroaggregátumok pórusrendszere (c)

2.1.1. Kötőerők és kötőanyagok a) Kötőerők. Az aggregáció az adhéziós és a kohéziós erők hatására vezethető vissza. Az adhézió egy szilárd felület és egy másik fázis (folyadék vagy másik szilárd felület) összetapadását okozó kölcsönhatás. A kohézió pedig az anyagok elemi részecskéi (atomjai, ionjai) közötti összetartás, ami a szilárd testekben a legerősebb, a folyadékokban közepes és a gázokban a leggyengébb. Az adhéziós erők tehát a felületeken, a kohéziós erők pedig az anyagok belsejében érvényesülnek. Az adhéziós erők nagysága a felülettel arányosan nő, ezért a nagy fajlagos felületű részecskék, a kolloidok tapadóképessége (egymáshoz vagy egy makroszkópos sík felülethez) sokkal nagyobb, mint a durvább szemcséké. Az adhézió erőssége nagymértékben csökken a felületek távolságának növekedésével, s minden esetben csökken a felületek között elhelyezkedő anyagi közeg hatására is. Vizes közegben a vízmolekulák tapadása (adszorpciója = adhéziója) a szilárd felülethez, az elektromos kettős réteg töltésének nagysága és a réteg vastagsága, jelentősen befolyásolja a szemcsék közötti adhéziót. Minél vékonyabb az elektromos kettős réteg, annál kisebb a tapadást gátló hatása. Az adhéziót – a van der Waals-erők mellett – a hidrogénkötések, az elektrosztatikai vonzás és/vagy a felületi kémiai kötések hozzák létre. A vízmolekulák kohéziója pedig a van de Waals-erők és a H-kötések következménye. Száraz vályog- és agyagtalajokban erős a szilárd részecskék közötti vonzás. Vízzel átitatva – azonban a szemcsék körül kifejlődött hidrátburok miatt – csökken az összetartás, és a talaj lazábbá válik. Homoktalajokban, ha kicsi a nedvességtartalmuk, a szemcsék érintkezési pontjai körül gyűrű alakú vízfilm jön létre, s a vízgyűrű meniszkusza a felülethez képest érintőlegesen helyezkedik el (8.6. ábra). A vízfilm felületi feszültsége, valamint a vízmolekulák felületi adhéziója növeli a tapadóerőt. Nagyobb víztartalom esetén ez a hatás jelentősen csökken.

8.6. ábra - A víz felületi feszültségének és adhéziójának hatása az ásványi szemcsék összetapadására

b) Kötőanyagok. A durvább szemcsék összeragasztását, a mikroaggregátumok képződését és a szerkezet stabilitását a következő kötőanyagok biztosíthatják. 116 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

Szerves anyagok. A humusz, valamint a szerves maradványok mikrobiológiai lebontásának köztes termékei, elsősorban a poliszacharidok és a poliuronidek (az ún. nyálkaanyagok), kiemelkedő szerepet játszanak az ásványi részecskék összeragasztásában, a vízálló porózus aggregátumok kialakításában. A nyálkaanyagokat azonban egyes mikroorganizmus-populációk viszonylag gyorsan le tudják bontani, ezért a hatásuk nem olyan tartós, mint a valódi humuszanyagoké. Agyagásványok. Az agyagásványok ragasztóhatása elsősorban az adhéziós erőknek tulajdonítható. Kötőanyagként főként a humuszban szegény vályog- és agyagtalajoknál van nagy szerepük. Önmagukban azonban nem tudnak tartós talajszerkezetet létrehozni. Víz hatására az aggregátumok szétesnek, s a talaj könnyen elporosodik. A szerkezet stabilitása csak akkor számottevő, ha kalciummal telített agyagásványok vannak a talajban, mivel ekkor a Ca-ionok hídként kötik össze a különálló vagy a gyengén aggregált szemcséket. Vas- és alumínium-hidroxidok, illetve -oxidhidroxidok. A pórusok falán és a durvább szemcsék érintkezési pontjainál kicsapódva (majd a száradó talajban kristályos FeOOH, Fe 2O3, AlOOH formákká alakulva) igen erős cementáló hatást fejtenek ki. A vas- és alumíniumionok a mállás során a szilikátok kristályrácsából szabadulnak fel. Az alumínium-hidroxipolimerek keletkezését a közeg pH-ja, a vas(III)-hidroxid kiválását pedig a pH és a talaj redoxipotenciálja szabályozza. Egyes talajokban (elsősorban a réti és a láptalajokban) vasborsók/vasszeplők, szélsőséges esetekben pedig ún. vaskőfokszintek is képződhetnek. Kationhidak. A két és három vegyértékű kationok által alkotott hídkötések nagymértékben befolyásolják a különböző kolloidanyagok, illetve a kolloidok és a durvább szemcsék összekapcsolódását. A kationhidak kialakulásának néhány jellemző példája:

Gyengén savanyú, semleges vagy gyengén lúgos kémhatású talajban a Ca2+, savanyú és erősen savanyú közegben pedig az Al3+ a legfontosabb hídképző kation. Kalcium-karbonát. A semleges és gyengén lúgos kémhatású talaj száradásakor, a folyadék fázisban oldott Caés Mg-hidrogénkarbonát CaCO3, MgCO3 és CaMg(CO3)2 formájában kicsapódik, s hártyaszerű fehér bevonatot képez az aggregátumok felületén (mészlepedék). A talaj átnedvesedésekor azonban a mészbevonat ismét feloldódik, ezért a CaCO3 egyedül nem tud tartós/vízálló szerkezetet biztosítani. A mikroorganizmus telepek és a talajlakó állatok ürüléke. A baktériumkolóniák bevonják, a gombafonalak pedig átszövik a szerkezeti egységeket vagy azok egyes részeit. Ez az ún. biológiai szerkezet sem tartós, mert ha a biológiai aktivitás valamilyen okból csökken, a szerkezetstabilizáló hatás is gyengül, vagy teljesen megszűnik. A talajban élő apró állatok, a férgek és a bogarak ürülékében is ragasztóanyagok vannak. Különösen jelentős a gilisztafélék ürülékének nagy szervesanyag- és Ca-tartalma. Fontos szerepük van a talaj egyes részeinek elkülönítésében (járatok, ürülék), valamint a szerves és ásványi komponensek összekeverésében is. Az aggregátumok felépítésének elvét és a fontosabb kötőanyagokat az 8.7. ábra ismerteti. növeli a tapadóerőt. Nagyobb víztartalom esetén ez a hatás jelentősen csökken.

8.7. ábra - Az aggregátumok felépítése és kötőanyagai

117 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

2.2. A talajszerkezet kialakulását módosító fizikai hatások A szerkezeti egységek elkülönítésében, összetapadásában és a makroaggregátumok kialakításában a másodlagos fizikai hatásoknak is nagy szerepük van. Ezek közé tartozik a duzzadás-zsugorodás, az átfagyás és olvadás, a gyökérzet nyomásából és vízfelvételéből adódó változások, valamint a talajművelő eszközök hatása.

2.2.1. Az időjárással összefüggő fizikai hatások a) Átfagyás és olvadás. A folyékony halmazállapotú víz megfagyása 9%-os térfogatnövekedéssel és igen nagy, mintegy 2200 kg/cm2 feszítőerő fellépésével jár. Ehhez társulhat még a jégkristályok növekedési nyomása, amely jóval kisebb ugyan, de esetenként számottevő szerepe lehet. A fagy hatása nagymértékben függ attól, hogy milyen szemcseösszetételű és milyen nedvességállapotú a talaj, illetve attól, hogy milyen gyors az átfagyás. 118 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

A durva szemcséjű homoktalajok szerkezetében a fagy nem okoz lényeges változást, a finomabb textúrájú talajokban azonban repedéseket és lazulást idéz elő. Lassú átfagyás esetén nagy jégkristályok képződnek, és ezek viszonylag nagyméretű aggregátumokat különítenek el. Főként a nagyobb pórusokban alakulnak ki jégkristályok, majd a finomabb pórusokból (mivel azokban csak később fagy meg a víz) nedvesség áramlik a jégkristályok felé, növelve azok méretét. Az így keletkezett jéglencsék feszítő hatása és az őket körülvevő talaj víztartalmának csökkenése az aggregátumok elkülönülését okozza. Ha a lehűlés gyors, a pórustérben elszórtan sok apró jégkristály jön létre, s ezek nyomóerejének integrált hatása elősegíti az aggregátumok széttöredezését. Az ismétlődő fagyás és olvadás a rögös talaj morzsolódásához, a rögök aprózódásához vezet. b) Duzzadás–zsugorodás. A talaj átnedvesedése és kiszáradása térfogatváltozással jár. Vízfelvételkor a talajok legnagyobb része duzzad, száradáskor pedig zsugorodik. A duzzadás mértéke és a duzzadási nyomás elsősorban a kolloidtartalommal, s a kolloidok minőségével van összefüggésben. A talajoknál fontos a kicserélhető kationok duzzadást befolyásoló hatása is, s ez a liotróp sornak megfelelően, a következőképpen változik: Na > K > Mg > Ca. A Na-telítettség növekedésekor tehát a talaj duzzadóképessége is jelentősen fokozódik. A duzzadás lehet izodimenziós (amikor a duzzadó anyag mérete a tér mindhárom irányába egyenlő arányban nő), és lehet anizodimenziós (azaz a kiterjedés egy vagy két irányban a legnagyobb). A montmorillonit kiterjedése és összehúzódása például főként egyirányú. Száradáskor a kapillárisok kiürülése és a vékonyodó vízhártyák miatt az összehúzó hatás egyre erősebb lesz, és a talaj térfogata csökken. Tömött szerkezetű agyagos talajoknál a kiszáradás folyamán különböző mélységű, hosszúságú és keresztmetszetű repedések jönnek létre, s a talaj tömegében kisebb-nagyobb tömbök vagy rögök különülnek el. A talaj repedezése különösen erős a gyors kiszáradás által előidézett hirtelenzsugorodás esetén. A stabil, morzsás szerkezetű vályogtalajoknál az esőzés csak a felszínen okoz cserepesedést vagy vékony szilárd kérget. A felszín alatti talajrétegek zsugorodása mérsékelt, s legfeljebb csak kisebb repedések keletkeznek. Minél kötöttebb a talaj, és adott szemcseösszetételnél minél nagyobb a pórustérfogata, annál erősebben zsugorodik. A nagyobb víztartalmú talaj zsugorodása szintén jelentősebb, mint a kevésbé nedves talajé. A zsugorodás mértéke kétféle megközelítéssel vizsgálható. A lineáris zsugorodást megfelelő víztartalmú, általában 8–10 cm átmérőjű és 1–1,5 cm magas edényben elhelyezett talajpasztán határozzuk meg, fokozatos szárítás után. A szárítás kezdetben levegőn, majd 105 °C-on történik. A lineáris zsugorodás mértékét (LZS) a kiszárított talajkorong átmérőjének (D o) az eredeti átmérő (Dn) százalékában kifejezett értékével adjuk meg:

(8.5.a. egyenlet) A térfogati zsugorodás (Zs %) pedig a vízzel telített talaj száradás előtti és utáni térfogatának ismeretében számítható ki:

(8.5.b. egyenlet) ahol: Vn = szárítás előtti térfogat, Vo = szárítás utáni térfogat.

2.2.2. A fejlődő gyökérzet és a talajművelő eszközök hatása A gyökérzet az aggregátumok kialakulására többoldalú, összetett hatást gyakorol. Ezek közül az alábbiak a legfontosabbak. – A fejlődő gyökerek kisebb rögöket, fragmentumokat különítenek el a nagyobb aggregátumokból, majd ezek egy részét egymáshoz szorítva, újabb egységek létrejöttéhez teremtik meg a lehetőséget. – Közvetlen környezetükből a gyökerek vizet vesznek fel, így lokális zsugorodást idéznek elő, ami elősegíti az újabb törésfelületek képződését.

119 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

– A gyökérváladékok termelésével kedvező feltételeket teremtenek a mikroorganizmusok számára. A kísérletek szerint csupán mechanikai nyomással (tömörítéssel) nem lehetstabil, vízálló aggregátumokat előállítani. A talajművelő eszközök egyrészt elősegítik a szerkezetképződést, azáltal, hogy a szerkezeti egységeket tömörítik és s így az adhéziós erők jobban érvényesülhetnek, másrészt a túlzott talajművelés rombolja, elporosítja a szerkezetet.

3. A talajszerkezet értékelése A talaj szerkezetének és a szerkezet minőségének értékelésekor elsősorban • a szerkezeti egységek alakját és kifejlettségét (morfológiai szerkezet), • a különböző nagyságú aggregátumok egymáshoz viszonyított arányát (agronómiai szerkezet), • a szerkezet vízzel és mechanikai hatásokkal szembeni ellenálló képességét (stabilitását), valamint • a pórustér sajátságait (az összporozitást és a pórusok méret szerinti megoszlását) kell figyelembe venni.

3.1. A talajszerkezet morfológiai értékelése A talajszerkezet morfológiai értékelését mindig a helyszínen, a szelvény helyszíni leírásakor végezzük. A szerkezeti formák megfigyelésére a gyengén nedves talajállapot a legalkalmasabb. A túl nedves talajnál a duzzadás, illetve a gyenge alaktartás, a száraz talajnál pedig a kemény rögök képződése és a repedezettség teszi bizonytalanná vagy lehetetlenné az elbírálást. A szerkezeti egységek megjelenése és kifejlettsége szerint, a talaj lehet szerkezet nélküli, gyengén, közepesen vagy erősen szerkezetes. A szerkezet nélküli talajban jellemző formájú aggregátumokat nem lehet felismerni. Ez az állapot kétféleképpen nyilvánul meg. Az egyik az, amikor az egyedi szemcsék nincsenek összeragasztva (ilyenek a homoktalajok és a kötöttebb talajok elporosodott laza fedőrétege). A szerkezet nélküli állapot másik megjelenése az, amikor a ragasztóanyagok olyan erősen tartják össze a szemcséket, hogy a tömör talaj csak nagyobb nyomásra és szabálytalan egységekre töredezik szét. (Ilyenek pl. a CaCO 3-tal vagy FeOOH-dal összecementált rétegek és a nagy agyagtartalmú öntéstalajok). A szerkezetes talaj már kisebb nyomással is egymáshoz hasonló formájú aggregátumokra bontható. Gyengén szerkezetes, ha csak kevés és gyengén kifejlődött szerkezeti egység (aggregátum) és sok különálló szemcse figyelhető meg. A közepesen szerkezetes talajban az aggregátumok nagy része ellenáll a nyomásnak, a szerkezeti egységek azonban a szelvényben nem mindig szembetűnőek. Erősen szerkezetesnek tekintjük azokat a talajokat, amelyek természetes állapotban is jól látható szerkezeti egységekből állnak. Nyomással is csak kevés egyedi szemcse és törött szerkezeti egység különíthető el. Erősen szerkezetes pl. a szikes talajok oszlopos B-szintje és egyes agyagtalajok humuszos rétege. A tér három irányában mutatkozó fejlettségük alapján a szerkezeti egységeket három nagy csoportba (köbös, hasábszerű és lemezszerű csoportba) lehet besorolni, ezeken belül – a konkrét formai jellemzők szerint – további felosztást végzünk (8.8. ábra).

8.8. ábra - A talajszerkezeti egységek jellemző formái

120 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

I. A köbös kiterjedésű szerkezeti egységek a tér mindhárom irányában közel egyformán fejlettek. Ezek alkotják a morzsás, a rögös, a poliéderes, a diós és a szemcsés talajszerkezetet. I/1. A morzsás szerkezetű talaj enyhe nyomásra néhány mm (1–20 mm) átmérőjű, közel gömb alakú, sok pórust tartalmazó aggregátumokra esik szét. A növények számára az ilyen talajok biztosítják a legkedvezőbb feltételeket. I/2. A rögös szerkezetnél az aggregátumok nagyobb kiterjedésűek, mint a morzsák, a rögök azonban nem vagy csak gyengén porózusak. Helytelen talajművelés és az erőgépek talajtömörítő hatása következtében jöhet létre a szántott rétegben. I/3. Poliéderes szerkezet. A sokszögű mértani testekhez hasonló, sík lapokkal és jól fejlett élekkel, sarkokkal határolt aggregátumokból áll. A poliéderek egymástól könnyen elválnak, belsejükben főként kisméretű pórusok vannak. I/4. Diósszerkezet. Többé-kevésbé szabályos, dió nagyságú, sokszögletű szerkezeti egységek alkotják. Az aggregátumok kevés pórust tartalmaznak. I/5. Szemcsésszerkezet. Tömörebb felépítésű, mint a morzsás szerkezet. A szemcsék alakjára a görbült és a sík felületek váltakozása jellemző. A szemcsékben a szűk pórusok dominálnak. II. A hasábszerű szerkezeti egységek a tér két irányában gyengébben, a harmadik irányban (függőlegesen) viszont erősen fejlettek. II/1. Hasábos (prizmás) szerkezet. Sík lapokkal és erős élekkel határolt, megnyúlt szerkezeti egységek. A tömődött felhalmozódási szintekben (pl. szikes jellegű réti talajoknál) alakulnak ki.

121 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

II/2. Az oszlopok oldalán az élek tompábbak, mint a hasáboknál, s az oszlop teteje legömbölyödött. Ez a szerkezeti forma a szolonyec szikes talajok B-szintjére jellemző. III. A lemezszerű szerkezeti formák függőleges irányban gyengén, vízszintesen (két irányban) pedig erősen fejlettek. A csoporton belül a szerkezeti egységek vastagsága alapján további finomítás végezhető. A morfológiai szerkezet pontosabb jellemzéséhez, nemcsak a szerkezeti egységek alakját, hanem azok méretét is figyelembe kell venni. Erre vonatkozóan az 8.3. táblázatban megadott mértékhatárok adnak útmutatást.

8.3. táblázat - A talajszerkezet morfológiai értékelése az aggregátumok formája és mérete alapján Morzsás

Poliéderes

vagy szemcsés

vagy diós

Apró, ill, vékony

< 2 mm

< 5 mm

< 10 mm

< 20 mm

< 1 mm (leveles)

Közepes

2–5 mm

5–15 mm

10–50 mm

20–50 mm

1–3 mm (lemezes)

Durva, ill. vastag

> 5 mm

> 15 mm

> 50 mm

> 50 mm

3–5 mm (táblás)

A szerkezet típusa, méret

Rögös

Hasábos

Lemezszerű

vagy oszlopos

3.2. Az aggregátumok méret szerinti megoszlása (agronómiai szerkezet) Agronómiai szempontból a szerkezet értékelése nem az aggregátumok alakja, hanem azok mérete és a különböző méretű egységek százalékos mennyisége alapján történik. A köbös szerkezeti egységek méret szerinti csoportosítását és az egyes frakciók elnevezését az 8.4. táblázat mutatja. A morzsafrakció, ebben az értelemben nemcsak a morzsás szerkezetű talajokban kialakult aggregátumokat jelenti, hanem az adott mérettartományba eső kevésbé porózus, tömött szerkezeti egységeket is. A táblázatban közölt felosztást egyszerűsítve: a 0,25 mm-nél kisebb egységeket por-, a 0,25–10 mm nagyságúakat morzsa-, a 10 mm-nél nagyobbakat pedig rögfrakciónak nevezzük.

8.4. táblázat - A szerkezeti egységek mérete és elnevezése Átmérő, mm < 0,01 0,01–0,25

Szerkezeti rangsorolás

Gyakorlati elnevezés

finom mikroaggregátumok mikroaggregátumok

porfrakció

makroaggregátumok

morzsafrakció

megaaggregátumok

rögfrakció

0,25–1 1–3 3–10 10–20 > 20 A jellemző méretű frakciók elkülönítésére megfelelő lyukbőségű rosta-, illetve szitasorozatot használunk (száraz szitálás), majd ezek mennyiségét tömeg%-ban fejezzük ki. A talajok szerkezetességétől függően, a kedvező méretű morzsafrakció 0–70% között változik. A legkedvezőbbek az 1–3 mm közötti morzsák. Jó 122 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

szerkezetű talajokban az 1 mm-nél nagyobb morzsák dominálnak, a rossz vagy leromlott szerkezetűekben viszont nagy a porfrakció mennyisége, s ezen kívül sok rögöt is tartalmaznak. Az aggregátumfrakciók %-os mennyiségén kívül, a különböző talajok összehasonlításakor, más mutatók felhasználását is javasolták. Ezek közül a legismertebb a frakciók közepes átmérőjének súlyozott átlaga (KSÁ = közepes súlyozott átmérő) vagy más elnevezéssel a közepes mért átmérő (KMÁ). Kiszámításakor egy-egy morzsafrakció %-os mennyiségét osztjuk 100-zal és megszorozzuk az odatartozó aggregátumok átlagos átmérőjével, majd az egyes frakciókra kapott értékeket összeadjuk, azaz

(8.6. egyenlet) ahol: D = az adott frakciót képviselő aggregátumok átmérőjének középértéke; az 1,2,3,... = az egyes frakciók sorszáma. Pl. Ha a talaj aggregátum-összetétele a következő: 20–10 mm (20%); 10–1 mm (30%); 1–0,25 mm (35%) és a 0,25 mm-nél kisebb méretű frakció (15%), akkor KSÁ = (KMÁ) = 15 ∙ 0,2 + 5,5 ∙ 0,3 + 0,625 ∙ 0,35 + 0,25 ∙ 0,15 = 3+1,65 + 0,21 + 0,037 = 4,86.

3.3. Az aggregátumok vízállósága A talajszerkezet minőségének egyik fontos paramétere az aggregátumok ellenálló képessége a víz oldó és romboló hatásával szemben. A vízállóság meghatározására többféle módszer használható. Az ismertebb megoldások: • a Sekera-féle kvalitatív becslés, • az aggregátumok nedves szitálása, • a csepegtető és esőztető eljárások, valamint • a vízáteresztő képesség változásán alapuló módszerek. Mivel ezeknél nem azonos erősségű és idejű a víz hatása, a különböző talajok vízállóságának számszerű összehasonlítása csak akkor lehetséges, ha a vizsgálatokat mindegyiknél ugyanazzal a módszerrel végezték.

3.3.1. Az aggregátumok vízállóságának becslése Sekera szerint Mintegy 10–15 db 1–3 mm átmérőjű légszáraz aggregátumot 7 cm átmérőjű Petri-csészébe helyezünk, és 10 ml desztillált vizet öntünk rá. Kb. 10 percnyi állás után 8-szor–10-szer óvatosan körkörösen megmozgatjuk, majd a 8.5. táblázat szerint értékeljük a változást.

8.5. táblázat - A szétrombolódás mértéke és a talajszerkezet vízállósága közötti kvalitatív összefüggés (Sekera és Arany szerint) A szétiszapolódás foka

1.

A szétiszapolódás képe

A talajszerkezet vízállósága

Az aggregátumok víz hatására nem bomlanak, vagy csak kevés, de nagy törmelék keletkezik.

Jó

2.

Az aggregátumok túlnyomóan nagy és csak kevés apró törmelékre esnek szét.

3.

A szerkezeti egységekből közel azonos számú kis és nagy törmelék keletkezik.

A szerkezet leromlóban van.

123 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

4.

A morzsák túlnyomóan kicsi, csak nagyon kevés nagy törmeléket adnak.

5.

Kizárólag apró törmelékek láthatók.

6.

Az aggregátumok teljes felbomlás közben A szerkezet nagyon rossz, vagy omlanak össze. nincs semmilyen szerkezet.

A szerkezet erősen leromlott.

3.3.2. Nedves szitálás Először vízben áztatjuk a talajt, majd egy vízben álló szitasorozat legfelső, legnagyobb lyukbőségű szitájára visszük. Az ún. nedves szitálás a sziták víz alatt történőkörkörös mozgatásával végezhető, kézi erővel vagy erre alkalmas készülékkel. Sorozatvizsgálatokhoz jól használható pl. a Meyer–Rennenkampf-féle készülék, amelyiknél a mozdulatlan szitasorozaton átáramló fel-le mozgó víz áztatja szét és különíti el az eltérő nagyságú morzsákat. A vízvezetéki víz a henger alján lévő csövön alulról áramlik be. Amikor a víznívó elérte a leszívócső hajlatát, azon átbukva önműködően kiürül a rendszer, majd a beáramló víz hatására a folyamat ismétlődik. Így a szétázott aggregátumok mindinkább lejjebb kerülnek, majd lemosódnak a szitasorról. Kb. 30 leszívatás után a szitákat kiemelve, szárítás után mérjük a rajtuk fennmaradt morzsák mennyiségét. Az eredményeket a száraz szitálás adataival összehasonlítva értékeljük. A közvetlen összehasonlításon túl kiszámítható a száraz és a nedvesszitálás KSÁ- (ill. KMÁ-) értékének különbsége: ΔKSÁ = ΔKMÁ = (KSÁ)sz – (KSÁ)n, ahol: sz a száraz, n a nedves talajra vonatkozó értéket jelöli.

3.3.3. Egyéb módszerek Mivel a nedves szitálás nagyon időigényes, és csak a jó vízálló szerkezetű talajoknál (csernozjom talajok, természetes növényzettel borított talajok és egyes erdőtalajok mintái) lehet, ill. érdemes elvégezni, más módszerek alkalmazására is szükség van. A csepegtető módszereknél a szitára helyezett aggregátum(ok)ra néhány cm magasságból meghatározott méretű vízcseppeket ejtenek, s a vízállóságot a szétesést okozó cseppek számával vagy össztérfogatával jellemzik. Az esőztető eljárásoknál, az előzőhöz hasonló körülmények között, ismert cseppnagyságú és intenzitású mesterséges esőt alkalmaznak. A vízbeszivárgás és a vízáteresztés időbeni változása, csökkenése (8.5. fejezet) is alkalmas a talajszerkezet stabilitásának becslésére.

3.3.4. A mikroaggregátumok stabilitása A talajszerkezet vízállósága szorosan összefügg a mikroaggregátumok stabilitásával. A mikroaggregátumok stabilitását – Vageler szerint – úgy lehet megállapítani, hogy a talaj egy részét vízben, egy részét pedig peptizáló hatású (nátriumpirofoszfát, litiumkarbonát stb.) oldatban szuszpendáljuk, majd – a szemcseösszetétel vizsgálatához hasonlóan – mindkét kezelésnél meghatározzuk a 0,002 mm-nél kisebb szemcsék (az agyagfrakció) mennyiségét. A szerkezeti tényező (Szt) vagy struktúrafaktor az alábbi képlettel számítható ki:

(8.7. egyenlet) ahol: az agyag I a peptizáló oldattal, az agyag II pedig a vízzel kezelt mintában meghatározott agyagfrakció mennyiségét jelenti. A szerkezeti tényező tehát arról ad felvilágosítást, hogy a kolloidoknak hány %-a van stabil kötésben. Jó szerkezetű vályog- (csernozjom) talajnál a mikroaggregátumok 82%-a, egy kevésbé jó szerkezetű réti agyagtalajban csak 55%-a, szikes talajban pedig mindössze 5%-a mutatkozott vízállónak.

124 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

A mikroaggregátum-analízis eredményei azonban nem tükrözik a talaj makrostruktúrájának állapotát, ill. annak stabilitását. A sok stabil mikroaggregátum nem feltétlenül azt jelenti, hogy a talaj szerkezete kedvező. A mikroaggregátumok stabilitásának vizsgálata elsősorban az adott talajon alkalmazott egyes beavatkozások (talajjavítás, trágyázás, talajművelés stb.) hatásának értékeléséhez ad kiegészítő információkat.

3.4. A talaj pórustere Az aggregátumokon belüli és az aggregátumok közötti hézagok többsége összeköttetésben van egymással, így összefüggő pórusrendszer található a talajban. A pórusrendszer azonban nem egyenletes keresztmetszetű járatokból áll, ezek alakja és mérete pontról pontra változhat. A pórusteret részben víz, részben talajlevegő tölti ki. A talaj víz- és levegőgazdálkodását döntően befolyásolja: •  a pórusok össztérfogata (összporozitás), valamint •  a különböző méretű hézagok egymáshoz viszonyított aránya.

3.4.1. A talaj összporozitása Az összporozitás az aggregátumokon belüli és az aggregátumok közötti pórusok összessége, amely legegyszerűbben számítással becsülhető. A számításhoz ismerni kell a talaj térfogattömegét és a szilárd fázis sűrűségét. a) A térfogattömeg (ρ) a 105 °C-on szárított, bolygatatlan szerkezetű talaj fajlagos tömege (az egységnyi térfogatú száraz talaj tömege), azaz

ahol: g = a vizsgált talajminta száraz tömege, V = a minta térfogata. Mértékegysége: g/cm3, kg/dm3, vagy t/m3. Méréséhez ismert térfogatú fémhengerrel eredeti szerkezetű (bolygatatlan) talajmintát veszünk, majd szárítás után mérjük a talaj tömegét, s ezt osztjuk a mintavevő henger térfogatával. A térfogattömeg a lazítástól/tömörítéstől függően, ugyanazon talaj esetében is lényegesen változhat, ezért a rendszer pillanatnyi állapotára jellemző értéket ad, ami többnyire: 0,8–1,7 között van. Átlagértéke: 1,45 g/cm3. b) A sűrűség (ρsz) a szilárd fázist alkotó anyagok (részecskék) egységnyi térfogatának tömege (a szilárd fázis fajlagos tömege). Mértékegysége szintén: g/cm3, kg/dm3, t/m3. Mivel az ásványi rész túlnyomó többségét alkotó szilikátok sűrűsége egymáshoz hasonló, a talajok sűrűsége (fajsúlya) nem mutat olyan nagy eltéréseket, mint a térfogattömeg. Általában 2,6–2,65 körüli. A sűrűséget tehát nem a rendszer állapota, hanem az anyagi minősége szabja meg. A nagy szervesanyag-tartalom, mind a térfogattömeg, mind a sűrűség értékét csökkenti. Az ismert tömegű talaj szilárd fázisának térfogata indirekt úton, folyadékkiszorítás révén (piknométerrel) mérhető. A talajt is tartalmazó piknométer feltöltéséhez valamilyen apoláros folyadékot (benzolt, xilolt, petróleumot) vagy desztillált vizet lehet alkalmazni. Az előbbi értékből számított sűrűséget valódi, a vízkiszorításból számítottat látszólagos sűrűségnek nevezzük. A legtöbb talajnál a valódi sűrűség valamivel kisebb, mint a látszólagos. Homoktalajoknál a két érték közel egyforma. c) Az összporozitás számítása. A talaj pórusainak össztérfogatát, az összporozitást, a talaj térfogatának %-ában szokták kifejezni. Kiszámítása az alábbi gondolatmenet alapján történik: a ρ/ρ sz hányados megadja, hogy egységnyi térfogatú száraz talajban mennyi a szilárd részecskék össztérfogata. A 100 ∙ (ρ/ρ sz) pedig ugyanezt fejezi ki %-ban. Ha a kapott értéket levonjuk a talaj térfogatából (100%-ból), megkapjuk a pórustér %-os értékét, azaz

(8.8. egyenlet)

125 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

Mivel a számlálóban szereplő ρ változik, a ρs értéket pedig konstansnak tekinthetjük, nyilvánvaló, hogy minél kisebb az adott talaj térfogattömege, annál nagyobb az összporozitás, és fordítva. A talaj összporozitása általában 35–70% között van. Kedvező esetben a P % = 50–60%. (70%-ot meghaladó porozitást csak láptalajoknál találunk). A térfogattömeg és az összporozitás átlagértéke a különböző textúrájú (kötöttségű) talajoknál a következő. A homoktalajok összporozitása (P %) 42 ± 7%, a vályogtalajoké 45 ± 8%, az agyagtalajoké 55 ± 5%, a térfogattömeg pedig – a fenti sorrendben – átlagosan 1,54; 1,45; 1,16 körüli. A szerves anyagok – bármilyen kötöttségű talajban – kedvezően befolyásolják (növelik) a porozitást. Fekete Zoltán szerint hazai talajoknál a legnagyobb összporozitás nem agyag-, hanem agyagos-vályog textúrájú talajokban figyelhető meg.

3.4.2. A pórusok méret szerinti csoportosítása A talajban található sokféle méretű (átmérőjű) pórus a víz-, levegő- és tápanyaggazdálkodás szempontjából is jelentősen eltérő viselkedésű. A pórusok nagyság szerinti beosztására, a pórusméret és a funkció közötti kapcsolat kifejezésére, többféle javaslat született. Gyakorlati szempontból az 8.6. táblázatban közölt felosztás látszik célszerűnek.

8.6. táblázat - A talajpórusok méret szerinti besorolása Átmérő Vízgazdálkodási funkció (μm)

A póruscsoport neve Mikropórusok

finom pórusok

< 0,2

kötött víz pórustere

Mezopórusok

közepes pórusok

0,2–10 kapilláris pórustér

közepesen durva pórusok

10–50

durva pórusok

50– 1000

kapilláris-gravitációs pórustér

Makropórusok

gravitációs pórustér Megapórusok és repedések

igen durva pórusok és repedések

> 1000

A talajba jutó víz visszatartása, raktározása a mikro- és mezopórusokban (a kötött víz pórusterében és a kapillárisokban) történik, a talaj levegőellátottságát pedig elsősorban a makro- és megapórusok mennyisége szabja meg. A pórusméret megoszlására a talaj vízgazdálkodási jellemzőiből (8.4.4. fejezet) lehet következtetni. A pórusviszonyok helyes értelmezéséhez szem előtt kell tartani, hogy a talaj pórusrendszerét alkotó hézagok szabálytalan alakja miatt a megadott átmérőket csak hozzávetőleges átlagnak tekinthetjük. Más szóval: a talajpórusokat a velük azonos víztartó képességű, szabályos henger alakú kapilláris csövek átmérőjével jellemezzük. Az így megadott átmérők tehát ekvivalensek (egyenértékűek), de nem azonosak a talajban előforduló változatos pórusátmérőkkel. (Ekvivalens pórusátmérők.) Az előzőekből is kitűnik, hogy a különböző méretű pórusok mennyisége és egymáshoz viszonyított aránya döntően befolyásolja a talajok vízzel szembeni viselkedését, levegőzöttségét, s ezeken keresztül a talajban élő szervezetek létfeltételeit. A különböző póruscsoportok közötti arány (pórusméret-megoszlás) a jó szerkezetű vályogtalajokban a legjobb (8.9.ábra). Az agyagtalajokban a nagy mennyiségű finom pórus, a homoktalajokban pedig a durva pórusok túlsúlya miatt kedvezőtlen a pórusméret-megoszlás. Az ábráról leolvasott összporozitásértékből az adott textúrájú talaj térfogattömege is megbecsülhető. Az (8.8) egyenletből ugyanis:

(8.9. egyenlet)

126 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

8.9. ábra - A különböző méretű pórusok aránya a homok-, vályog- és agyagtalajokban. (Grav. p. = gravitációs pórusok; Kap. p. = kapilláris pórusok; Adsz. p. = a kötött víz pórustere)

3.4.3. Aggregátumporozitás Az aggregátumporozitás a szerkezeti egységeken belül kialakult pórusok össztérfogatát jelenti. Mérésével megállapítható, hogy milyen mértékben porózusak a talajmorzsák. Egyes talajokban az aggregátumok sok, másokban viszont csak kevés pórust tartalmaznak vagy teljesen tömöttek. A jó szerkezetű talajoknál a durvább pórusok többnyire az aggregátumok között, a finomabb (kapilláris) pórusok pedig a szerkezeti egységek belsejében vannak. Az aggregátumporozitás a vizsgált aggregátumok térfogattömegének ismeretében – az összporozitáshoz hasonlóan – számítható ki. Az aggregátumok térfogattömegének meghatározásánál is mérni kell az aggregátum tömegét és térfogatát. A térfogatot az általa kiszorított higany térfogatából kapjuk (higanyos módszer). Az erre a célra alkalmas edényből kiszorított higany térfogatát közvetlen térfogatméréssel vagy súlyméréssel és a higany sűrűségének (13,6) számításbavételével állapítjuk meg.

127 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

4. A talajok vízgazdálkodása A talajok vízgazdálkodását a bennük tárolható víz mennyisége, annak mozgékonysága (növények általi felvehetősége), valamint a nedvesség térbeli és időbeli változása alapján lehet jellemezni. A vízgazdálkodás szoros összefüggésben van a talaj termékenységével. Megszabja a termesztett növények vízés levegőellátását, döntően befolyásolja a talaj biológiai aktivitását, s rávilágít arra is, hogy adott helyen milyen beavatkozásokkal (talajművelés, öntözés, vízelvezetés, talajjavítás stb.) lehet a kedvezőbb feltételeket megteremteni, a talaj termékenységét fokozni. A talajnedvesség (a folyékony fázis) közvetlen kapcsolatban áll a talaj szilárd és légnemű fázisával, valamint a növény gyökérrendszerével. A talaj termékenységére gyakorolt hatása elsősorban három tényezőtől: a talajnedvesség mennyiségétől, a nedvesség mozgékonyságától és kémiai összetételétől függ.

4.1. A nedvességtartalom kifejezésére használt mértékegységek Annak ellenére, hogy ma már számos gyors, modern módszer (neutronszóródásos, gammaradációs módszer, tenziométerek, gipsz- vagy nejlonblokkos készülék stb.) alkalmazható a talaj nedvességtartalmának megállapítására, laboratóriumi munkáknál ma is a klasszikus és igen pontos gravimetriás (száritószekrényes) eljárás a legelterjedtebb. Ezzel a módszerrel a talajminta nedves tömegének és 105–110 °C-on történt szárítása után mért tömegének különbségéből állapítjuk meg a nedvességtartalmat. A mindenkori nedvességtartalmat különböző mértékegységekben fejezhetjük ki. a) A nedvességtartalom tömeg%-ban. A talajminta grammokban kifejezett nedvességtartalmát a legegyszerűbb 100 g talajra vonatkoztatva (tömeg %-ban) megadni, az alábbi képlet szerint:

ahol: θ s% = a nedvességtartalom tömeg%-ban (gramm nedvesség/100 g száraz talaj), Gn = a talajminta szárítás előtt mért (nedves) tömege, grammokban, Gsz = a szárított minta tömege grammokban. b) A nedvességtartalom kifejezése térfogat%-ban. A θtf% azt mutatja, hogy 100 cm3 talajban hány cm3 nedvesség van. A θs%-ból számítható, a térfogattömeg ismeretében: θ tf% = θs% ∙ ρ, ahol: θ tf% = a talajnedvesség térfogatszázalékban, cm3/100 cm3; ρ = a talaj térfogattömege, g/cm3. c)  Egyes gyakorlati feladatok megoldásához ismerni kell a talaj mindenkorivízkészletétmm-benis (θmm). Mivel: 1 θtf% = 1 mm nedvességet jelent 10 cm vastag rétegben, a θtf% számértéke egyben megadja a 10 cm vastag rétegben tárolt nedvességtartalmat mm-ben, azaz θ tf% = θmm/10 cm. Egy-egy megmintázott talajréteg vastagsága azonban rendszerint több vagy kevesebb, mint 10 cm. Bármilyen vastagságú réteg átlagos víztartalma mm-re, a következőképpen számítható ki:

vagyis az θtf%-ot szorozzuk a cm-ben megadott rétegmélység egytized részével. d) A nedvességkészlet átszámítása m3/ha-ra. egységekre az alábbiak szerint történik.

A mm-ben megadott nedvességtartalom átszámítása m3/ha

Tekintve, hogy 1 mm vízborítás 1 hektáron = 10 000 liter = 10 m3, ezért (x cm mélységre vonatkozóan): 128 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

θ m3/ha = θmm ∙ 10, vagy θm3/ha = θtf% ∙ xcm. Példa: Legyen θs% = 16 %, a rétegvastagság (x) = 25 cm; a térfogattömeg (ρ) = 1,45 g/cm3. Az előzőek szerint: θ tf% % = 16 ∙ 1,45 = 23,2%, s ebből θ mm/25 cm = 23,2 ∙ 2,5 = 57 mm (25 cm mélységre), és θ m3/ha = 57 ∙ 10 = 570 m3/ha. e) Víztelítettségi % (relatív víztartalom%). A talaj levegőellátottságát (a víz és a levegő arányát a pórusokban) a fenti jellemzők alapján nem lehet megítélni. Ehhez a térfogat%-ban megadott nedvességet az összporozitás %-ában kell kifejezni. Ez az ún. víztelítettségi mutató vagy relatív víztartalom (VT % vagy RV %) pontos képet ad arról, hogy adott nedvességtartalomnál a pórustér hány százaléka van vízzel, illetve levegővel kitöltve:

melyben: P% = a talaj összporozitása %-ban. A fentiekből nyilvánvaló, hogy a levegőellátottság (a relatív levegőtartalom): RL% = 100 – VT%.

4.2. A víz megkötése és visszatartása a talajban A szilárd fázis és a víz közötti kölcsönhatás az adszorpciós (adhéziós) és a kapilláris erőknek tulajdonítható. Ebből következik, hogy a talajnedvesség egy része a szemcsék felületéhez tapadva, másik része pedig a pórustérben helyezkedik el. A víz adszorpcióját, a szemcsék hidratációját, alapvetően a vízmolekulák dipólusosjellege és a finomabb talajrészecskék elektromos töltése idézi elő. A kölcsönhatásban döntő szerepet játszik a felület dipólus molekulákat orientáló hatása, valamint a felületi oxigénatomok és a vízmolekulák közötti H-hidak kialakulása. Az adszorpciós erők hatása azonban a felülettől távolodva rohamosan csökken, ezért az adszorbeált (adhéziós) nedvesség csak igen vékony filmet képez, amely egy erősen kötött és egy gyengén kötött vízhártyából áll (8.10. a, ábra). A pórustérbe jutott vizet csak a megfelelően szűk (meghatározott keresztmetszetű) kapilláris pórusok tudják visszatartani, az ennél nagyobb méretűek a gravitáció hatására viszonylag gyorsan kiürülnek. A kapillárisok vízvisszatartó és vízemelő képessége általánosan • az adhéziós (adszorpciós) erők és • a vízmolekulák közötti vonzóerő (a kohézió) összetett hatásaként értelmezhető. Az adhézió biztosítja azt, hogy a vízmolekulák a kapillárisok falához tapadjanak, a kohézió pedig a víz/levegő határfelületen kialakuló felületi feszültséget idézi elő. A víz/ talaj/levegő rendszerekben az adhézió nagyobb, mint a kohézió, ezért a kapilláris meniszkusz homorú (8.10. ábra, b). A víz kapilláris emelkedését elsősorban létrehozó erő tehát az adhézió. A víz emelkedése, a kapillárist tápláló folyadékfelszínhez képest, addig tart, amíg a vízoszlop súlya egyenlő nem lesz a kohézió által limitált emelő/húzó erővel.

8.10. ábra - A vízmolekulákra ható erők a szemcsék felületén (a) és a kapillárisokban (b)

129 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

A kapilláris cső szívóereje (a víz bizonyos magasságra történő felemeléséhez, illetve a kapillárisokból való eltávolításához szükséges munka) annál nagyobb, minél kisebb a kapilláris keresztmetszete. Jól nedvesedő üvegkapillárisoknál a víz emelkedési magassága (h) 20 °C-on, a Jurin (Zsüren-) képlettel számítható:

(8.10a. egyenlet) ahol: h = a vízoszlop magassága a csőben, cm; d = a kapilláris átmérője, cm; r = a kapilláris sugara, cm. Talajoknál a pórusméret általában μm-ben van kifejezve, ezért az egyenletet az alábbi formában célszerű használni:

(8.10b. egyenlet) (d’ és r’ az átmérő, ill. a sugár μm-ben megadva). A 8.10.b összefüggéssel számolva, egy 10 μm átmérőjű kapilláris 300 cm-re, egy 30 μm átmérőjű pedig 100 cm magasra képes felemelni a vizet. Talajokra a képlet csak bizonyos megszorításokkal alkalmazható, mert a talaj sokféle alakú és egyenetlen átmérőjű pórusrendszere bizonyos mértékig másként viselkedik, mint az egyenletes keresztmetszetű sima falú kapilláris cső vagy csőrendszer. Ez részben azzal magyarázható, hogy: • az agyagos talajok duzzadásakor a kisebb kapillárisok annyira összeszűkülnek, hogy bennük a mozgás erősen korlátozott vagy lehetetlenné válik, • másrészt a talajban a víz többirányú elágazásokon és keresztjáratokon halad át (sok helyen megkerülve a kisebb szívóerejű pórusokat), így egyes kapillárisok alulról és felülről egyidejűleg kerülnek érintkezésbe a vízzel, s bennük levegőzárványok alakulnak ki (bezárt levegő). A bezárt levegő pedig gátolja a további vízmozgást (8.11. ábra). Ezért a számítottnál sokszor jóval kisebb a vízemelés magassága.

8.11. ábra - A bezárt levegő kialakulása a kapillárishálózatokban

130 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

4.3. A talajnedvesség energiaállapota A nedvesség mozgékonysága, mozgása és növények általi hasznosítása eredendően a víz energiaállapotával kapcsolatos jelenségek. A talajnedvesség energiaállapotát potenciális energiája határozza meg, mivel a kinetikus energia (a víz lassú mozgása miatt) nem számottevő. A potenciális energia mértéke az a munkamennyiség, ami egy testnek a tér egy pontjából, a megállapodás szerinti referenciapontba (alaphelyzetbe) jutásakor felszabadul, illetve amit a referenciapontból egy adott pontba viteléhez kell végezni izoterm körülmények között. Fizikai értelemben munkavégzés (W) és ezzel megegyező potenciális energiaváltozás (ΔE pot) csak akkor történik, ha egy m tömegű test F erő hatására, valamilyen h távolságra elmozdul, azaz W = ΔEpot = F ∙ h = m ∙ g ∙ h, ahol: F egyenlő a test súlyával (m ∙ g-vel), g a gravitációs gyorsulás. A hatóerő nagyságát, irányát a referenciaszinthez (referencia állapothoz) viszonyított energiaváltozás mértéke és előjele mutatja. Az anyag egységnyi tömegére, súlyára vagy egységnyi térfogatára vonatkoztatott fajlagos energiát potenciálnak nevezzük. Ennek megfelelően a talajnedvesség potenciálja: a talaj folyadék fázisának a talajvíz szintjéhez vagy más – önkényesen választható – referenciaponthoz viszonyítva kifejezett fajlagos energiája. 1. Az egységnyi tömegű vízre számított nedvességpotenciál:

(8.11. egyenlet) Mértékegysége: J/kg. 2. Térfogategységre megadva( a V = m/ρw összefüggés felhasználásával):

(8.12. egyenlet) ahol: ρ w = a víz sűrűsége. A Ψ mértékegysége: J/m3 = N/m2 = Pa, tehát nyomás dimenziójú értéket ad. (1 bar = 100 kPa; 1 atm = 101 kPa). 3. Az egységnyi súlyú vízre vonatkoztatott nedvességpotenciál (h) pedig hosszúság dimenziójú:

(8.13. egyenlet) Mértékegysége: méter vagy cm. 131 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

A talajfizikai szakirodalomban többnyire a térfogategységre és a súlyegységre vonatkozó potenciálértékeket használják. A mértékegységek átszámítása egyszerűen megoldható, mivel: 100 J/kg = 1 bar = 0,987 atm = 100 kPa = 1020 vízoszlop-cm.

4.3.1. A talajnedvesség összes potenciálja és a részpotenciálok Talajoknál általában a következő nedvességpotenciál-fajtákkal kell számolni: • a nehézségi erő miatt fellépő gravitációs potenciál (Ψg) • a szilárd fázis (a talaj mátrixa) felületén és kapilláris rendszerében működő erők összetett hatását kifejező mátrixpotenciál (Ψm) • a víz hidrosztatikai nyomásából adódó nyomáspotenciál (Ψp) és • az oldott anyagok hatására kialakuló ozmózispotenciál (Ψo). Vízzel telített talajban (amikor valamennyi pórus vízzel van töltve) a víz hidrosztatikai nyomása nagyobb, mint a légköri nyomás, tehát a Ψp nyomáspotenciál pozitív előjelű. Telítetlen (vizet és levegőt tartalmazó), háromfázisú talajban viszont a vizet kötő mátrixerők olyan mértékben csökkentik a nedvesség potenciális energiáját, hogy a hidrosztatikai nyomás kisebb a légköri nyomásnál, azaz a Ψp negatív előjelű. A negatívnyomáspotenciált nevezzük mátrixpotenciálnak (Ψm). Értéke negatív előjelű szám. A talajnedvesség egységnyi térfogatára számított összes potenciált (Ψt) a részpotenciálok összege adja, azaz [Ψt = Ψg + Ψp (vagy Ψm) + Ψo,#8.14.a] ami egységnyi súlyú vízre vonatkoztatva: [ht = hg + hp (vagy hm) + ho.#8.14.b] A talaj és a víz közötti kapcsolat értékelésekor a Ψo ozmózispotenciál figyelmen kívül hagyható, mivel a talaj szilárd fázisában nincs szemipermeábilis hártyaként viselkedő felület, és az oldatban a koncentrációkiegyenlítődés viszonylag gyors. Így a nedvesség összpotenciálja:

ahol: a ΨH = az ún. hidraulikus potenciál = Ψg + Ψm (vagy Ψp). A nedvességállapot és a nedvességáramlás leírásánál az összes potenciál helyett legtöbbször a hidraulikus potenciál szerepel.

4.3.2. Nedvességpotenciál-diagramok a) Potenciáleloszlás sztatikus egyensúly esetén. Egy vízbe merülő talajoszlop – a kapilláris vízemelés miatt – fokozatosan átnedvesedik. Ha az oszlop oldala zárt és teteje fedett, a talajból nem kerülhet víz a légtérbe. Ekkor bizonyos idő elteltével a vízmozgás megáll, a talajnedvesség és a nyílt vízfelszín sztatikus egyensúlyba kerül, mivel a nedvességre ható erők kölcsönösen kiegyenlítik egymást (8.12. a ábra). Egyensúlyi állapotban, a mátrixerők hatása az oszlop minden pontjában megegyezik a lefelé lineárisan csökkenő gravitációs erő hatásával, így az összes potenciál, illetve a hidraulikus potenciál (Ψ H =ht) értéke mindenütt zérus (8.12. a ábra, folyamatos vonalak). Pl. Ha az oszlop tetején a vízoszlop-centiméterekben megadott hm = Ψm = – 70 cm, s a hg = Ψg = + 70 cm, a ΨH = H = hm + hg = –70 + 70 = 0 stb. A referenciaszintnél az összpotenciál mindig nulla. A gravitációs potenciál viszont – megállapodás szerint – a referenciaszint felett pozitív, alatta negatív előjelű (a referenciaszinten pedig zérus).

132 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

8.12. ábra - A hidraulikus potenciál, a mátrixpotenciál, a gravitációs potenciál és a víztartalom közötti összefüggés egy vízbe merülő talajoszlopban

b) A csökkenő nedvességtartalmú talajoszlop potenciáldiagramja. Ha az oszlop teteje nem zárt, a felső részén csökken (az egyensúlyi állapothoz viszonyítva kisebb lesz) a nedvességtartalom. A talajban maradt nedvesség azonban erősebben van kötve a szilárd fázishoz, ezért potenciális energiája és a h m (Ψm) mátrixpotenciál értéke kisebb lesz, mint a sztatikus egyensúlynál. Ezáltal – mivel a hg gravitációs potenciál értéke nem változik – a H hidraulikus potenciál csökken (a tárgyalt rendszerben negatív előjelűvé válik), és az oszlop különböző pontjaiban nem lesz egyforma (8.12. ábra b, szaggatottan rajzolt 2 jelű görbe). Következésképpen a víz a nagyobb hidraulikus potenciálú (összpotenciálú) térből az alacsonyabb potenciálú helyek felé, jelen esetben alulról felfelé fog áramlani. Ha a száradó talajba felülről víz kerül, a mátrixpotenciál és a hidraulikus potenciál növekedése az előző esettel ellentétes irányú, lefelé irányuló vízmozgást idéz elő.

4.3.3. Nedvességfeszültség (tenzió), szívóerő, pF-érték A mátrixpotenciál értékét kifejező negatív számok használatát el lehet kerülni, a szívóerő (soil suction, moisture suction) és/vagy a nedvességfeszültség (moisture tension) fogalmának bevezetésével. A szívóerő a talajnedvességet kötő mátrixerők, a tenzió (= feszültség) pedig a megkötött víz molekuláit összetartó erők nagyságát fejezi ki. Adott nedvességtartalmak és nedvességállapotok esetén mindkettő számértéke ugyanaz, mint a mátrixpotenciálé, de ellenkező előjellel. Pl. Ha a Ψm = –1 bar és hm = –1020 vízoszlop-cm, akkor a szívóerő és a nedvességtenzió értéke: + 1 bar = +1020 vízoszlop-cm stb. A nedvességtartalom csökkenésekor mindig az erősebben kötött víz marad vissza a talajban, ezért a potenciális energia, s a Ψm (és hm) értéke kisebb lesz. A víz eltávolításához viszont ennek megfelelően nagyobb szívóerő szükséges, azaz a szívóerő és a tenzió számértéke növekszik. A nyomásekvivalensben kifejezett szívóerő vagy tenzió 0 atm-tól (a vízzel maximálisan telitett talajállapottól), a száraz talajra jellemző 10 ezer atm-ig (~ 10 ezer bar-ig) változhat, ami hosszúságdimenzióra számítva 0–107 vízoszlop cm közötti értéket jelent. Az utóbbi mértékegységet választva tehát – különösen az erősebben kötött nedvességformák esetén – igen nagy számokkal kell dolgozni. Ennek elkerülése céljából, a kötőerők mértékeként – Schofield javaslatára – a vízoszlop-cm-ben kifejezett szívóerő 10-es alapú logaritmusát, az ún. pF-értéket használjuk (log h = pF). Így 100 (= 102) vízoszlopcm-nek pF = 2; 1000 (= 103) vízoszlop-cm-nek pF = 3 felel meg, és így tovább. A zérus tenziót/szívóerőt a logaritmus függvényben nem lehet értelmezni, ezért úgy tekintjük, hogy a pF = 0 értéknek 1 vízoszlop-cm felel meg (log 1 = 0). Szárított talaj esetében pedig a pF = 7. Fentiekből következően: h = 10pF. 133 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

A Jurin-törvény (8.10. egyenlet) alapján lehetséges a pF és a pórusméret közötti kapcsolat kvantitatív leírása is. Az egyenlet logaritmusos formája: (8.15. egyenlet) melyben a d’ a pórusátmérő μm-ben.

4.4. A talaj vízkapacitása, nedvességformák A vízkapacitás azt a vízmennyiséget jelenti, amit a talaj különböző körülmények között visszatartani és/vagy befogadni képes. Értéke kifejezhető tömeg-%-ban, térfogat-%-ban, mm-ben és m3/ha-ban. A vizsgálati körülmények szerint, • szabadföldi, • maximális és • ún. minimális vízkapacitást különböztetünk meg. (A maximális és a minimális vízkapacitás meghatározása laboratóriumban történik). A talaj által visszatartott víz – a kötőerők fajtájától, nagyságától, érvényesülésétől függően – különböző mozgékonyságú nedvességformákból áll. A nedvességformák aránya szoros kapcsolatban van a talaj szemcseösszetételével, szervesanyag-tartalmával és a pórusméret-megoszlással.

4.4.1. Vízkapacitási értékek a) Szabadföldi vízkapacitás (VK sz ). Az a vízmennyiség, amit a talaj beázás után, a gravitációval szemben, természetes környezetben vissza tud tartani. Értéke elsősorban a talaj szemcseösszetételétől, szerkezetétől, rétegezettségétől, duzzadóképességétől és a talajvízszint elhelyezkedésétől függ. Ha helyszíni adatok nem állnak rendelkezésre, egyezményesen a 0,33 bar (≈ 0,33 atm = 33 kPa = 330 vízoszlop-cm = 2,5pF) szívóerővel szemben visszatartott nedvességtartalommal vesszük egyenlőnek. Ebben az állapotban a 10 μm-nél nagyobb átmérőjű pórusok már levegőt tartalmaznak. b) Maximális vízkapacitás (VKmax).A talaj pórusterét teljesen kitöltő víz mennyisége. A maximális vízkapacitásig telített talaj tehát kétfázisú (csak szilárd és folyékony fázist tartalmazó) rendszer. Ilyen állapot elsősorban a talajvíz szintje alatti rétegekben és időszakos vízborítás alatt lévő belvizes területek feltalajában fordul elő. A VKmax meghatározását eredeti (bolygatatlan) szerkezetű mintákon végezzük. c) Minimális vízkapacitás (VKmin).A talaj vízvisszatartó képessége laboratóriumi körülmények között, a gravitáció érvényesülése esetén. Meghatározása úgy történik, hogy a VK max-ig telített eredeti szerkezetű talajmintát – felül szűrőpapírral letakarva – száraz, durva homokon állni hagyjuk súlyállandóságig. Olyan területek talajainál, ahol a talajvíz mélyen van, a felső rétegek szabadföldi vízkapacitása gyakorlatilag megegyezik a minimális vízkapacitással. Ha viszont a talajvíz szintje közel van a felszínhez, a VKsz > VKmin. A maximális és a szabadföldi (vagy a minimális) vízkapacitás különbsége a leszivárogni képes gravitációs víz mennyiségét (GV), illetve a gravitációs pórusok össztérfogatát mutatja: VKmax – VKsz = GV.

4.4.2. A nedvességformák talajfizikai értelmezése A kötőerők nagysága és a víz mozgékonysága szerint, talajfizikai nézőpontból, a következő nedvességformákat lehet megkülönböztetni. I. Kötött víz Szorosabb értelemben csak a talajrészecskék (elsősorban a kolliodok) felületi erői által megkötött vízfilmet nevezzük kötött víznek, tágabb értelmezésben azonban ide kell sorolni a kémiailag kötött (szerkezeti) vizet is. 1. Szerkezeti (kémiailag kötött) víz. A talajásványok alkotórésze, 105 °C-os szárítás után sem távozik el a talajból. 134 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

2. Fizikai erőkkel kötött (adszorbeált) víz. A kolloidok felületén és a talajpórusok falán működő erők – a felület nagyságától, a részecskék szerkezetétől és az adott rendszer nedvességtartalmától függően – kb. 1–1000 vízmolekula vastagságú réteget tudnak adszorbeálni. Mivel a kötőerők hatása a felülettől távolodva fokozatosan csökken (lásd 8.10 ábra), az adszorbeált víz is két részre osztható. a. Erősen kötött víz. A szilárd felülethez tapadó (1–100, átlagosan 40 vízmolekulányi nagyságú) belső vízburok. Több mint 1200 bar (> 6,1 pF) nyomásnak megfelelő erővel tapad a talajhoz. Az erősen kötött víz sűrűsége jóval nagyobb, mint a szabad vízé (1,5–1,8 körüli), cseppfolyós állapotban nem, csak halmazállapotváltozással – gőzzé alakulva – tud mozogni. A sókat és a tápanyagokat nem oldja, nem szállítja. b. Lazán kötött víz. Az adszorbeált vízhártya külső része. Vastagsága az 1000 vízmolekula-átmérőt is elérheti. A talajszemcsék körül és az aggregátumok szűk (< 0,2 μm átmérőjű) hézagaiban található. A nedvesebb helyről a szárazabbak felé elmozdulhat, így a különböző vastagságú vízhártyák nedvességtartalma fokozatosan kiegyenlítődik (8.13.a ábra). A mozgás sebessége azonban rendkívül kicsi. A lazán kötött víz már képes oldani és magával vinni a sókat. A kötőerő nagyobb, mint 15 bar; 4,2–6,1 pF közötti.

8.13. ábra - A vízhártyák kiegyenlítődése (a) és a támaszkodó kapilláris víz mennyiségének változása a talajvíz szintjétől távolodva (b); h = homoktalaj, v = vályogtalaj; a = agyagtalaj

Az erősen és lazán kötött vizet a növények nem tudják hasznosítani (holtvíz). II. Kapilláris víz A 0,2–10 μm átmérőjű kapillárisokban lévő és a talajrészecskék érintkezési pontjainál visszatartott, ún. pórusszögletvíz tartozik ide. A kötőerő 0,3–15 bar (2,5–4,2 pF) közötti. Ez a nedvességforma jelenti a tartósan tárolt diszponibilis vizet. A kapilláris nedvességben jelentős mennyiségű növényi tápanyag és egyéb vegyület oldódik. Ezeket a talajban mozgó víz a kisebb nedvességtartalmú (nagyobb szívóerejű) terek felé magával viszi. A kapillárisok feltöltődése a lefelé szivárgó vízből és/vagy a talajvízből (alulról) történhet. Az előbbit függő, az utóbbit pedig támaszkodó kapilláris nedvességnek hívjuk. 1. Támaszkodó kapilláris víz. A talajvízből táplálkozó kapillárisok által felszívott nedvesség. Felszínhez közeli talajvíz esetén az anyagforgalom döntő tényezője. A párolgás és párologtatás miatt csökkenő kapilláris nedvesség a talajvízből folyamatosan pótlódik, miközben kialakítja a talaj jellemző sóprofilját. Elméletileg a zömmel szűk kapillárisokat tartalmazó agyagtalajok, a valóságban azonban a jó szerkezetű löszös vályogtalajok vízemelő képessége a legnagyobb. Agyagtalajoknál ugyanis – a duzzadás miatt – a legnagyobb szívóerejű vékony kapillárisokban egy idő után megáll a vízmozgás. A kapillárisan felemelt víz mennyisége a talaj szemcseösszetételétől függ, a talajvízszint feletti távolsággal pedig minden esetben csökken (8.13.b ábra).

135 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

2. Függő kapilláris víz. Jellemzője, hogy a kapillárisok a beszivárgó csapadékvízből vagy öntözővizekből (felülről lefelé) töltődnek fel, és a kialakult kapilláris zóna nincs kapcsolatban a talajvízzel. Ha az alsó talajrétegek oldható sótartalma jelentős, a párolgás miatt felfelé áramló függő kapilláris víz, a felső talajrétegben sófelhalmozódást okozhat. A függő kapilláris víz áramlása általában sokkal lassabb, mint a támaszkodó kapilláris vízé. A talajfelszín kiszáradása, a párolgási veszteség annál kisebb, minél szerkezetesebb és minél jobban árnyékolt a talaj. 3. Elkülönült (izolált) kapilláris víz. Ha a száradó talaj nedvességtartalma egy meghatározott értékre csökken, a kapilláris hézagokat kitöltő víz folytonossága megszűnik. Ezért a nedvesség és az oldott anyagok áramlása megáll. Ez a nedvességforma a pórusszögletvízből és izolált kapillárisokban rekedt nedvességből áll. A növényzet számára – a kapilláris nedvesség más formáihoz hasonlóan – hasznosítható ugyan, kis mennyisége miatt azonban viszonylag gyorsan elfogy. III. Szabad víz Szabad víz csak a kapilláris pórusok telítődése után jelenik meg a talajban. Egyáltalán nem, vagy csak igen gyengén kötődik a szilárd fázishoz. A szabad víznek is több formája van. 1. 1. Kapilláris–gravitációs víz. A 10–50 μm átmérőjű durvább pórusokban a kapilláris szívóerő értéke kisebb, mint a gravitációs erő, így ezekben a víz lassan lefelé áramlik. Ez a nedvességforma tehát átmenetet jelent a kapilláris és a gravitációs víz között. A kapilláris–gravitációs vízre a talaj csupán 0,3–0,05 bar (2,5–1,7 pF) erővel hat. 2. 2. Gravitációs víz. Az 50 μm-nél nagyobb pórusokban (ahol a vonzóerő < 0,05 bar) a víz gyorsan szivárog lefelé. A gravitációs víz vagy eléri a talajvizet és növeli annak mennyiségét, vagy a szárazabb altalaj visszatartja (kapilláris és kötött víz formájában). 3. A kapilláris–gravitációs és a gravitációs víz nagy mennyiségű sót tud feloldani/szállítani. Mozgásuk az oldott anyagok és a diszpergált kolloidok lemosódását vonja maga után. 4. 3. Talajvíz. A talajvíz az altalaj legfelső, vizet záró rétege fölött kialakult összefüggő víztükör. A talajvíz szintje alatti víztároló rétegekben valamennyi pórus vízzel telített, szabad víz azonban itt is csak a kapilláris– gravitációs és a gravitációs pórusokban található. A talajvíz szintjének felszíntől való távolsága évszakonként változik. A vízszint szezonális ingadozása – a talajtulajdonságoktól és az időjárástól függően – az Alföldön 1–4 m-re tehető. Emelkedését a csapadék, a folyók áradása és a rendszeres túlöntözés idézheti elő. Oldalirányú mozgása szerint a talajvíz lehet mozgó vagy pangó. A mozgó talajvíz a talajból kimosott sók eltávolítását, a pangó víz pedig a sófelhalmozódást segíti elő. A felszínhez közeli sós-szikes talajvíz alapvető szerepet játszik a talajok szikesedésében. 5. Vízgőz. A Hy értékénél nedvesebb talaj levegője (a hőmérséklettől függően különböző mennyiségű) vízgőzzel telített. A vízgőz a magasabb hőmérsékletű helyekről a hidegebbek felé mozogva kicsapódhat, növelve az adott réteg nedvességtartalmát. (Ez különösen jelentős a homoktalajok éjjelente lehűlt felső rétegének vízgazdálkodásában).

4.4.3. Holtvíztartalom, hasznosítható víz A talaj–víz–növény kapcsolatrendszerben növényélettani szempontból két nedvességformát, a holtvizet és a hasznosítható vizet kell megemlíteni. a) A holtvíz (HV) a talajnedvességnek a növényzet által nem hasznosítható, a gyökerek szívóerejénél erősebben kötött része. Ha a száradó talaj már csak holtvizet tartalmaz, a növényeken a tartós hervadás jelei mutatkoznak. A holtvíz mennyisége függ a talaj tulajdonságaitól (elsősorban a kolloidtartalomtól és a kolloidok minőségétől), valamint a növény fiziológiai adottságaitól (növényfaj, fajta) és korától, fejlettségétől. Ezért a holtvíznek tekintett talajnedvesség mindig csak egy közelítő érték. A holtvíztartalom megállapítása történhet: • tenyészedényben nevelt jelzőnövényekkel (hervadási kísérlettel), 136 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

• megfelelő túlnyomás alkalmazásával vagy • számítással. Tenyészedényes hervadási kísérlet. Ha a tesztnövények elérnek egy meghatározott fejlettségi állapotot, megszüntetjük a vízutánpótlást. Így a növények fokozatosan felhasználják a talaj hasznosítható vízkészletét. Amikor bekövetkezik a tartós hervadás, meghatározzuk a talaj nedvességtartalmát. A holtvíztartalom beállítása túlnyomásos készülékkel. A különböző gazdasági növények gyökérzete a víz felvételéhez maximum 10–35 (átlagosan 15) bar szívóerőt tud kifejteni. Ezért egyezményesen a 15 bar (15 atm = 15 000 vízoszlop cm = 4,2 pF) szívóerőnél/tenziónál nagyobb erővel kötött nedvességet tekintjük holtvíznek. A 15 bar hatóerőt túlnyomásos berendezéssel (vagy nagy fordulatszámú centrifugával) lehet előállítani. A HV becslése számítással. A holtvíztartalom becsülhető az egyszerűen meghatározható Kuron-féle higroszkópossági értékből (hy) is. Kreybig szerint: HVs% = 4 hy, illetve (8.16a. egyenlet) ahol: ρ = a talaj térfogattömege. b) Hasznosítható (diszponibilis) víz. A diszponibilis víz (DV) a talajnedvességnek a növények számára hozzáférhető (15 barnál kisebb tenziójú) része. Mennyisége, a vízkapacitás (vagy az aktuális nedvességtartalom) és a HV ismeretében, számítással becsülhető: (8.16b. egyenlet) és (8.16c. egyenlet) ahol: DVK = a szabadföldi vízkapacitásig telített talaj hasznosítható víztartalma; DVakt = a DV a talaj adott nedvességtartalma esetén; θ = az aktuális nedvességtartalom. A DV is megadható különböző mértékegységekben (tömeg%, térfogat%, mm/xcm, m3/ha). A homok-, vályog- és agyagtalajok átlagos VK, HV, DV értékeit összehasonlítva látható, hogy a vízkapacitás az agyagtalajoknál, a diszponibilis víz mennyisége viszont a vályogtalajoknál a legnagyobb (8.7. táblázat).

8.7. táblázat - A VKsz, a DV és a HV átlagértéke a különböző szemcseösszetételű talajokban (tájékoztató adatok) VKsz

DV

HV

DV

HV

Textúraosztály térfogat %

VK %-ában

homok

10

8

2

80

20

vályog

31

16

15

51

49

agyag

46

13

33

28

72

Az előzőek alapján nyilvánvaló a nedvességformák talajfizikai és növényélettani felosztása közötti összefüggés. A kötött víz a holtvíznek felel meg, a mozgékony kapilláris nedvesség pedig a tartósan tárolt diszponibilis vízzel egyenlő. 137 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

4.4.4. Vízvisszatartási- (pF-) görbék A pF-görbék a talaj egyensúlyi nedvességtartalmát mutatják a megfelelő pF-érték függvényében. A görbe egyes pontjait reprezentáló pF-értékeket a nedvességformákra jellemző pórusméretek figyelembevételével választjuk meg. A három legfontosabb szemcseosztályba tartozó (homok-, vályog- és agyag-) talajok jellemző pF-görbéjét, valamint a nedvességformák és a pórusméret közötti kapcsolatot az 8.14. ábra mutatja. Ebből jól látszik, hogy azonos tenzió (pF) esetén különbözik az egyes talajok nedvességtartalma, megállapítható továbbá a HV, valamint a diszponibilis víz mennyiségének (száradás közbeni) változása, a talaj összporozitása és a pórusméretmegoszlás.

8.14. ábra - A homok-, vályog- és agyagtalajokra jellemző pF-görbék

A teljes pF-görbe mértékadó pontjait nem lehet egyazon módszerrel, ill. eszközzel meghatározni. Más módszert és eszközöket kell alkalmazni a pF > 3 (=103 vízoszlop cm = 1 bar) tartományban, s másokat az ennél kisebb kötőerők esetén. A pF < 3-nak (0; 1,8; 2,5 pF-nek) megfelelő egyensúlyi nedvességtartalmak laboratóriumi meghatározásához olyan zárt berendezésre van szükség, amelyikben konstans szívóerő vagy nyomás biztosítható. A készülékben a nedves talajminták megfelelő szerkezetű porózus lapra kerülnek. A pF = 0–2 közötti intervallumban erre a célra – műanyagszitával lefedett – homoklapokat, a pF = 2–3 közötti értékek mérésekor pedig finom homok és kaolin keverékéből készült rétegeket alkalmaznak. A kívánt szívóerőt meghatározott magasságú vízoszloppal vagy vákuumszivattyúval lehet előállítani. Az egyensúly beállta (2–12 nap) után meghatározzuk a talaj nedvességtartalmát. Nálunk Várallyay szerkesztett sorozatmérésekre alkalmas berendezéseket. A pF = 3–4,2 (az 1–15 bar) tenziótartományban már erős falú, zárt acélkamrát és olyan cellofán membránt kell használni, amelyik nem engedi át a levegőt, a talajból kivont víz azonban átjuthat rajta. A hatóerőt minden esetben túlnyomással hozzuk létre. A legerősebben kötött nedvességtartalmat (pF > 4,2) minden esetben a talajminta ismert gőztenziójú térbe helyezésével állítjuk be. A talaj nedvessége ekkor a környezet páratartalmával egy idő múlva egyensúlyba kerül. A levegő vízgőztelítettsége (p%) és a pF között, Schofieldszerint, a következő összefüggés áll fenn: pF = 6,5 + log(2 – logp%); 20 °C-on. Az ehhez tartozó talajnedvesség szárítószekrényes módszerrel mérhető. A képlettel számítva, a 95,6% relatív páratartalmú térrel egyensúlyba hozott (Hy-nal jelölt) talajnedvességet pF = 4,7; a 35,2%-os telítettségű levegő esetén kapott nedvességet (hy) pedig pF = 6,1 kötőerő jellemzi.

138 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

Megjegyzendő, hogy a pF-görbe néhány jellemző pontját (a 0; 2,5; 4,2 pF-nek megfelelő értéket) a VKmax és a VKmin meghatározására hagyományosan használt mintavevő hengeres módszerrel, valamint a HV közelítő számításával is becsülni lehet. Fontos, hogy a pF-görbe pontjainak egymás utáni megállapítása a kisebb pF-értékektől a nagyobbak felé haladva (a nedves talaj fokozatos víztelenítésével) történjék, ne pedig fordítva. A nedves talaj kiszárításakor, ill. a száraz talaj fokozatos nedvesítésekor ugyanis egy-egy pF-hez más nedvességtartalom tartozik. Egy vályogtalajnál pl. 4,2 pF-nél, a vízelvonáskor mintegy 12,5%-os, nedvesítés esetén pedig 7%-os víztartalom adódott. Ezt a jelenséget nedvesedési hiszterézisnek nevezzük (8.15. ábra).

8.15. ábra - A nedvesedési hiszterézis megnyilvánulása egy vályogtalajnál

4.5. A talaj konzisztenciája Egy anyag konzisztenciája (összetartása, szilárdsága) a kohéziós és az adhéziós erők nagyságától függ. A talaj szilárdsága szoros kapcsolatban van a nedvességtartalommal, ezért az adott állapothoz tartozó víztartalmat mindig figyelembe kell venni. Eredeti szerkezetű minták esetén a szilárdság számszerű kifejezésére az egyirányú nyomással szembeni ellenállást (az ún. nyomószilárdságot) használjuk, a bolygatott, gyúrt minták konzisztenciáját pedig az adott állapot eléréséhez szükséges vízmennyiséggel jellemezzük. A talajtanhoz kapcsolódó vizsgálatoknál az utóbbi megoldás terjedt el. Egy talajmintához sok vizet adva, s azzal jól elkeverve, folyékony pépet kapunk, mivel a szemcséket összetartó erők nem vagy csak kismértékben érvényesülhetnek. Ha a pépet fokozatosan szárítjuk, egy idő után képlékeny (alaktartó) lesz, majd a nedvességtartalom további csökkenésekor a talaj elveszti a képlékenységét, s eléri a szilárd állapotot. A talajok konzisztenciaállapota szilárd, félszilárd, képlékeny és folyós lehet. A konzisztenciaállapotok közötti átmenetre jellemző nedvességértékeket konzisztenciahatároknak nevezzük. A leggyakrabban használt konzisztenciahatárok: • a folyási határ (Fh), • a képlékenységi (sodrási vagy plasztikussági) határ (Ph) és • a zsugorodási határ (Zsh). A nedvességtartalom mind a három esetben tömeg%-egységekben van kifejezve.

4.5.1. Konzisztenciahatárok

139 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

a) Folyási határ (Fh). A 100 g talaj folyós állapotának eléréséhez szükséges vízmennyiség. Megállapításához speciális készülékeket használnak. A Casagrande-féle módszernél egy szabványos méretű, gömbszelet alakú rézcsészébe vitt pasztában barázdát alakítanak ki, majd a csészét egy excentrikus tengely forgatásával annyiszor ejtegetik le 1 cm magasságból, amíg a barázda 12 mm hosszúságban összefolyik. A vizsgálatot legalább három különböző víztartalomnál kell elvégezni. Az összefolyáshoz szükséges ejtésszám/víztartalom összefüggést ábrázolva, leolvasható a 25 ejtésszámhoz tartozó (a folyási határt jellemző) víztartalom. A Vasziljev-módszerrel egy szabványos méretű és tömegű acélkúp behatolási mélysége alapján állapítható meg a kívánt konzisztenciaállapot. A folyási határnak megfelelő nedvességtartalomnál a kúp éppen 10 mm mélyen süllyed a pasztába. A folyási határ értéke közel áll az Arany-féle kötöttségi számhoz, de annál valamivel nagyobb. b) Plasztikussági (sodrási) határ (Ph). A képlékenység alsó határa. Ebben az állapotban, a talajból sodrással készített vékony pálcika (sodrat) már töredezni kezd. A plasztikussági határt is a minta nedvességtartalmának mérésével kapjuk meg. c) Zsugorodási határ (Zsh). A duzzadó talajok térfogata egy ideig lineárisan csökken a víztartalom csökkenésével. Amikor a nedvességtartalom egy küszöbértéket elér, a száradás már nem okoz további zsugorodást. A zsugorodási határt tehát a talajnak az a víztartalma mutatja, amelyet elérve, szárításkor nem következik be térfogatváltozás. A Zsh viszonylag pontosan megállapítható úgy, hogy a száradó talaj térfogatát és nedvességtartalmát több ízben meghatározzuk, majd a minta %-os térfogatváltozását a megfelelő víztartalom függvényében ábrázoljuk. A pontok, jó közelítéssel egy egyenes mentén fekszenek mindaddig, amíg a zsugorodást a kapilláris víz elpárolgása idézi elő. A Zsh-t az egyenesnek a nedvességtengelyre vetített metszete adja meg. Az időigényes mérések helyett a gyakorlatban legtöbbször az egyszerűen meghatározható plasztikussági (sodrási) határból számítjuk a zsugorodási határt, azaz Zsh = 0,65 Ph. d) Tapadási határ (Th). Olyan nedvességi állapot, amelynél a fokozatosan száradó talaj már nem tapad sima fémfelülethez. Ha ennél nagyobb a talaj nedvességtartalma, nő a talajművelő eszközök vonóerő-szükséglete, és a talaj szerkezete is erősen károsodik.

8.8. táblázat - A kötött talajok konzisztenciája és az azzal összefüggő tömöríthetősége Konzisztenciahatárok

Konzisztenciaállap ot

Művelhetőség nehezen művelhető

szilárd

(rögös, hantos)

Tömöríthetősé Talajtaposás hatása g

csekély

nem tömörít

növekvő

tömörít

félig

jól

szilárd

művelhető

Képlékenységi határ (Ph)

keményebb képlékeny

maximális

Tapadási határ (Th)

korlátozottan művelhető (kenődő)

igen erősen tömörít, szerkezetromboló

nem művelhető

csökkenő

erősen szerkezetromboló

–

nincs

–

Zsugorodási határ (Zsh)

Folyási határ (Fh)

lágy képlékeny folyós

140 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

A kötöttebb talajok (vályogtalajok, agyagtalajok) konzisztenciaállapota, művelhetősége és tömöríthetősége közötti összefüggéseket az 8.8. táblázat foglalja össze. A talaj művelése szempontjából a félig szilárd konzisztenciaállapot a kedvező. Ekkor a talaj nedvességtartalma a zsugorodási és a képlékenységi határ között van, nedves tapintású, de nem sodorható, ezért a különböző talajművelési eljárások (talajlazítás, tárcsázás, szántás) megfelelő minőségben, káros hatások nélkül elvégezhetők. A képlékenységi (plasztikus) határnál nagyobb nedvességtartalomnál a talaj kenődik, a művelés rombolja a talaj szerkezetét, míg a zsugorodási határnál kisebb nedvességtartalomnál a talaj túl merev, megnő a vonóerőszükséglet, a művelőeszközök nagy rögöket szakítanak ki. A szilárd konzisztenciájú talajt nem, vagy csak kismértékben lehet tömöríteni, a taposás nem okoz lényeges változást. Képlékeny állapotban viszont rendkívül nagy a tömörődés és a szerkezetrombolódás veszélye.

4.5.2. Konzisztenciaindexek a) Boekel-féle B-index. A plasztikussági (sodrási) határ és a tömeg%-ban kifejezett szabadföldi vízkapacitás hányadosa:

A talaj taposás, tömörítés iránti érzékenységét kifejező viszonyszám. Minél közelebb van az értéke egyhez, annál nagyobb a talaj ellenálló képessége a tömörítő hatásokkal szemben. A legérzékenyebb talajoknál a Bindex 0,5 körüli. b) Képlékenységi szám vagy plasztikussági index (Pi). A folyási határ (Fh) és a plasztikussági (sodrási) határ (Ph) különbsége: Pi = Fh – Ph. A konzisztenciaállapotot kifejező nedvességtartalmak, különösen a folyási határ és a plasztikussági index értékei, nagymértékben függenek a talaj szemcseösszetételétől, a szemcsék anyagi minőségétől és a minta szervesanyag-tartalmától, ezért alkalmasak a talajok közötti hasonlóságok/különbségek kifejezésére (8.9. táblázat).

8.9. táblázat - A talajok kozisztenciahatárai (Buzágh szerint) Homok

Finom homok

Iszap, vályog

Agyag

Folyási határ (Fh)

15–20

20–30

30–40

40–150

Plasztikus(sodrási határ) (Ph)

nincs

20

20–25

25–50

Zsugorodási határ (Zsh)

≈ 12

12–20

14–25

8–35

Plasztikussági index (Pi)

0

3–10

10–15

15–100

Konzisztencia-határ

c) Relatív konzisztenciaindex (K i ). A talaj tényleges víztartalma, folyási határa és plasztikussági indexe közötti kapcsolatot fejezi ki (8.16. ábra.). Olyan jellemző, amelyben a folyási határnak megfelelő víztartalom (Fh) és a talaj adott nedvességtartalma (θ) közötti különbséget a plasztikussági indexhez (az Fh és a Ph különbségéhez) viszonyítjuk:

(8.17. egyenlet)

8.16. ábra - A relatív konzisztenciaindex (Kh) értéke, valamint a talaj víztartalma és konzisztenciaállapota közötti összefüggés

141 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

A relatív konzisztenciaindex, a víztartalom és a konzisztenciaállapot közötti összefüggés az 8.16. ábrán látható. Ha Ki = 1, a víztartalom a sodrási (plasztikussági) határnak felel meg. Ha K i = 0,5, a víztartalom a Ph és Fh között van: a talaj már puha. A folyási határnál Ki = 0, a száraz és félszáraz talajnál pedig (amikor θ < Ph) a Ki > 1.

5. Vízmozgás a talajban Vízmozgás akkor jön létre, ha a talaj különböző pontjaiban eltérő a víz potenciális energiája. Az áramlás a nagyobb potenciális energiájú (kisebb tenziójú) vizet tartalmazó helyekről, a kisebb potenciális energiájú (a vizet erősebben kötő, nagyobb szívóerejű, szárazabb) tér irányába történik, s mindaddig tart, amíg az energiakülönbségek ki nem egyenlítődnek. Az áramlási sebesség és a mozgó víz mennyisége több tényezőtől függ. Ezek közül a legfontosabbak: • a talajba jutó víz és/vagy a talajban lévő mozgékony nedvesség össztérfogata, • a szelvény rétegezettsége, a rétegek tulajdonságai (porozitás, pórusméret-megoszlás stb.), • a tér egyes pontjaiban lévő víz potenciális energiája és a kialakult energiakülönbségek. A vízmozgásnak három alaptípusát lehet megkülönböztetni: • vízmozgás vízzel telített (kétfázisú) talajban, • vízmozgás telítetlen (háromfázisú) talajban, • páramozgás.

5.1. Vízmozgás kétfázisú (vízzel telített) talajban A vízzel telített porózus rendszerekben a gravitációs erő hatására bekövetkező vízmozgás törvényét, homokoszlopokkal végzett kísérletek alapján (8.17. ábra), elsőként Darcy (1856) fogalmazta meg. Megállapította, hogy konstans sebességű, egyirányú áramlás esetén, az oszlop alján kifolyt vízmennyiség (Q) megadható, mint

142 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

8.17. ábra - Vázlat a Darcy-törvény értelmezéséhez

(8.18. egyenlet) ahol: Q = az átfolyt víz mennyisége, cm3; x = a homokoszlop (talajoszlop) magassága, cm; A = az oszlop keresztmetszetének területe, cm2; l = a talajoszlop fölötti vízborítás vastagsága, cm; t = az idő, sec (vagy perc); Ks = az adott rendszerre jellemző arányossági tényező (hidraulikus vezetőképesség, vagy szivárgási tényező), cm/sec. A Ks gyakorlati mértékegysége talajoknál: cm/nap. Meghatározása történhet laboratóriumban (természetes szerkezetű mintákkal) vagy a helyszínen. A 8.18. összefüggésből következik, hogy az átfolyt víz térfogata egyenesen arányos a talaj hidraulikus vezetőképességével, az oszlop keresztmetszetével (felületével), a hidraulikus nyomáskülönbséggel (l + x), az áramlás idejével, és fordítottan arányos a talajoszlop hosszúságával. Az időegység alatt egységnyi keresztmetszeten átszivárgó vízmennyiség (az áramlási sebesség) pedig: v = Q/At, ami az alapegyenlet átrendezésével a

(8.19. egyenlet)

143 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

képletnek felel meg. Mivel az 8.17. ábrán vázolt rendszerben referenciaszintnek az oszlop alját tekinthetjük, valamint fennáll az l + x = H1 – H2 = ΔH, illetve az x = z1 – z2 = Δz egyenlőség, a telített vízáramlás sebességi egyenlete az alábbi, általánosan használt formában is felírható,

(8.20. egyenlet) amiből következik, hogy:

(8.21. egyenlet) Jelölések: v = az áramlási sebesség, cm/sec; ΔH = a hidraulikus nyomáskülönbség, cm; ΔH/Δz = a hidraulikus gradiens (grad H), azaz a hidraulikus nyomás egységnyi távolságra eső változása, cm/cm. A képlet jobb oldalán szereplő negatív előjel pedig azt jelzi, hogy a vízmozgás lefelé irányul.

5.2. Vízmozgás háromfázisú (vízzel nem telített) talajban A telítetlen talaj pórusterének egy részét víz, egy részét levegő tölti ki. Azt, hogy adott nedvességtartalom és nedvességpotenciál mellett a pórustér hány százalékát foglalja el a víz (s az milyen méretű pórusokban, milyen nagyságú erők hatása alatt áll), a pF-görbékből lehet megállapítani. A telítetlen vízmozgást a nedvességtenzió-különbségek (mátrixpotenciál-különbségek) idézik elő. A víz áramlása azonban csak az adott tenziónál vizet tartalmazó és egymással összefüggő pórusokban történhet, ezért a talaj telítetlen vízvezető képessége (kapilláris vezetőképessége) mindig kisebb, mint a telített állapotban mért hidraulikus vezetőképesség. A kettő közötti különbség annál nagyobb, minél kevesebb pórus van vízzel feltöltve. Ebből következik, hogy adott talaj kapilláris vezetőképessége (k) a nedvességállapottól függően változik, ezért azt nem lehet egyetlen számértékkel kifejezni. Jellemzéséhez a k = f(θ) vagy k = f(h m) függvénykapcsolat (8.18. ábra) ismerete szükséges.

8.18. ábra - A k – hm függvény jellemző formája különböző textúrájú talajoknál

144 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

A 8.18. ábrából is kitűnik, hogy a különböző nedvességállapotokhoz tartozó kapilláris vezetőképesség (a k – hm függvény alakja) a pórusméret-eloszlástól függ. Homoktalajoknál a pórusok túlnyomó része nagyméretű, a finom pórusok mennyisége elenyésző. Ezért telített állapotban nagy a hidraulikus vezetőképességük, a nedvességtartalom csökkenésével (a hm növekedésével) azonban a k hirtelen és erősen csökken. Az agyagtalajok pórustere viszont gyenge vízvezető képességű, a vizet erősen tartó, szűk kapillárisokból áll. Ezért a vízzel telített talaj hidraulikus vezetőképessége viszonylag kicsi, azonban a szívóerő (hm) növekedésével kevésbé csökken, 145 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

mint a homoktalajoké, és még a nagy szívóerő-tartományokban is jelentős mértékű. A vályogtalajok pórusméreteloszlása és a nedvességállapottól függő hidraulikus vezetőképessége a legkedvezőbb. A k(h) és a hm közötti összefüggés Gardner szerint,

ahol: a, n és b kísérletileg meghatározható állandók. A konstans sebességű kapilláris vízmozgás leírására, Buckingham (1907) a Darcy-törvényt kifejező 8.20. képlet módosított formáját javasolta,

(8.22. egyenlet) ahol: v = a kapilláris vízmozgás sebessége a vízzel nem telített talajban, cm/nap, k(h) = a hm nedvességpotenciáltól (szívóerőtől) függő kapilláris vezetőképesség, cm/ nap, ΔH/Δz = a hidraulikus gradiens, a mozgatóerő. Felhasználva a H = hm + z egyenlőséget, egyirányú függőleges áramlásra a (8.22.)a következő formára hozható (Buckingham-Darcy egyenlet),

(8.23. egyenlet) amelyben a hm a cm-ekben kifejezett mátrixpotenciál.

5.3. A vízgőz mozgása a pórustérben A vízpárát vagy az áramló talajlevegő sodorja magával (passzív mozgás), vagy diffúzió révén mozog (aktív páramozgás) a magasabb hőmérsékletű – nagyobb relatív páratartalmú – helyekről a kisebb parciális nyomású pórusok felé. Mivel a talajlevegő áramlására csak nagyon ritkán kerül sor és az csak a felszín közelében lehetséges, a páramozgás döntően a diffúzióval megy végbe. A száraz talajfelszín éjszakai lehűlésekor a felfelé áramló vízpára egy része talajharmat alakjában kicsapódik, növelve a feltalaj víztartalmát.

5.4. A talajok nedvességforgalma A periodikus beázás és száradás miatt a talaj nedvességtartalma térben és időben folyamatosan változik. A térbeli különbségek mind vertikálisan (a nedvesség mélységbeli eloszlásában, azaz a nedvességprofil alakjában), mind horizontálisan (a tér különböző helyein fekvő szelvények nedvességprofiljában) megmutatkoznak. A térbeli és időbeli (nedvességdinamikai) változások kimutatására a rendszeres nedvességvizsgálatok alkalmasak.

5.4.1. A víz beszivárgása és szétoszlása a) Beszivárgás. A felszínre került víz a pórusokon és a repedéseken keresztül jut be a talajba. Először csak egy vékony réteget nedvesít át, megtöltve a kisebb, majd a nagyobb átmérőjű kapillárisokat és pórusszögleteket. Az ezen felüli víztöbblet a gravitációs pórusokban fokozatosan nyomul lefelé, és az átnedvesedett réteg egyre vastagabb lesz. Az átázott talaj a továbbiakban már csak átereszti a vizet a gravitációs pórusokon keresztül, az az alatti réteg viszont még csak nedvesedik. A vízbefogadás sebessége (v) kezdetben nagyobb (8.19. ábra, 1 jelű görbe), majd fokozatosan csökken, s végül állandósul. Az első, meredek szakasz felel meg a vízelnyelésnek, a második – közel állandó lefutású – szakaszban pedig a vizet már csak átereszti, vezeti a talaj. A beszivárgás két részfolyamata tehát egymáshoz kapcsolódva, egyidejűleg zajlik le.

146 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

Ha az adott idő alatt összesen beszivárgott vízmennyiséget, a fokozatosan emelkedő összegzőgörbét kapunk (8.19. ábra, 2. görbe).

értékeket vesszük figyelembe, egy

8.19. ábra - A beszivárgási sebesség (1. görbe) és az összesen beszivárgott víz mennyiségének (2. görbe) időbeni változása

A beszivárgási görbék értékelése egyszerűen megoldható a Kosztjakov-egyenlettel. E szerint az elnyelt összes vízmennyiség (I) és a beszivárgási idő közötti kapcsolatot (a 2. sz. összegezőgörbét) az (8.24. egyenlet) egyenlet írja le, ahol: I = a különböző időpontig befogadott víz, mm; t = a megfigyelési idő, k = egy arányossági tényező; m = az I időbeni változását mutató paraméter, amelynek értéke: < 1. A k és m egy-egy talaj adott állapotára jellemző konstans. Értéküket a mérési adatokból számítógéppel vagy a következő grafikus eljárással lehet megállapítani. Az egyenletet logaritmusos formában írva, az egyenes egyenletével megegyező: y = b + a ∙ x alakú összefüggéshez jutunk, azaz (8.25. egyenlet) Az I-t adatpárokat log -log papíron ábrázolva, talajonként eltérő meredekségű egyenest kapunk, melynek tengelymetszete a k, meredeksége az m értékét adja (8.20. ábra).

8.20. ábra - A Kosztjakov-egyenletben szereplő k és m grafikus meghatározása

147 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

A beszivárgási sebesség (v) időbeni változását pedig az (8.24.) egyenlet idő szerinti differenciálásával kapott összefüggés jellemzi:

(8.26. egyenlet) melyben: k ∙ m = k’, és mivel m < 1, az m – 1 = – p. Az m és a (– p), mint a szivárgás intenzitásának csökkenését mutató paraméterek, alkalmasak a talajok közötti különbségek kimutatására. A vízelnyelés kezdeti sebességét a talaj szerkezetén kívül, nagymértékben befolyásolja az eredeti nedvességtartalom is. (A szárazabb talaj sokkal gyorsabban nyeli el a vizet, mint a nedvesebb). A vízáteresztő képességet pedig főként a gravitációs pórusok mennyisége határozza meg. Az állandósult vízáteresztést jelentősen befolyásolja a szerkezet vízállósága is, ezért ez a szerkezet stabilitásának jellemzésére is használható. Nem homogén (rétegezett) szelvényben a talaj vízáteresztő képességét, mindig a legkevésbé áteresztő réteg szabja meg. A talaj nedvességtartalmának beszivárgás közbeni növekedésére, a vízadagolás módja is hatással van. Árasztás esetén pl. a felső rétegekben, egy idő múlva kétfázisú talajállapot alakul ki. Esőzés vagy esőszerű öntözés közben viszont – ha a csapadék intenzitása nem haladja meg a talaj víznyelő és vízáteresztő képességét – telítetlen állapot és a háromfázisú rendszerre jellemző vízmozgás jön létre. b) Nedvességkiegyenlítődés. A vízmozgás a talajban a vízutánpótlás megszűnésével sem áll meg, mivel a gravitációs és a kapilláris-gravitációs pórusok zöme akkor még vízzel van töltve. A víz áramlása addig tart, amíg a nagyméretű pórusok ki nem ürülnek, azaz amíg az adott rétegek a szabadföldi vízkapacitásnak megfelelő nedvességi állapotba jutnak. Ahogy a pórusok kezdenek kiürülni, a vízmozgás sebessége fokozatosan csökken a szelvényben. Ezt a folyamatot nedvesség-kiegyenlítődési szakasznak nevezhetjük. A kiegyenlítődés a durva szemcséjű talajokban jóval gyorsabban játszódik le, mint agyagos szelvényekben. A beszivárgó víz oldalirányú mozgása csak kötöttebb talajokban, s ott is csak pontszerű vagy vonalszerű betáplálás (pl. barázdás vagy cseppenkénti öntözés) esetén számottevő. Az, hogy meghatározott mennyiségű víz milyen mélyen áztatja át a talajt, a rétegek vízkapacitásától (VK) és kezdeti nedvességtartalmától (θ) függ. Nyilvánvaló, hogy két azonos nedvességtartalmú talaj közül, ugyanannyi csapadék hatására az fog mélyebben beázni, amelyiknek kisebb a vízkapacitása. A meghatározott vastagságú talajréteg feltöltéséhez szükséges vízmennyiség (a talaj vízhiánya = VH) tehát a 148 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

VH = VKsz – θ összefüggés szerint egyszerűen megadható. Attól függően, hogy a vízkapacitást és a pillanatnyi nedvességtartalmat milyen mértékegységekben fejezzük ki, a vízhiányt térfogat-%-ban, mm-ben vagy m3/ha egységekben kapjuk.

5.4.2. A talaj száradása A talajok száradása a felső talajréteg(ek) nedvességtartalmának párolgása (fizikai párolgás = evaporáció) és a vízkészlet növények általi párologtatása (biológiai párolgás = transzspiráció) miatt következhet be. Növényzettel borított területeken a két folyamat mindig összefonódik (evapotranszspiráció). A nedvességtartalom és a nedvességprofil száradás közbeni változását és a változás sebességét több tényező befolyásolja. A legfontosabbak: • a talaj mozgékony vízkészlete és kapilláris vezetőképessége, • a légmozgás (szél), • a felszínt érő hősugárzás intenzitása és időtartama, valamint • a növényzet (növényfaj és -fajta, a növény fejlettségi állapota, s az állománysűrűség). A száradás miatti nedvességtartalom-csökkenés és vízmozgás tendenciáit, legkönynyebben egyszerű modellrendszerek tanulmányozásával lehet áttekinteni. A legegyszerűbb rendszerek a növényzettel nem borított homogén talajoszlopok, mivel ezeknél csak az evaporáció hatása érvényesül. Talajoknál az evaporáció vizsgálatakor két alapesetet kell megkülönböztetni, éspedig • ha a talajvíz közel van a felszínhez, illetve • ha a talajvíz mélyen helyezkedik el, s nincs befolyása a felső rétegek vízforgalmára. a) Evaporáció felszínhez közeli talajvíz esetén. A talajvíz feletti kapilláris zónából a víz további szállítása, felszín felé áramlása, akkor következik be, ha a talaj nedvességtartalma és a nedvességpotenciál felfelé haladva fokozatosan csökken (a víz mind nagyobb erővel kötődik a szilárd fázishoz). Az evaporáció következtében a felső talajréteg nedvessége (s ezzel együtt a hm mátrixpotenciál és a H hidraulikus potenciál) tovább csökken, ezért folyamatosan nő a potenciálkülönbség a felső és a kapillárisan telített alsó talajrétegek között. Mivel a nedvességtartalom (és a nedvességpotenciál) csökkenésekor a k kapilláris vezetőképesség rohamosan csökken (8.18. ábra), egy idő után az újonnan kialakult hidraulikus potenciálkülönbség sem képes olyan mértékű áramlást létrehozni, amely fedezni tudná az evaporációs vízszükségletet. Emiatt a száradás mind vastagabb rétegeket érint. Nagy sebességű evaporáció esetén a felszín viszonylag rövid idő alatt annyira kiszárad, hogy a víz áramlása gyakorlatilag megáll. Ebben a rétegben ezután csak a vízgőz mozoghat a kisebb relatív páratartalmú helyek felé. A száraz felszín tehát védi a talajt a nagy evaporációs vízveszteségtől. Az állandósult feltételekre jellemző potenciál- és nedvességeloszlás egy példája az 8.21. ábrán látható. Ilyen esetekben az evaporáció sebessége (ve) állandó, azaz

(8.27. egyenlet)

8.21. ábra - A nedvességtartalom és a potenciál mélység szerinti változása állandó sebességű evaporáció esetén

149 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

A talaj kevésbé nedves részére a H, a hm (s ebből a ve) értékeit csak a k – hm és a hm – θ függvények ismeretében lehet kiszámítani (8.5.2. fejezet). A szelvény alsó, nagynedvességtartalmú rétegeire vonatkozó számításokat azonban egyszerű elvégezni, ha a telített kapilláris vezetőképesség (k), s a hm ismert, mivel itt a k és a ΔH/Δz konstans, s a hm és H lineárisan változik a z-vel. Számítási példa. Alapadatok: k = 5 cm/nap = konstans; hm = –22 cm; z = 20 cm; H = hm + z = –22 + 20 = –2 cm. Számított eredmények:

b) Párolgás mély talajvizű területeken. Ha a talajvíz szintje mélyen van, az evaporáció csaknem kizárólag a függő kapilláris vizet (s rövid ideig a lassan szivárgó kapilláris gravitációs vizet) fogyasztja. Természetes környezetben, ha a beszivárgó víz utánpótlása megszűnik – már a nedvesség szétosztódásával egyidejűleg is – víz párolog el a légkörrel közvetlenül érintkező vékony talajrétegből, s megkezdődik a felszín száradása. A vízveszteség miatt pedig potenciálkülönbség, szívóerőkülönbség jön létre a felszín és az alatta lévő talajréteg(ek) között, ezért megindul a felfelé irányuló kapilláris vízmozgás. Mivel a párolgás miatti vízveszteség gyorsabb, mint a kapilláris vízutánpótlássebessége, a száradás fokozatosan mélyebbre terjed. Ebben a szakaszban tehát a lefelé, oldalirányban és felfelé is mozog a nedvesség. A szétosztódás befejeztével, ha újabb csapadék nem kerül a talajba, a kapilláris vízmozgás válik uralkodóvá. A fenti folyamatok összhatását és a talaj nedvességtartalmának mélységtől függő időbeni változását (növényzettel nem borított vályog talajon) az 8.22. ábra szemlélteti. Az ábrából is látható, hogy a beázott talajok nedvességtartalma átmenetileg nagyobb, mint a természetes vízkapacitás, másrészt megfigyelhető a nedvességkiegyenlítődés, a párolgás, és a kapilláris vízutánpótlás összetett hatása.

8.22. ábra - A nedvesség eloszlása egy vályogtalajban a beázás folyamán és a beázás után. (1 = eredeti nedvességprofil; 2 = a talaj nedvességtartalma közvetlenül a 150 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

vízadagolás megszűnése után; 3 = a nedvességprofil a víz szétoszlása után; 4 = három nappal a beázás után; 5 = a nedvesség eloszlása 10 nappal a beázás után)

Az átázott talaj száradásakor három, különböző intenzitású szakaszt lehet megfigyelni. A konstans sebességű, első szakaszban az evaporációs vízveszteség mértékét elsősorban nem a talaj tulajdonságai, hanem a meteorológiai körülmények szabályozzák. Ez az ún. időjárás által kontrollált szakasz. A második, közbülső szakaszban az evaporáció sebessége a potenciális evaporáció értéke alá csökken. Ekkor a vízveszteség attól függ, hogy a fokozatosan száradó talaj mennyi nedvességet képes szállítani az evaporációs zónába. Ez a fokozatosan csökkenő sebességű, a talajprofil által szabályozott, evaporációs szakasz sokkal tovább tart, mint az 151 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

első. A harmadik szakaszban az evaporáció lassú és csaknem konstans sebességű. Ez akkor következik be, amikor a felső réteg(ek) annyira kiszárad(nak), hogy a folyékony állapotú víz vezetése megszűnik, és a kiszáradt rétegekben a víz csak gőz alakban, diffúzióval mozoghat. A talaj nedvességtartalmának változása és a víz térbeli eloszlása, a fentiekhez viszonyítva jelentősen módosulhat akkor, ha a talaj növényzettel borított. A növények vízfelvétele ui. az egész gyökérzónára kiterjed, emiatt a felfelé irányuló kapilláris vízmozgás viszonylag kisebb ütemű. A víztartalom változása (az evapotranszspiráció intenzitása és mélységi kihatása) jelentős mértékben függ a talaj fizikai tulajdonságaitól, állapotától és a növényzet jellemzőitől. Mivel a nedvességmozgással mindig együttjár az oldható sók elmozdulása, a talaj periodikus beázása és száradása jellemző sóprofilok kialakulásához vezethet.

5.4.3. A talaj vízforgalmának jellemzői A talajok vízforgalmát (vízháztartását) meghatározó fontosabb tényezőket az 8.23. ábrán foglaltuk össze. A vízháztartás típusát a talajszelvényre ható input és output elemek számszerű értéke, s egymáshoz viszonyított mennyisége (a vízmérlegek) alapján lehet megállapítani.

8.23. ábra - A talaj vízforgalmának és vízmérlegének elemei

Egy terület egyszerűsített vízmérlege a következő elemekből áll: (8.28. egyenlet) Jelölések: Vcs = a légköri csapadék, Vö = az öntözővíz mennyisége, Vtv = a talajvízből kapillárisan felemelt víz térfogata, Vof = a felszíni odafolyás (a szomszédos területről odafolyt víz térfogata), VEp = az evaporációs vízveszteség, VTr = a transzspirációs vízveszteség, Vd = a talajon átszivárgó víz (drénvíz) mennyisége, V ef = a területről a felszínen elfolyt víz térfogata, ΔV = a terület vízkészletének változása (csökkenése vagy növekedése). Adott talaj vízmérlegét azonban a lehullott csapadéknak, az öntözővíznek és a felszínen odafolyt vízmennyiségnek csak a beszivárgó része, az ún. effektív mennyisége befolyásolja. Az effektív csapadék V’cs =

152 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

(a lehullott csapadék) – (a növény levélzete által felfogott + a felületen elfolyt vízmennyiség), az effektív odafolyás V’of = (a felületen odafolyt) – (az ebből elfolyt + közvetlenül elpárolgott mennyiség). A talaj nedvességtartalmának változása (ΔVt) tehát egy-egy időszakban:

(8.29. egyenlet) A vízmérleg egyes elemeinek hatása és a nedvességdinamika alapján Viszockij(1934) a talajoknál három vízforgalmi típust, Rode (1958) pedig 6 típust és 9 altípust különböztetett meg. Ezekből kiindulva, Várallyay és munkatársai a magyarországi talajok vízforgalmát 11 típusba sorolták. A különböző vízforgalmi típusok legnagyobb részét, mérsékelt égövi talajoknál, négy alaptípusra lehet visszavezetni (8.24. ábra).

8.24. ábra - A talajok vízforgalmának alaptípusai: (a) erős felszíni elfolyás típusa; (b) kilúgozásos típusú vízforgalom; (c) egyensúlyi típus; (d) párologtató vízforgalmi típus

1. Erős felszíni elfolyás által befolyásolt típus. A csapadék nagy része (jelentős eróziós károkat okozva) lefolyik a lejtőkön, s csak kisebb része szivárog be a talajba : Vcs >> V’cs, ami a hordaléklerakódás által érintett távolabbi területek vízforgalmára is hatással van. 2. Kilúgzásos vízforgalom. A viszonylag nagy mennyiségű csapadék túlnyomó része a talajba jut. A szelvényben a lefelé irányuló vízmozgás dominál (pl. erdőtalajok). Éves periódusokban az input > output, azaz: V’ cs + V’of > VEp + VTr + Vef, vagy egyszerüsítve: V’cs > VET (ahol VET az evapotranszspirációs vízveszteség). 3. Az egyensúlyi vízmérleg típusa. A talajban a lefelé és felfelé irányuló vízmozgás hosszabb időszakokat tekintve egyensúlyban van. A talajvíz mélyen található, nincs hatással a szelvény vízforgalmára (pl. csernozjom talajok). A sokéves mérlegben: V’cs≈ VET. 4. Párologtató vízforgalmi típus. A talajvíz a felszín közelében helyezkedik el. A szelvényben a felfelé irányuló vízmozgás az uralkodó, és ha a talajvíz szikes–sós, a talaj is szikessé válik. (Ilyen vízforgalom jellemző pl. a réti talajokra és a szikes talajokra). A vízmérlegben: V’cs + V’of < VEp + VTr.

153 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

5.5. A talajnedvesség (talajoldat) kémiai összetétele A talajnedvességben különböző szervetlen sók, szerves anyagok és gázok vannak feloldva. Az oldott ásványi sók, pozitív és negatív töltésű ionokra disszociáltan találhatók, és az ionokat hidrátburok veszi körül. a) A talajoldatban főként az alábbi ionok fordulnak elő: • Ca2+, Mg2+, Na+, K+, NH+4 és egyes talajoknál Al3+, Fe3+, vagy Fe2+ (kationok), • HCO–3, CO2–3 , Cl–, SO2–4 , NO–3, H2PO–4, HPO2–4 (anionok). b) Az oldott szerves vegyületek zömét szerves savak és kis molekulájú humuszanyagok alkotják, az oldott gázok közül pedig a CO2 és az O2 a legjelentősebb. A talajban található oldható anyagok többnyire a mállás és a talajképződés termékei, de a felszínhez közeli talajvízzel is kerülnek sók a talajoldatba. Mezőgazdaságilag hasznosított területeken ezen kívül a műtrágyák, illetve az öntözővízzel bevitt vegyületek is módosítják a talajoldat sótartalmát és sóösszetételét. Az oldott anyagok mennyisége és minősége talajonként változó. Kisebb sótartalmú talajoknál az oldat koncentrációja 1–2 g/l (erdőtalajok, csernozjom) vagy valamivel kisebb, szikes talajoknál viszont 15–20 g/l, ill. esetenként ennél is magasabb lehet. Nagy sótartalmú talajokban a talajoldat ozmózis nyomása olyan nagy, hogy a növények vízfelvételét erősen gátolja.

5.5.1. A talajoldat összetételének változása Nemcsak talajtípusonként találunk jellemző különbségeket, de időszakonként – a nedvességtartalom ingadozásától, a talaj biológiai tevékenységétől, a hőmérséklettől stb. függően – ugyanannál a talajnál is számottevően változhat az oldott sók mennyisége és az ionösszetétel. Amikor a nedvesség elpárolgása nagymértékű, a talajoldat betöményedik, csapadékos időszakban viszont jelentősen csökken a sókoncentráció. A felhígított oldatban a kevésbé oldható sók (pl. CaCO 3, CaSO4 ∙ 2H2O) is számottevően oldódhatnak, beszáradáskor viszont éppen ezek válnak ki legkönnyebben szilárd só formájában. Nyáron, a talaj melegedésekor, csökken a gázok (O2, CO2) oldhatósága is, és ez is elősegíti a karbonátok (elsősorban a CaCO3) kicsapódását. Egy-egy só oldhatóságára a jelen lévő többi vegyület is hatással van. Általában egy anyag oldhatóságát azok a sók csökkentik, amelyek vele azonos kationt vagy aniont tartalmaznak. Növekszik viszont az oldhatóság olyan elektrolit jelenlétében, melyben az adott sóval közös ionok nincsenek. Pl. a Na 2SO4 növeli a CaCO3 oldhatóságát, de a CaSO4 ∙ H2O-ét – bizonyos koncentrációhatárok között – gátolja. Mivel a talajban egyidejűleg többféle anyag van jelen, a kölcsönhatások jóval bonyolultabbak, mint az említett példában. A talajoldat összetételének változása miatt felborul a szilárd és folyékony fázis között kialakult egyensúly is, és a körülményeknek megfelelő új egyensúlyi állapot jön létre. Ennek következtében többé-kevésbé módosul a talaj kicserélhető kation-összetétele is. Szélsőséges esetekben ez oda vezet, hogy alapvetően megváltoznak a talaj fizikai és kémiai tulajdonságai. A talajoldat kémiai összetételének vizsgálatához mindenekelőtt ki kell nyerni az oldatot a talajból. Ez úgy történik, hogy speciális berendezéssel kisajtolják vagy kiszívatják a nedvességet a viszonylag kis víztartalmú talajból, vagy a talajt vízzel nem elegyedő szerves anyagokkal (pl. olajjal) összekeverik, majd az olajos emulziót kézi préssel eltávolítják. (Az olaj ezután a vizes fázistól könnyen elválasztható ülepítéssel). Jóval egyszerűbb s gyakorlatilag kielégítő eljárások azok, amelyeknél a talaj oldható sóit meghatározott mennyiségű desztillált vízzel visszük az oldatba, majd a vizes szuszpenzió szűrése után kapott vizes kivonat összetételét vizsgáljuk. Több országban az Arany-féle kötöttségi szám meghatározásakor készített talajpasztához hasonló, de annál valamivel hígabb talajpép (az ún. telítési paszta) nedvességét vonják ki centrifugálással vagy kompresszoros szűrőberendezéssel (telítési kivonat). Végül a telítési kivonat elemzési adataiból következtetnek a talajnedvességben oldott anyagokra. Nyilvánvaló, hogy az említett eljárásokkal nem lehet megállapítani a talajoldat valódi összetételét. A kivonás folyamán ui. a nyomás, a széndioxid-telítettség, ill. az oldattérfogat jelentősen eltér a természetes körülményektől, s ebből következően változik az oldat összetétele is. A vizsgálatok ennek ellenére alkalmasak a

154 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

különböző talajok közötti eltérések, vagy hasonlóságok kimutatására és a talajban bekövetkező változások nyomon követésére. A vizes kivonat, vagy a talajoldat elemzését főként szikes-sós talajoknál, öntözött, vízrendezett területeken és tápanyag-dinamikai kutatásoknál célszerű elvégezni.

5.5.2. Az oldott anyagok transzportja Az oldatba került ionok, molekulák mozgását több tényező és körülmény befolyásolja. Ezek közül a legfontosabbak: • az oldott komponens tulajdonságai és koncentrációja, • a koncentráció növekedését és csökkenését előidéző folyamatok (oldódás/kicsapódás, adszorpció/deszorpció stb), • a térben kialakult koncentrációkülönbségek, • az oldat áramlási sebessége. Az anyagok mozgásában három folyamat játszik szerepet. 1. Konvekció. Az áramló víz magával viszi az oldott anyagokat. A konvektív szállítás függ az oldott komponens(ek) koncentrációjától (c) és az oldatmozgás sebességétől, (8.30.a. egyenlet) ahol: J = a fluxus, az időegység alatt egységnyi keresztmetszeten átjutó anyag menynyisége; v = az oldat átlagos áramlási sebessége. Jelentős mértékű az oldatmozgás a talaj beázásakor, öntözésekor és a szárazabb felszín felé irányuló kapilláris vízáramlás esetén. 2. Diffúzió. A diffúzió általi transzport arányos a talaj egyes pontjai között kialakult koncentrációkülönbségekkel (a részecskék mozgását előidéző koncentrációgradienssel) és az ionok vagy molekulák effektív diffuziókoefficiensével (Deff), azaz

(8.30.b. egyenlet) A pórusrendszer sajátságai és a szilárd fázis jelenléte miatt az egyes talajokra jellemző D eff mindig kisebb, mint a folyadékokban mért Do diffuziókoefficiens. 3. Mechanikai diszperzió. A különböző méretű, irányú és szabálytalan alakú pórusokat tartalmazó rendszerben mozgó folyadék, kisebb-nagyobb mértékben elegyedik a pórusok egy részében már jelen lévő oldattal. Mivel ez is a koncentrációkülönbségek kiegyenlítését segíti elő, gyorsítja a sók szétoszlását és vándorlását a talajban. A mechanikai diszperzió fluxusa,

(8.30.c. egyenlet) melyben: DMD a mechanikai diszperziókoefficiens; Δc/Δx a koncentrációgradiens. A diffúzió és a mechanikai diszperzió összetett hatását hidrodinamikai diszperziónak nevezzük (JHD = JD + JMD). Ha az oldat áramlási sebessége elég jelentős, akkor a mechanikai diszperzió és a konvekció, amikor folyadék mozdulatlan vagy igen lassan mozog, akkor pedig a diffúzió transzportáló hatása a döntő.

6. A talaj levegő- és hőgazdálkodása 6.1. A talaj gázfázisa 155 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

A talaj pórusterének a nedvesség által el nem foglalt részét levegő tölti ki, azaz: P levegő = Pössz. – Pvíz. A talaj levegőtartalma állandóan változik. Átnedvesedéskor a pórusok egy részéből (vagy nagy részéből) a víz kiszorítja a levegőt, a száradó talajban pedig fokozatosan nő a gázfázis térfogata. A talajlevegőnek fontos szerepe van – többek között – a növény oxigénellátása, a biológiai folyamatok és egyes kémiai folyamatok intenzitása szempontjából.

6.1.1. A talajlevegő összetétele, a komponensek eredete A talajlevegő fő komponensei a N2, O2, CO2 és a vízgőz. A N2-tartalma gyakorlatilag állandó és megegyezik a légköri levegővel (~ 79 térfogat %). a) Oxigén- és széndioxid-tartalom. Az O2 és a CO2 mennyiségét a pórustérben lejátszódó biológiai folyamatok szabályozzák. Ezekben a folyamatokban (gyökérlégzés, a talajlakó élőszervezetek légzése) O 2 használódik fel, és CO2 képződik. Az oxigénfelhasználás annál nagyobb, minél intenzívebb a gyökérnövekedés és minél erősebb az edafon élettevékenysége. Aerob viszonyok között a talajban annyi CO2-molekula képződik, ahány molekula O2 fogy el a légzéshez, vagyis a respirációs hányados = 1. Anaerob környezetben a respirációs hányados nagyobb, mint egy. Molekuláris oxigén (O2) a talajlevegőbe kizárólag a légkörből jut be (8.25. ábra). A két rendszer közötti gázcsere azonban nagyon lassú, ezért egy idő múlva az O2-tartalom kisebb, a CO2-tartalom pedig nagyobb lesz a talajban, mint a külső légtérben (8.10. táblázat). A különbség annál jelentősebb, minél nagyobb a biológiai aktivitás, és minél lassabb a talaj és a légkör közötti gázcsere. A talajlevegő összetételére hatással van a növényzet, annak fejlettségi állapota, valamint a hőmérséklet és a légköri nyomás ingadozása.

8.25. ábra - A talajlevegő összetételét befolyásoló tényezők

8.10. táblázat - A talajlevegő és a légkör átlagos N2-, O2- és CO2-tartalma Közeg

N2%

O2%

CO2%

légkör

79,01

20,96

0,03

talajlevegő

79,20

20,60

0,3–0,7

156 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

A talajban éventeátlagosan 4000 m3 CO2 keletkezik hektáronként. Ennek 2/3 része a talajélőlények tevékenységének, 1/3-a pedig a gyökerek légzésének tulajdonítható. A képződő mennyiséget nagymértékben módosíthatja a talaj nedvességtartalma, hőmérséklete és az elbontható szerves anyag mennyisége. A folyékony fázisban oldott CO2 befolyásolja a talaj kémhatását, mivel oldódásakor szénsav keletkezik. Az O 2 koncentráció (és a levegővel telt pórustér térfogata) pedig a talaj redoxiállapotát határozza meg. A különböző talajok gázfázisának O2- és CO2-tartalma tág határok között mozoghat. A növényzet számára kedvezőtlen, ha a CO2-tartalom 5% fölötti, ill. ha az O2-tartalom 10% alatti a talajban. Oxigénhiányos környezetben csökken a szerves anyagok bontásának üteme, korlátozott a tápanyagfeltáródás s a gyökerek vízés tápanyagfelvétele. b) Vízgőztartalom. A talajlevegő vízgőztartalma nagyobb a légkörinél. Relatív páratartalma csak akkor csökken 95% alá, ha a talaj csak kötött vizet tartalmaz (azaz, amikor a nedvességtenzió 4,2 pF-értéknél nagyobb). Mivel a levegő vízfelvevő képessége a hőmérséklet emelkedésével növekszik, jelentős koncentrációgradiens és páramozgás jöhet létre az eltérő hőmérsékletű talajrétegek között, a melegebbtől a hidegebb réteg irányába folyó vízgőzdiffúzió révén. c) Metán és kénhidrogén. Tartósan túlnedvesedett talajokban, a szerves vegyületek anaerob lebontásakor, köztes termékként, először kevésbé illékony szerves savak (pl: ecetsav, tejsav és vajsav) keletkeznek, majd ezek CH4-képződés kíséretében bomlanak le CO2-re. Ha a talaj SO42– -ionokat is tartalmaz, kis mennyiségben H2S is keletkezik, ami már kis koncentrációban is méregként hat a növények gyökerére.

6.1.2. A gázok áramlása a talajban A talajban a gázok mozgása – és a légcsere – két alapfolyamatra, a tömegáramlásra (az egész gázfázis konvekciós mozgására) és a diffúzióra vezethető vissza. Tömegáramlás (konvekció)indul meg akkor, ha két pont között a levegő össznyomása különbözik. Nyomásváltozást és gázmozgást hoz létre pl. a hőmérsékletváltozás, a légköri nyomás változása, a talajvízszint emelkedése, ill. süllyedése, a víz beszivárgása a talajba és a gravitációs víz elszivárgása. A konvekció csak a felszíni és a felszínhez közeli talajréteg(ek) légcseréjében játszik jelentős szerepet. Konvekciós mozgásnak tekinthető továbbá az oldott gázok víz általi szállítása. Diffúziót (az egyes komponensek mozgását a gázelegyen belül) az adott komponens parciális nyomásának növekedése vagy csökkenése idézi elő. Az áramlás mindkét esetben a nagyobb nyomású helyről a kisebb nyomású tér felé irányul, s mindaddig tart, amíg a nyomáskülönbség meg nem szűnik. Például, legyen az oxigén (O 2) az 1 atmoszféra össznyomású talajlevegőben 20,6% (ami egyenlő 0,206 atm parciális nyomással), s a CO 2 0,4% (= 0,004 atm). Mivel a légköri levegőben az O2 parciális nyomása 0,21 atm, s a CO2-é 0,0003 atm, ezért az oxigén a talajba (befelé) a CO2 pedig kifelé fog diffundálni. A gázmolekulák diffúziós mozgását is a Fick I. törvénye írja le;

(8.31. egyenlet) ahol: J a diffúzió útján áramló gáz mennyisége (mol/s cm2), c a koncentráció (mol/cm3), x a diffúziós úthossz (cm) és Dt a gáz diffúzióegyütthatója a talajban (cm2/s). A diffúzióegyüttható értéke a pórustér geometriai jellemzőin (a pórusok térfogatán és a víz/levegő arányon) kívül, függ a gáz és a diffúziós közeg tulajdonságaitól is. Amenynyiben a talajlevegő a diffúziós közeg, a D t értéket a (8.32. egyenlet) összefüggés adja meg, amelyben DL a szabad légtérben mérhető diffúzióegyüttható, ρL a levegővel telt pórusok térfogataránya (cm3 levegő/cm3 talaj), az f pedig a pórustér térbeli felépítettségének hatását kifejező tényező.

157 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

Mivel a diffúzió viszonylag lassú folyamat, a talajlevegő oxigéntartalma csökken a mélységgel, a CO2koncentráció pedig nő.

6.1.3. A talaj levegőháztartása A talaj pórusterének levegőtartalma igen széles határok között változhat, a nullához közeli értéktől a (VK max) nedvességi állapottól, csaknem 100%-ig (a kiszáradt talaj levegőtartalmáig) terjedhet. A talaj levegőgazdálkodásának egyik fontos jellemzője az ún. minimális levegőkapacitás, ami a szabadföldi vízkapacitásig benedvesedett talaj levegőtartalmát jelenti. Mindazok a sajátságok, amelyek nagy levegőkapacitást biztosítanak (a durva szemcseösszetétel, a jó morzsás szerkezet), a jó oxigénellátottságnak és a kisebb CO2-tartalom kialakulásának kedveznek. A minimális levegőkapacitás a három alapvető textúraosztály talajaira vonatkoztatva, a pórustér %-ában kifejezve, a következő: •  homok 30–40%, •  vályog 10–25%, •  agyag 5–10%. Magyarország éghajlati viszonyai között a feltalaj levegőtartalma az év nagy részében nagyobb, mint a minimális levegőkapacitás, mivel a nedvességtartalom általában csak kora tavasszal éri el vagy közelíti meg a szabadföldi vízkapacitás értékét. A talaj levegőzöttsége főként az O2-ellátottság biztosítása miatt fontos, amit megbízhatóan az O2-diffúzió intenzitása és sebessége alapján lehet jellemezni. Az O 2-ellátottság ugyanis nemcsak a talajban lévő O2 mennyiségétől, hanem annak a felhasználás helyére való áramlásától, pótlódásától is függ. Mivel a diffúziósebesség mérése igen körülményes, ezért az O2-ellátottságot többnyire a talajban található levegő mennyisége és a talaj légjárhatósága alapján ítéljük meg. A talaj légjárhatóságát (levegőáteresztő képességét) az egységnyi vastagságú réteg egységnyi keresztmetszetén, egységnyi nyomáskülönbség hatására, időegység alatt áthatoló levegő mennyiségével lehet kifejezni. Meghatározása manométeres és reométeres eljárással történhet. Manométeres méréskor, a talajrétegen keresztül légritkított térbe jutó levegő áramlási sebességéből következtetnek a légjárhatóságra. A reométeres módszernél pedig közvetlenül mérik a talajon átáramló levegő mennyiségét. A talaj levegőzöttségét és légjárhatóságát alapvetően a szemcseösszetétele, szerkezete (a pórusméret eloszlás, a pórusrendszer geometriai jellemzői) és nedvességtartalma szabja meg. A legtöbb szántóföldi növény O 2ellátottsága megfelelő akkor, ha a talaj pórusterének kb. 15%-át levegő foglalja el, 5%-nál kevesebb levegő jelenléte esetén viszont O2-hiány lép fel. Levegőigényes növények: a cukorrépa, a burgonya, a kukorica, a lucerna és a kender. Kevésbé igényesek: a kalászos gabonák és a vöröshere.

6.2. A talaj hőmérséklete és hőgazdálkodása A növények csírázása, növekedése, légzése, tápanyagfelvétele, a mikrobiológiai folyamatok intenzitása, a tápanyagfeltáródás üteme valamint a talajképződés kémiai és fizikai folyamatainak sebessége jelentős mértékben függ a talaj hőmérsékletétől. A talaj hőmérsékletét a beérkező és a távozó hő egyensúlya, valamint a talaj hőtani jellemzőit meghatározó tulajdonságok szabják meg.

6.2.1. A talaj hőtani jellemzői A talajok hővel szembeni viselkedését három jellemző: a fajlagos hőkapacitás, a hővezetőképesség és a hőmérséklet-vezető képesség alapján lehet értelmezni. a) A fajlagos hőkapacitás (C) azzal a (Q) hőmennyiséggel egyenlő, amely egységnyi térfogatú vagy egységnyi tömegű talaj hőmérsékletét 1 °C-kal képes emelni. Mértékegysége: J/ cm3 °C, ill. J/g °C. A térfogategységre számított fajlagos hőkapacitást (C) az egységnyi tömegre megadott hőkapacitás (fajhő = Cm) és a talaj térfogattömegének (ρ) szorzata adja, azaz C = Cm ∙ ρ. A talaj alkotóelemeinek fajlagos hőkapacitását a 8.11.

158 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

táblázat mutatja. A táblázatból kitűnik, hogy a szilárd fázist alkotó anyagok hőkapacitásában nincs lényeges különbség, ezért a szerkezetes talajok hőkapacitását elsősorban a víztartalom, illetve a víz/levegő arány befolyásolja (a víz nagy és a levegő rendkívül kis hőkapacitása miatt). Minél tömörebb és minél nedvesebb a talaj, annál nagyobb a hőkapacitása. A nagy hőkapacitású talaj lassabban melegszik fel, ill. hűl le, s kisebb a hőingadozása, mint az alacsony hőkapacitásúé. b) A hővezető képesség (λ) mértéke az a hőmennyiség, ami egységnyi hőmérsékleti gradiens (cm-enkénti 1 °C hőmérséklet-különbség) esetén, a talaj egységnyi keresztmetszetű (pl. 1 cm2) felületén 1 szekundum alatt átáramlik. Mértékegysége: J/cm.s. °C. A 8.11. táblázat szerint, a talaj alkotórészeinek hővezető képessége, az ásványi részecskék; víz; levegő sorrendben egy-egy nagyságrenddel csökken és a humusz hővezetőképessége kisebb, mint az ásványi alkotórészeké. A talajlevegő mintegy 170-szer rosszabb hővezető, mint a víz és a szilárd fázis. Ennek megfelelően a térfogattömeg és a nedvességtartalom növekedésével, nő a talaj hővezető képessége.

8.11. táblázat - A talaj alkotórészeinek fajlagos hőkapacitása (C), hővezető (λ) és hőmérséklet-vezető képessége (KT)

Komponensek

Sűrűség (fajsúly) g/cm3

Fajlagos hőkapacitás C J/cm3 °C

Cm J/g °C

λ J/cm.s.°C

KT cm2/s. °C

Kvarchomok

2,65

2,12

0,80

0,088

0,044

Agyagásványok

2,65

2,12

0,80

0,029

0,015

Humusz

1,1

2,50

2,30

0,0025

0,001

Víz

1,0

4,18

4,18

0,0057

0,0014

0,0012

0,0013

1,08

0,00025

0,2

0,9

1,88

2,10

0,022

0,012

Levegő (20 °C) Jég (0 °C)

A talaj gyenge hővezető képessége a szigetelőrétegként funkcionáló laza talajfelszín szélsőséges hőingadozását és a felszín alatti réteg egyenletesen alacsony hőmérsékletét vonja maga után. Különösen kicsi a hővezető képessége a lecsapolt láptalajoknak és minden más nagy porozitású és kis nedvességtartalmú, száraz talajnak. A talajban szállított hő mennyiségét (Q) az alábbi összefüggés fejezi ki:

(8.33. egyenlet) ami analóg a kétfázisú talajban történő vízáramlást leíró Darcy-törvénnyel. A hővezetőképesség tehát ugyanolyan arányossági tényező a hővezetésben, mint a vízvezető képesség a Darcy-törvényben. c) A hőmérséklet-vezető képesség vagy hődiffuzivitás (K T ) megmutatja, hogy egységnyi hőmérsékleti gradiens (1 cm távolságra lévő pontok közötti 1 °C hőmérsékletkülönbség) hatására időegység alatt hány °C-kal változik meg a talaj hőmérséklete. Mértékegysége: cm2/s °C. A hőmérséklet-vezető képesség kifejezhető mint a hővezető képesség (λ) és a fajlagos hőkapacitás (C) hányadosa,

(8.34. egyenlet) A KT értéke a talaj felmelegedésre való hajlamát mutatja és nagymértékben függ annak nedvességtartalmától. A talaj víztartalmának növekedésével egy ideig meredeken emelkedik, majd a maximum elérése után ismét csökken a KT értéke (8.26. ábra). A legnagyobb hőmérséklet-vezető képessége tehát a közepesen nedves talajnak van. (A felmelegedés és az átfagyás az ilyen talajokban terjed a legmélyebbre).

159 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

8.26. ábra - A talaj fajlagos hőkapacitásának (C), hővezető képességének (λ)és hőmérséklet-vezető képességének (KT = λ /C) változása a nedvességtartalomtól függően

Mivel a hővezető képesség (λ) mérése körülményes, gyakran a hőmérséklet-vezető képességet (KT) határozzák meg. Ekkor a talaj felmelegedését, a benne elhelyezett hőforrástól bizonyos távolságban észlelt hőmérsékletváltozásokkal lehet nyomon követni, s a hőmérséklet-vezető képességet a következő összefüggés adja:

(8.35. egyenlet) ahol:

160 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

x = a hőforrás távolsága a hőmérsékletmérés helyétől, cm; t m = a hőforrás behelyezésétől a maximális hőmérséklet eléréséig eltelt idő, sec. A hővezető képesség ezután a 8.34. összefüggést felhasználva számítható: λ = KT ∙ C.

6.2.2. Hőáramlás a talajban A talajban a hőáramlás: sugárzás, hővezetés és konvekció útján történik. a) A hősugárzás. Minden véges hőmérsékletű test által kibocsátott elektromágneses sugárzás intenzitása (a kibocsátott energia mennyisége) a test hőmérsékletének 4. hatványával arányos. A sugárzás meghatározó szerepet játszik a talajfelszín hőforgalmában. A felszínre érkező sugárzás egy része visszaverődik (albedó), más részét pedig elnyeli (abszorbeálja) a talaj. Az abszorpció mértékét az abszorpciós hányados (α)

adja meg, ami a talajok esetében általában 0,5–0,8 között változik. Az α értéke függ a talaj színétől, a felület érdességétől és a növényborítottságtól. A sötétebb színű és az érdesebb talaj több hőt nyel el, mint a világosabb, ill. a simább felszínű. A visszasugárzás intenzitása pedig elsősorban a talaj hőmérsékletétől függ. b) A hővezetés. A vezető-közeg részecskéinek közvetlen érintkezése által biztosított energiaátadás. Hajtóereje minden esetben a hőmérsékletkülönbség, a hőmérsékleti gradiens kialakulása. Mértéke annál nagyobb, minél nagyobb arányban alkotják a talajt jó hővezető komponensek (szilárd fázis és víz), amelyek a talaj felszín alatti rétegeinek felmelegedését is lehetővé teszik. A nedvességtartalom növekedése azonban bizonyos értéken túl a talaj felmelegedése ellen hat, a víz igen nagy fajlagos hőkapacitása (fajhője) miatt. c) Konvekció esetén a hőt az áramló folyadék vagy gáz szállítja. A talajban a szállítóközeg a legtöbb esetben a víz. A víz halmazállapotának változása (párolgás, fagyás) szintén jelentős hőáramlást okoz. A folyékony halmazállapotú víz (nagy hőkapacitása miatt) igen jelentős hőszállító, a vízgőz pedig a párolgási és a kondenzációs hő (kb. 2500 J/g) miatt játszik jelentős szerepet annak ellenére, hogy kicsi a hőkapacitása. A hőáramlás •  a talaj szilárd fázisában kizárólag hővezetéssel, • a folyadékfázisban nagyrészt konvekcióval, részben hővezetéssel, •  a talajlevegőben pedig döntően konvekcióval történik.

6.2.3. A talaj hőháztartása A talaj az alábbi forrásokból juthat hőenergiához: napsugárzás, a Föld belsejéből kiáramló hő, a szerves anyagok lebontása és a talajba kerülő víz. Az eső, illetve a folyóvíz által szállított hő a napsugárzásból, a termálvizek energiája a Föld belsejéből származik, a szerves anyagok lebontása pedig csak néhány esetben, pl. lecsapolt lápoknál játszik szerepet a hőháztartásban. Ezeket nem tekintjük önálló energiaforrásnak, bár egyes esetekben számottevő hatásuk lehet. A talajban lejátszódó fizikai, kémiai és biológiai folyamatokat (pl. a víz halmazállapotának megváltozását, az oxidációt és a redukciót) is hőfelszabadulás vagy hőelvonás kíséri. A víz párolgása pl. 25 °C-on 2500 J/g energiafelhasználással jár. Az evaporáció révén tehát 2500 J/g hőenergia távozik a talajból a légkörbe, ha pedig vízpára kondenzálódik a felszínen, ugyanennyi hőenergia válik szabaddá és kerülhet be a felső rétegbe. A víz megfagyásakor mintegy 340 J/g hőenergia kerül a környezetbe, a jég olvadásához viszont ugyanennyi hő szükséges. Nagyobb területet és hosszabb időszakot (pl. egy évet) alapul véve, a talaj hőenergia-mérlege egyensúlyban van: annyi energiát ad le, mint amennyit a fenti forrásokból nyer. A sugárzás átalakításában a talaj mint transzformátor működik. A napból érkező, főként rövid hullámhosszuságú sugárzás a talajban nagy hullámhosszú sugárzássá, hővé alakul át. A talaj hőleadásában két folyamat játszik szerepet: a kisugárzás és a talajnedvesség elpárolgása (8.27. ábra). 161 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

8.27. ábra - A felszínre érkező sugárzás sorsa

A napsugárzás, mint a legjelentősebb energiaforrás a talajfelszínre érkezik, a visszasugárzás pedig innen indul ki, így a talaj hőingadozása is itt a legnagyobb. A talajhőmérséklet napi és éves menete megközelítőleg szinuszfüggvénnyel írható le (8.28. a ábra). A szelvényben lefelé haladva csökken a hőmérséklet-ingadozás és a hőmérsékleti szélső értékek a talajfelszínhez viszonyítva egyre nagyobb késéssel jelentkeznek (8.28.b ábra). A talajok hőmérsékletét, a hőingadozás mértékét és annak mélységi eloszlását közvetlenül a talaj hőtani jellemzői valamint a hőáramlásban résztvevő folyamatok határozzák meg, közvetve pedig mindazok a talajtulajdonságok, amelyek hatással vannak a hőtani jellemzőkre. Ezek közül a legfontosabbak: az összporozitás, a nedvességtartalom és a szervesanyag-tartalom.

8.28. ábra - A feltalaj hőmérsékletének rövid periódusú ingadozása március elején (a) és az egyes talajrétegek havi átlagos hőmérséklete 300 cm-es mélységig (b)

162 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

A laza szerkezetű, sok levegőt tartalmazó talaj felszíne, mivel a levegő hőkapacitása kicsi, gyorsan felmelegszik. A levegő azonban – kis hővezető képessége miatt – gátolja az alsóbb rétegek gyors felmelegedését vagy lehűlését. Ezért a laza és száraz talaj felszínén rendkívül nagy, de csak kis mélységig terjedő a hőmérsékletingadozás. (Nappal a felszín erősen felmelegszik, a felgyülemlett hő azonban éjjel visszaáramlik a lehűlt légkörbe). A műveléssel előállított aprómorzsás felszín nagymértékben csökkenti a talaj felmelegedését, és megakadályozza a gyors hőmérséklet-változást (8.29. ábra).

8.29. ábra - A művelés hatása a feltalaj hőmérsékletére (KREYBIG nyomán)

163 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

164 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj fizikai tulajdonságai

A tömör és nedves talajok felszínén viszonylag kicsi a hőingadozás. A talaj felmelegedése (a víz nagy hőkapacitása és a párolgás közbeni hőelvonás miatt), elsősorban a nedvességtartalmától és a párolgás intenzitásától függ.

165 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

9. fejezet - Növényi tápanyagok a talajban 1. Nitrogén a talajban A nitrogénnek általában több mint 95%-a a feltalajban, szerves kötésben van jelen, humuszanyagokban, növényi maradványokban, a talaj biomasszájában és az elhalt szervezetekben. Az ásványi talajok szervesnitrogéntartalma, amely szoros összefüggésben van a szervesszén-tartalommal, 0,02–0,4% között van. A legtöbb feltalajban a nitrogén 20–40%-a aminosavak alakjában, 5–10%-a hexozaminokban (amino-cukor) és 1–7% a nukleinsavak bázisaiban (purin és pirimidin) van kötve. Szervetlen alakban és növények számára felvehető állapotban főleg a könnyen oldható, ezért könnyen kimosódó nitrát (NO3–) alakban és csak kis mennyiségben a kicserélhető és oldott ammónium (NH4+) alakban található. Ammóniumionok nemcsak a talajoldatban lehetnek, hanem adszorbeált alakban is, kation-kicserélő helyeken. Némely ammóniumion kristályrácsokban kötődik meg, például a 2:1 rétegrácsú agyagásványok rétegei között, ahol K-ionokkal kicserélhetők, mert azonos a méretük. Az agyagásványok kristályrácsában megtalálható ammóniumionok nem kicserélhető, ezért nem felvehető alakban vannak jelen. A talajban a nitrogénnek csak igen kis része, általában kevesebb, mint 0,1%-a van jelen egy adott időpontban felvehető ásványi vegyületek alakjaiban. Így mindössze néhány kg N/ha vehető fel a növény számára közvetlenül, míg akár 6000 kg/ha is lehet különféle vegyületekben. A szerves nitrogén raktárkészletként is felfogható, mérsékelt éghajlaton évente 1–5%-a alakul át felvehetővé, a trópusokon ez az 50%-ot is elérheti. A talaj szerves anyagának nitrogéntartalma viszonylag állandó, ezért a nitrogén eloszlása a talajszelvényben megegyezik a szerves anyag eloszlásával.

1.1. A talaj nitrogénforrásai A talajban a szerves és szervetlen kötésben lévő nitrogén állandó körforgásban (9.1. ábra) van, az atmoszférából a növényeken keresztül a talajba, majd onnan vissza az atmoszférába kerül.

9.1. ábra - A nitrogén-körforgalom

166 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

Vulkanikus kőzetekben szinte nincs nitrogén, üledékes kőzetekben van egy csekély mennyiség, de ez már korábbi talajokból származik. A talajban lévő nitrogénnek majdnem teljes mennyisége élőlényektől ered, de ez csak a másodlagos forrás. Az elsődleges forrás az atmoszféra, hiszen a levegő 78%-a nitrogén.

1.1.1. A csapadékvíz Az atmoszférából származó csapadékban többféle nitrogénforma van jelen: NH4+, NO3– és NO2–. Mennyisége kg/ha-ban számítva évenként túl kevés ahhoz, hogy a talajba kerülve a növénytermesztés szempontjából jelentős lehetne. Azonban ez a nitrogénmennyiség számottevő a természetes ökoszisztéma gazdálkodása szempontjából, pl. a meg nem bolygatott, természetes erdők és rétek esetében. A természetes növényi közösségek esetében nincsenek nagy nitrogénveszteségek, ezért a csapadékkal szállított nitrogén mennyisége éppen elegendő a kimosódási és denitrifikációs veszteségek pótlására. Általában a csapadék NH4+N- és NO3–-N-tartalma 1–20 kg/ha évente, de iparvidékek közelében elérheti a 100 kg N/ha értéket is. A csapadék nitrogéntartalma a földrajzi szélességgel változik. A trópusi levegő 10–30%-kal több ásványi nitrogént tartalmaz, mint a sarkvidéki levegő. A hőmérséklettel is változik: melegebb évszakokban a legtöbb a nitrogén a csapadékban, és minden egyes esőnél csökken a levegő nitrogéntartalma. Az esőben több a NH4+ és a NO3–, mint a hóban. A csapadékban lévő nitrogén: • a talajból és az óceánokból; • az atmoszféra nitrogéntartalmának megkötődéséből: • elektromos úton • fotokémiai úton • meteoritok nyomában (ez nem jelentős),

167 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

• ipari szennyeződésekből származik. Az atmoszférában lévő NH3 fontos forrásai a talajfelszínről történő elillanás, fosszilis tüzelőanyagok elégetése és a természetes tüzek. A NO3– eredete még nem ismert teljesen, de a villámok hatására történő képződés kedvelt elmélet, bár a csapadékban található nitrátnak csak 10–20% képződhet ilyen módon. A villámlás okozta elektromos kisülés a levegőben lévő N2-t NO2-vé oxidálja, ami a vízcseppekben feloldódik és salétromos illetve salétromsavat képez.

1.1.2. A biológiai nitrogénkötés Egyes szabadon élő vagy magasabb rendű növényekkel szimbiózisban élő mikroorganizmusok képesek nitrogenáz enzimet szintetizálni, amely a nagyon stabil N2-molekulát felhasítja, NH3-vá alakítja, így lehetővé válik az élő szervezetek szervetlen nitrogénforrásból történő táplálkozása.

1.1.3. Mineralizáció és immobilizáció A nitrogén körforgásában a mineralizáció és az immobilizáció alapvető helyet foglal el. Ha egy talajba ásványi nitrogénforma jut, annak egy részét a növények azonnal felveszik, másik részét a mikroorganizmusok szerves kötésbe viszik, vagyis immobilizálják. A növényi maradványokban lévő nitrogén ismét visszakerül a talajba, s az elhalt állatok és mikroszervezetek maradványaival együtt más mikroorganizmusok táplálékául, ill. energiaforrásául szolgál, amely szervezetek elbontják az elhalt anyagot, és újból ammóniává alakítják, vagyis mineralizálják a megkötött nitrogént.

1.2. Nitrogén-megkötés nem szimbiotikus úton Erre a kék és zöld algák (Nostoc, Calothrix), illetve egyes baktériumok (Clostridium-anaerob; Azotobacter, Azotomonas aerob) képesek. A szükséges energiát a talajban lévő szerves anyagok lebontása során nyerik. Tevékenységüket a talaj pH-ja és oxigéntartalma erősen befolyásolja. Ha a talajban kevés ásványi nitrogén és sok szén van, és a pH-érték 6,5-nél nagyobb, optimálisak a N2-megkötés feltételei. A nitrogéntrágyázás csökkenti a N2-megkötés mértékét (9.2. ábra).

9.2. ábra - A pillangós növények nitrogénfelvétele a talajból

1.3. Ammonifikáció Az ammonifikáció olyan enzimatikus folyamat, amelyben a szerves anyagok nitrogénje NH 3 alakban szabadul fel. Ebben a folyamatban igen sok enzim vesz részt, mindegyik a szerves anyagok egy speciális típusára fejt ki hatást (lásd 5. fejezet) Az ammonifikációs folyamatban egyaránt részt vesznek aerob és anaerob mikroorganizmusok, de csak aerób baktériumok oxidálják az NH4+-ot nitritté és nitráttá. Így azok a körülmények, melyek az oxigénellátást gátolják, elősegítik a NH4+ felhalmozódását, ezért a jól levegőző, megművelt talajokban a NO3– a domináns felvehető nitrogénforma.

168 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

Az ammonifikáció hőmérsékletfüggése lényegében hasonló a nitrifikációéhoz, de 10 °C alatt még jobban lassul.

1.4. Nitrifikáció A nitrifikáció az ammónia mikróbák tevékenysége nitritté és nitráttá történő átalakítása. A folyamat két lépésben megy végbe: 2NH4 + 3O2 → 2NO–2 + 2H2O + 4H+ + energia, 2NO–2 + O2 → 2NO3– + energia. Míg ammonifikációt nagyon sok mikróba képes végezni, nitrifkációra csak néhány speciális mikróbafaj képes aerob körülmények között. Ez a két reakció főként az autotróf Nitrosomonas (1. reakció) és Nitrobacter (2. reakció) baktériumok tevékenységének eredménye. Az első lépésben jelentősen fokozódik a talaj savanyúsága. A reakciók optimális hőmérséklete: 25–35 °C. Csökkenő hőmérséklet esetén lassulnak, de még 0–2 °C között is van nitrifikáció. A reakciók legnagyobb sebessége 6–8 pH-érték között van, de még erősen savanyú talajokban is lejátszódik a nitrifikáció. A NH4+ átalakulását NO3–-tá nitrifikációt gátló anyagok alkalmazásával lassítani lehet. Ezt a mezőgazdaságban azért alkalmazzák, hogy csökkentsék a nitrátkimosódást és a denitrifikációt.

1.5. Nitrogénmegkötés szimbiotikus úton Elsősorban pillangósokkal szimbiózisban élő Rhizobium baktériumok képesek erre. A szükséges energiát a gazdanövény szolgáltatja. A rhizobiumok jól átszellőzött talajt és gyengén savanyú, gyengén alkálikus pH-t igényelnek. Pillangósoknál 50–100 kg N/ha/év (borsó, bab) mennyiségtől 300 kg N/ha/év (here, lucerna) mennyiségig terjedő nitrogénmegkötéseket mértek (9.1. táblázat). A legtöbb ökoszisztémában egyensúly áll fenn a szerves kötésben lévő nitrogén vonatkozásában a mikrobiális N2-kötés és a csapadékkal érkezett nitrogén, valamint a kimosódási és a denitrifikációs veszteségek között. A talaj nitrogéntartalmát a klíma, a vegetáció, a talajtulajdonságok – és művelt talajok esetében – a trágyázás, valamint a talajművelés határozzák meg. Ha a vegetáció, ill. a talajhasznosítás megváltozik, megváltozik a talaj nitrogénszolgáltató képessége.

9.1. táblázat - A N2-megkötés éves mértéke, N/kg/ha–1 Csapadékkal Nem szimbiontákkal Szimbiontákkal

1–10 45 45–260

Lucerna

260

Vöröshere

170

Fehérhere

130

Szója

120

Borsó

54

1.6. A netto mineralizáció 169 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

Mivel a két folyamat, a mineralizáció és az immobilizáció a talajban, párhuzamosan megy végbe, az adott időpontban a talajban talált ásványi nitrogén mennyisége a két ellentétes irányba ható folyamat eredményének különbsége. Ha az ásványinitrogén-szint csökken az idővel, az netto immobilizációt jelent, ha emelkedik az idővel, akkor netto mineralizációt jelent.

1.7. A C/N arány szerepe a mineralizációnál A szerves maradványok nitrogéntartalma – amelyet a C/N aránnyal jellemzünk – elsőrendű jelentőséggel bír a két ellentétes irányú folyamat – a mineralizáció és az immobilizáció – nagyságának szabályozásában. Azoknál a maradványoknál, melyek C/N aránya nagyobb 30-nál, az ásványinitrogén-készletek csökkennek a mikroorganizmusok hatására fellépő netto immobilizáció következtében. Ha a maradványok C/N aránya 20-nál kisebb, a netto mineralizáció következtében nő az ásványi nitrogén szintje (9.3. ábra).

9.3. ábra - A szerves anyag bedolgozásának hatása a talaj nitrát-N-tartalmára

A talajba kerülő kevés nitrogént tartalmazó növényi maradványok elbomlását kísérő NO3–-szintek és a CO2képződés változását is bemutatja az ábra. A mikrobiális tevékenységnek kedvező körülmények között gyors lebomlás játszódik le, miközben CO2 alakban jelentős mennyiségű C szabadul fel. A mikroorganizmusok nitrogénigényük fedezésére, ásványi nitrogént fogyasztanak el; azaz bekövetkezik a nitrogén netto immobilizációja. Amikor a C/N arány a lebomló anyagban 20 alá süllyed, a NO3– -szintek ismét nőni kezdenek a netto mineralizáció következtében. Az, hogy mennyi idő szükséges a mikroorganizmusoknak ahhoz, hogy a növényi maradványok C/N arányát arra a szintre csökkentsék, ahol a nitrogén ásványi formái ismét elkezdenek felhalmozódni, az olyan tényezőktől függ, mint az alkalmazott szerves anyag mennyisége, annak lignintartalma és a talaj mikroflórájának respirációs képessége. Ésszerű becslés az, hogy a mikrobiális tevékenység szempontjából kedvező körülmények között, a netto mineralizáció a lebomlás kezdetétől számított 4–8 héten belül fog lezajlani. Ennek megfelelően, ha nagy C/N aránnyal rendelkező növényi maradványokat dolgoznak be a talajba közvetlenül a növények vetése előtt, akkor külön nitrogéntrágya adagra lesz szükség, a mikroszervezetek által időlegesen immobilizált nitrogén pótlására.

1.8. Nitrogénveszteségek a talajban A nitrogén-körforgalomban igen sok veszteséget okozó tényező van: 170 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

• denitrifikációs veszteségek, • az ammónia gáz alakban történő elillanása, • erózió okozta veszteségek, • NH4+-fixáció az agyagásványrácsban, • NO3–-kimosódás. A fentieken kívül a talaj nitrogéntartalma szempontjából veszteségnek számít a terméssel elvitt nitrogén is.

1.8.1. Denitrifikáció A talaj nitráttartalmának a nitrogén oxidációs állapotának változása közben bekövetkező csökkenését denitrifikációnak nevezzük. A nitrogénveszteségek egy része denitrifikáción alapul. 15N-tel végzett vizsgálatok kimutatták, hogy a talajba adott nitrogén 30–50%-a veszendőbe mehet denitrifikáció következtében. Közép-európai viszonyok között, szabadföldi mérésekből kimutatták, hogy csak kb. 7% a biológiai denitrifikáció okozta veszteség (amely azonban 1–16% között ingadozik). A kémiai denitrifikáció még kevesebb veszteséget okoz. A denitrifikációa talaj NO3– tartalmától, a talajvíz telítettségétől, a rendelkezésre álló szén mennyiségétől, a hőmérséklettől és a pH-tól függ. Ha a talaj nagymértékben telített vízzel (több mint 80%-os telítettség), nagyfokú denitrifikáció történik, ugyanis anaerob körülmények között néhány baktériumfaj (pl. Pseudomonas) a nitrit- és nitrátionok oxigénjét elektronakceptorként tudja használni. A redukció lépései: NO3– → NO2– → N2O → N2, Ebben a folyamatban az elektrondonor, azaz a redukálóanyag a szerves kötésben lévő szén, vagyis a növényi maradványok anyaga. Ez a fajta denitrifikáció csak akkor következik be, ha az oxigén már majdnem teljesen elfogyott a talajban. Különösen a rosszul drénezett, tömődött talajokban történik denitrifikáció, a rendkívül lassú O2-diffúzió következtében. A denitrifikációs folyamat kb. 5 °C-nál indul meg, és mértéke a hőmérséklet emelkedésével fokozódik. 6 pH-érték alatt csekély mértékű, 6–7-nél elég nagymértékű a folyamat. A dinitrogénoxid (N2O) nemcsak közbenső terméke lehet a reakciónak, hanem végterméke is, amikoris az atmoszférába illanhat, ha a felszínhez elég közel képződött. A természetes ökoszisztémákban nincs nagy a jelentősége a denitrifikációnak. A mezőgazdasági termelés során nitrogénműtrágyák alkalmazása esetén jelentős N2-veszteségek léphetnek fel. A denitrifikáció előnyös is lehet, ha a gyökérzóna alatt megy végbe, s megakadályozza a nitrát talajvízbe kerülését.

1.8.2. A gáz alakú ammónia elillanása A talajba műtrágyaként juttatott ammóniumionok, valamint a karbamidból képződő ammónia egy proton felvételével ammóniumion alakjában megkötődik a kationcserélő helyeken. Ha a talajnak nagy a kationcserélő kapacitása, nagy a nedvességtartalma és nem lúgos a kémhatása, a gáz alakú ammónia vesztesége minimális lesz. Azt is kimutatták, hogy a talajon lévő növényzet is csökkenti az NH 3 elillanását. Nagy veszteségek léphetnek viszont fel, a növénytakaró nélküli lúgos kémhatású talajoknál, ha nagy mennyiségű nitrogéntrágyát használnak és azt csak sekély műveléssel dolgozzák be a talajba. Jelentős még az istállótrágya-halmokból vagy a talajfelszínen szétszórt istállótrágyából, esetleg a karbamidból gáz alakban felszabaduló ammónia okozta veszteség.

1.8.3. Eróziós veszteségek Az erózió egyben nitrogénelhordást is jelent. Ha 1 t talajt visz el az erózió, 4% szerves anyagot feltételezve annak 1/20-a a nitrogén, azaz tonnánként 2 kg veszteség is felléphet. Az erózió következtében fellépő talajveszteség nem ritkán 10–20 t/ha, és ez 20–40 kg/ha nitrogénveszteséget jelent.

171 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

Az erózióval elszállított talaj nagyobb része mezőgazdaságilag művelt területről származik, benne a nitrogén legnagyobb része szerves kötésben van, és folyókba, tavakba kerülve eutrofizációt okoz.

1.8.4. Ammóniumion-fixáció az agyagásványrácsban A talajoldatból az agyagásványok rácsai közé beépülő NH4+-ionok energetikailag olyan helyzetbe kerülnek, hogy más ionokkal nem cserélhetők ki. Ezt a jelenséget ammóniumfixációnak nevezzük. A talajokban és az ásványokban 60–900 mg/kg mennyiségben találtak fixált NH4+-ionokat. A kis értékek homoktalajokra, a nagyon nagyok agyagtalajokra, illetve csillámokra és illitekre jellemzők. A növények táplálása szempontjából csak az agyagásványok rétegeinek szélén megkötött (frissen fixált) NH4+ion jöhet számításba. Ha a talajt ammónium-szulfáttal trágyázzák, akkor – a talaj megkötőképességétől függően – több vagy kevesebb NH4+ fixálódik viszonylag gyorsan, s csak fokozatosan szabadul ismét fel. A talajban az NH4+-ionok 3 fázisban lehetnek jelen. Ezek között egyensúly áll fenn.

Ha a növények a talajoldatból felveszik az NH4+-ot, vagy nitrifikáció útján csökken az oldatban a NH4+tartalom, a fixált NH4+-ból egy rész szabaddá válhat. Mivel a káliumionok – hasonló nagyságú ionsugaruk miatt – az NH4+-ionokhoz hasonlóan viselkednek, a talajoldat káliumkoncentrációjának növelésekor nő a fixált NH4+-ionok mennyisége.

1.8.5. Nitrátkimosódás A nitrogén főleg NO3– alakban mosódik ki. Intenzív növénytermesztés alatt álló talajokon csökken a kilúgozódás. A kimosódás akkor lép fel, ha sok NO3– van a talajoldatban, és elegendő víz áramlik lefelé ahhoz, hogy a NO3– -ot magával vigye a gyökérzóna alá. A nitrátterhelés talajszelvénybeli eloszlásának lehetőségeit a 9.4. ábra mutatja be, aszerint, hogy milyen folyamat során mozdult el a nitrátanion. Amennyiben csak konvekcióval mozog, egy front mozog lefelé a talajban. Ha a konvekció mellett diffúziós–diszperziós mozgás is van, egy szimmetrikus koncentrációcsúcs halad végig a talajszelvényen. A talajkolloidok negatív töltése következtében a negatív töltésű nitrátionok nem kötődnek a talaj szilárd fázisához, így mozgásuk a konvekciós anyagmozgásnál gyorsabbnak tűnik. Ezzel szemben azokon a talajokon, amelyekben pozitív töltésű kolloidok is vannak, az anionok megkötődnek, ezért csökken a nitrátkimosódás mértéke.

9.4. ábra - A nitrát-N-koncentráció változása a talajban. a) A konvekcióval történő mozgás; b) A konvekcióval, diffúzióval és diszperzióval történő mozgás; c) A negatív töltésű felület taszítja az anionokat, és ez gyorsítja a mozgást; d)Az anion-adszorpció lassítja a mozgást; e/1) A kerülőutak miatt lassúbb az elmozdulás; e/2) Gyors kimosódás a makropórusokon, repedéseken keresztül

172 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

A talajban található repedéseken, makropórusokon keresztül jelentős mértékű lehet a nitrátkimosódás. A makropórusokban a víz és vele együtt a nitrát mozgása gyorsabb az átlagos elmozdulásnál, ezzel szemben a mikropórusokban található talajoldat és annak nitráttartalma az átlagosnál lassabban mozdul lefelé. A nitrátkimosódás természetes feltételei a humid és szubhumid területek talajainál állnak fenn, csak kisebb mértékben a szemiarid vidékeken és alig vagy egyáltalán nem az arid zónában. A humid és szubhumid régiókban a vegetációs periódus után kimosódhat, vagy denitrifikálódhat a talajban maradó nitrát, esetleg mindkettő előfordulhat. Egyes esetekben a NO3– felhalmozódik az altalajban, majd lefelé haladva a talajvízbe jut. Ez a talaj tulajdonságaitól, a klímától, az adott nitrogénműtrágya mennyiségétől és a termesztési gyakorlattól függ. Az arid és szemiarid a talajban maradó NO3–, ha a gyökérzónában marad, akkor a következő termés számára nitrogénforrásul szolgál. Az öntözéses gazdálkodásban fokozottan fennáll a NO3–-kimosódás veszélye. A nitrogénkimosódásra nagy hatással van a növényállomány, a talaj fedettsége, a vegetációs periódus tartama és a gyökérzóna mélysége (pl. homoktalajon, szántóföldi hasznosításnál a nitrogénkimosódás 90 kg ha/év is lehet, míg rét, legelő esetében csak 20 kg N/ha/év értéket mértek). Nyilvánvaló, hogy homoktalajoknál a kimosódás és a mélységben történő nitrátelmozdulás sokkal nagyobb mértékű lehet, mint agyagos talajoknál.

1.9. Környezeti vonatkozások Környezeti szempontból napjaink egyik legjelentősebb talajtani problémája a nitrátkimosódás. Hozzájárul a talajvizek és az ivóvízforrások nitrátszennyeződéséhez. Az EU-határtérték 11,3 mg NO3–-N/liter, amelyet sajnálatos módon nagyon sok hazai kútvíz nitráttartalma meghalad. A folyóvizekbe és tavakba kerülő nitrátmennyiség pedig hozzájárul az eutrofizációhoz.

2. Foszfor a talajban 2.1. A foszforkörforgalom A foszforkörforgalom sok vonatkozásban hasonlít a nitrogén-körforgalomhoz. Lényeges különbség a kettő között, hogy a mikrobiális szervetlen foszfátasszimiláció valamint a szerves foszfátok mikroorganizmusok által történő bontása során nem következik be oxidációsszám-változás. A nitrogénhez hasonlóan foszforból is jelentős mennyiséget tartalmaz a mikróbák szervezete, és a talaj szerves anyagában is a foszfor a második legnagyobb mennyiségben jelen lévő tápelem. Hangsúlyozni kell a mikroorganizmusok foszforkörforgalomban betöltött szerepét, mivel segítségükkel valósul meg az immobilizáció-mineralizáció folyamatpár, amelynek során a mikroszervezetek oldható 173 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

foszfátvegyületeket visznek szerves kötésbe, illetve a szerves kötésből ismét oldhatóakká alakítják azokat (9.5. ábra).

9.5. ábra - A foszfor körforgalma a talajban

2.2. A talajfoszfor eredete A foszfor a talajokban általában 500–800 mg/kg mennyiségben fordul elő. Egy 500 mg P/kg tartalmú talaj a szántott rétegére átszámítva 1120 kg P/ha-t tartalmaz. Azon talajok, amelyek savanyú vulkáni kőzetekből képződtek, kevés, a bázikus kőzetekből képződöttek közepes vagy nagy mennyiségű foszfort tartalmaznak. A száraz éghajlaton lévő, kevéssé mállott meszes talajok foszfortartalma gyakran nagy, mivel sok bennük az apatit, és nincs kimosódás. A mállás és a kilúgozás fokozatosan eltávolítja a kalciumot a humid régiók talajaiból, és ez a foszforvegyületek összetételében, illetve koncentrációjában változást okoz. A kezdeti változások javítják a P felvehetőségét, mert az arid régiókhoz hasonlóan szervesfoszfor- és adszorbeált foszfátionok keletkeznek. Később (9.6. ábra) a foszfor nagy része vassal és alumíniummal reagálva, majd a vasoxidokba bezáródva ismét kevésbé felvehetővé válik.

9.6. ábra - A foszforvegyületek alakulása a talajképződés során humid viszonyok között

174 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

A talajokban az átlagos 0,05%-os érték megfelel a Föld szilárd kérgében található foszforkoncentrációnak. A feltalaj foszfortartalma nagyobb, mint az altalajé. Nem művelt területeken ez a dúsulás a növényi maradványok felhalmozódása következtében lép fel. Ez a folyamat meglehetősen lassú. A művelt talajokban a műtrágyázás is elősegíti a foszfor feldúsulását a szántott rétegben. A foszfor szervetlen és szerves kötésben fordul elő. A szerves kötésben lévő foszfor az ásványi talajok szántott rétegében lévő foszfor 25–65%-át teszi ki. A kevéssé mállott talajokban a szervetlen foszfor apatitban és kis mennyiségben szilikátokban fordul elő. Másik része apatitból mállás útján átalakult másodlagos ásványokban és a műtrágyafoszfor átalakulása következtében keletkezett vegyületekben található. Ezek az átalakulásból keletkezett foszforvegyületek igen finom eloszlásúak, így az agyagfrakcióhoz kapcsolódnak, ezért az agyagfrakció foszfortartalma általában nagyobb, mint a durvább szemcseméretű frakcióké.

2.3. A szervetlen foszforvegyületek Szinte mindegyike nehezen oldható orto-foszfát. A kalcium-foszfátokhoz tartozik a hidroxilapatit [Ca5(PO4)3(OH)] és a fluorapatit [Ca5(PO4)3 F]. Ezek általában izomorf keverékben fordulnak elő, mert az OH– és a F– hasonló ionátmérőjű, és helyettesíteni tudják egymást. Az apatit csak bázikus talajokban stabil, pH=7 alatt elbomlik (9.8. ábra). A műtrágyafoszfátok általában kalciumhidrogén-foszfáttá (CaHPO4), illetve apatittá alakulnak. Erősen savanyú talajokban amorf Al-foszfátok mellett variszcit AlPO4 ∙ 2H2O és könnyebben oldható sztrengit (FePO4 ∙ 2H2O) – mint stabil foszforvegyületek – is előfordulhatnak. Anaerob körülmények között talajvíz hatása alatt álló talajok redukciós szintjében vivianit (Fe 3(PO4)2 ∙ 8H2O található.

2.4. Szerves foszforvegyületek A szerves foszforvegyületek legnagyobb részét (50%) az inozit-hexafoszforsav sói, a fitátok teszi ki. A fitátionok az ortofoszfátionokhoz hasonlóan viselkednek adszorpciókor és kicsapódási reakciókban. Ezért főleg adszorbeált alakban vannak jelen, s nehezebben mineralizálhatók, mint a többi vegyület. A nukleinsavakban

175 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

kötött foszfor a talajokban csak 5–10%-ot tesz ki. A többi szerves foszforvegyület, a foszfolipidek, a cukorfoszfátok és a foszforproteinek kevesebb, mint 1–2%-ot érnek el. Jelentős mennyiségű foszfor kötődik azokhoz az Al- és Fe-ionokhoz, amelyek a humin- és fulvosavakkal alkotnak komplexet. A talajoldatban lévő foszfor egy része is szerves kötésben lehet. Ezt a növények közvetlenül nem tudják felvenni, csak a fitáz enzim bontása után.

2.5. Az adszorbeált alakban kötött foszfor Mennyisége a pH-érték csökkenésével nő, és savanyú talajokban a növények számára a legfontosabb foszforforrásként szolgál. A foszfátionokat képesek adszorbeálni a Fe és az Al hidroxidjai, illetve oxidjai, az agyagásványok (főleg az allofán) és a szerves anyagok, ha komplex kötésben vasat vagy alumíniumot tartalmaznak. Ebből adódik, hogy a P-adszorpció főleg nagy vasoxid-tartalmú talajokban jelentős. Humid klímában, a talajok savanyodásával párhuzamosan nő a P-adszorpcióra való hajlam is. A P-adszorpció az oxidásványok és a szilikátos agyagásványok élein vagy más felületein található hidroxilionok helyettesítésével játszódik le. Kimutatták, hogy egy adszorbeált foszfátion vasoxi-hidroxid ásványok felületén két szomszédos OH-iont helyettesít. Ezzel magyarázható, hogy a vasásványok miért kötik meg a foszfort erősebben, de kisebb mennyiségben, mint a többi ásvány. Az Al-tartalmú ásványok által megkötött foszfor jóval felvehetőbb, mint a vastartalmú ásványok által megkötött foszfor.

2.6. Oldatfoszfor A szervetlen foszfátionok az agyagásványok és a szerves anyagok pozitív töltésű helyein adszorbeált állapotban vannak jelen. Az adszorbeált foszfor és a többi szilárd fázisban lévő foszfor egyensúlyban van az oldott foszforral, és a szilárd fázisban lévő foszfátok között is egyensúly áll fenn. A talajoldatban lévő foszfor – amely főleg dihidrogénfoszfát- és hidrogénfoszfát-ion (H2PO4– és HPO42–) – mennyisége általában rendkívül kicsi. A szántott réteg a legtöbb talajban 1 kg P/ha-t, némely talaj oldata azonban csak 0,1 kg P/ha-t tartalmaz. A növények közvetlenül csak ezt a feloldott foszfort tudják felvenni. A növények átlagosan 10–30 kg/ha foszfort fogyasztanak évente, tehát a talajoldat foszforveszteségét gyakran kell pótolni. A pótlás történhet szerves anyag mineralizációja vagy adszorbeált foszfor oldatba kerülése útján. A talajoldatba kerülő foszfort felvehetőnek tekintjük, és labilisnak nevezzük, megkülönböztetésül a kevésbé felvehető foszfortartalékoktól.

2.7. A foszfor mineralizációja és immobilizációja A mineralizáció és immobilizáció folyamata egyidejűleg játszódik le a talajban. A talajoldat foszfátkoncentrációja az ásványi formák közti egyensúlyon túl ezen két ellentétes folyamat viszonyától függ:

A lebomlásban lévő szerves maradványok foszfortartalma kulcsszerepet játszik a talajban lévő oldható foszfor mennyiségének szabályozásában. Netto foszforimmobilizáció akkor következik be, ha a szén szerves foszfor arány 300 vagy ennél nagyobb, netto mineralizáció pedig akkor, ha az arány 200 vagy annál kevesebb. A növényi maradványok gyors elbomlásának kedvező feltételei – a jó levegőzöttség és nedvességellátás, a 30– 45 °C-os hőmérséklet – növelik a szerves foszfor mineralizációját.

2.8. A foszfátfixáció A talajba került vízoldható foszforműtrágya-hatóanyag (H2PO4–) növények számára kevésbé vagy egyáltalán nem felvehetővé alakulásának folyamata a foszfátfixáció. Számos kísérletben kimutatták, hogy a vízoldható formában a talajokhoz adott foszfor (pl. kalciumdihidrogénfoszfát, Ca(H2PO4)2) nem marad változatlan hosszú ideig, hanem átalakul a sok nehezen oldódó forma 176 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

egyikévé. A fixációban mind biológiai, mind kémiai folyamatok részt vesznek, az utóbbiaknak van nagyobb jelentőségük a műtrágyafoszfor megkötésében. A 9.7. ábra a pH jelentőségét mutatja a fixálási reakciók esetében. A legtöbb talajnál a foszfor felvehetősége akkor maximális, ha a gyengén savanyú – semleges tartományban van a talaj pH-értéke. A P-fixáció mértéke az agyagásványok minőségétől is függ, és a következő sorrendben csökken: amorf hidroxidok > goethit = gibbsit > kaolinit > montmorillonit.

9.7. ábra - A szervetlen foszfátok növényi felvehetősége a pH függvényében

Erősen savanyú talajokban a foszfor gyorsan kicsapódik nehezen oldható Fe- és Al-foszfátok alakjában, vagy az oxidok felületén adszorbeálódik. Ez különösen a sok vasat tartalmazó talajoknál (lateriteknél) jelentkezik. Ezekre a talajokra viszonylag sok foszfortrágyát kell juttatni, hogy a növények szükségletét kielégítsük. Meszes talajokban kevésbé oldható kalcium-hidrogénfoszfát CaHPO4 és Ca3(PO4)2 keletkezik, s az utóbbi fokozatosan átalakulhat karbonát-apatittá, ami még nehezebben oldódik. A foszfátfixáció további mechanizmusa a foszfátadszorpció során az oxi-hidroxidok felületi OH-csoportjainak kicserélése, két kötődéssel. Szintén a fixáció jelenségéhez tartozik amidőn a talajszemcsék felületén megkötődő foszfátionok a szemcse belsejébe diffundálnak, és sokkal nehezebben hozzáférhetővé válnak.

2.9. A talajfoszfor oldhatósága A talajfoszfor oldatba kerülése egyrészt azt jelenti, hogy a szilárd foszforvegyületek feloldódnak, de azt is jelentheti, hogy a foszfor deszorbeálódik. Az adszorbeált foszfornál az oldódási folyamat valójában egy ioncsere OH–-, HCO3– - és szerves anionokkal. A normális pH-tartományban, megművelt talajoknál a szerves kötésben lévő foszforon kívül az oldott foszfor H2PO4– és HPO42–-ionok alakjában található mennyisége a pH-tól függ. Pl. pH-4,5-nél gyakorlatilag csak H2PO4– található, pH-6-nál a H2PO4– /HPO42– arány 90:10, és pH-8-nál 10:90. A PO43–-ionok jelentős mennyiségben csak pH-9,5 fölött jelennek meg. A talajfoszfor oldhatósága, oldódási sebessége és pufferolása a növények foszforellátása szempontjából fontos, mivel a talajoldat mindenkori foszfortartalma alig több, mint 1/100-a a növények foszforszükségletének egy vegetációs periódus alatt. A talajoldat optimális foszforkoncentrációjának 0,2–0,4 mg P/liternek kell lennie

177 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

ahhoz, hogy a növényeket kellően el tudja látni foszforral. Ásványi talajok mélyebben fekvő szintjeiben a foszforkoncentráció igen csekély, a talajoldatban csak 0,003–0,1 mg P/liter található. A szervetlen foszforformák oldhatósága igen komoly növénytáplálási probléma. A kalcium-foszfátok alkálikus közegben oldhatatlanok lesznek, a vas- és alumínium-foszfátok pedig savanyú környezetben válnak oldhatatlanokká. A foszfor oldhatóságára a legkedvezőbb a semlegeshez közeli, gyengén savanyú közeg (9.8. ábra).

9.8. ábra - A foszfátok oldhatósága a talaj-pH-tól függ

A szerves kötésben lévő foszfor csak akkor mineralizálódik, ha elbomlik a szerves anyag. Ekkor a foszfor oldható, felvehető alakokba megy át. A szerves kötésben lévő foszfor szervetlenné alakítása enzimatikus úton megy végbe, elsősorban foszfatáz enzim segítségével. Ha a talajok redoxipotenciálja kicsi, nő a vasoxidokhoz kötött foszfor oldhatósága, mert a redukáló környezetben a vas (III)-oxidok a hozzájuk kötődött foszfátionok szabaddá válása során vas (II)-vegyületekké redukálódnak. A foszforoldhatóság anaerób körülmények közötti fokozódása megmagyarázza, hogy miért van a talajokban több felvehető foszfor vízzel történt elárasztás után, például rizstermesztéskor. A szerves anyagok többféleképpen is kifejtik hatásukat a foszfor oldhatóságára: • A szerves anionok, pl. a humin- és fulvosavak, deszorbeálják a foszfátionokat vagy adszorpcióval blokkolják a foszfátionok elől az adszorpciós helyeket.

178 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

• Némely szerves sav az Al3+-, Fe3+-, ill. Ca2+-ionokkal vízoldható komplexet képez, ezáltal lehetővé teszi az egyébként nehezen oldható foszforvegyületek oldhatóságát.

2.10. A foszfor mozgása a talajban A növények tápanyagellátása szempontjából a mineralizáció és az oldódási egyensúlyi reakciók megfelelően gyorsak. Az utánpótlási sebességet a talajon belüli lassú foszfátmozgás határozza meg. A H2PO4–- és a HPO24–-ionoknak arról a helyről, ahol belépnek a talajoldatba, el kell jutniuk a gyökerekig. Kis mennyiségben tömegáramlással jutnak el a gyökerekhez, de nagyobb részük iondiffúzióval vándorol a talajon át. Minden szállítási mód rendkívül lassú, ha a távolság több, mint 5–10 mm, vagy ha a talaj száraz. Az effektív szállítási sebesség kisebb és a hatótávolság is a rövidebb a kevésbé oldódó foszforvegyületek esetében. A rosszul oldódó foszforvegyületeket tehát a gyökerek közelében kell elhelyezni.

2.11. Környezeti vonatkozások A foszfor a feltalajból az altalajba vándorolhat, és igen kis mértékben ki is mosódhat a gyökérzónából. Agyagos talajok feltalajából a foszfor csak 40–60 cm mélységig vándorol – ezt állapították meg olyan lösztalajoknál, amelyek évtizedeken keresztül jóval több foszfortrágyát kaptak, mint amennyit a növények ki tudtak vonni. Ugyanezt az eredményt kapták egy szabadföldi kísérlet parcelláiban, ahol 110 éven át 33 kg P/ha/év szuperfoszfáttal trágyáztak: a foszforvándorlást réten-legelőn 38 cm mélységig, szántóföldön 50 cm mélységig tudták kimutatni. A talajon átszivárgó vizek elemzésével megállapították, hogy a foszforkimosódás általában kevesebb, mint 0,3 kg P/ha/év. Természetesen lehetnek olyan körülmények, amikor ennél jóval nagyobb: felláptalajoknál és kevés foszfort adszorbeáló homoktalajoknál, ha nagy mennyiségű víz szivárog rajtuk keresztül és ha vízoldható foszfátokkal, híg trágyával vagy kommunális szennyvízzel történik a trágyázás és öntözés. Elősegíti a foszforvándorlást, ha nagy mennyiségű foszfor szerves kötésben van a talajoldatban. Ez a hígtrágyázás és a szennyvízzel történő öntözés esetében áll fenn. A foszforvándorlás durva szemcsés talajokban részben kolloidok alakjában is végbemehet. Az utóbbi évtizedekben a folyók foszfortartalma 300%-kal nőtt. A növekedés legfőbb oka az, hogy a tisztítószerek foszfort tartalmaznak. A mezőgazdaságilag művelt talajok legnagyobb foszforvesztesége erózió következtében lép fel. Ha azt vesszük alapul, hogy a szántott rétegben 450–1800 kg P/ha van, akkor egy tonnányi talaj elhordásával 0,2–0,8 kg foszfort is elveszítünk. A felszíni vizekbe kerülő foszfor mennyisége kritikus kérdés, mert a foszforkoncentráció növekedése indíthatja be az eutrofizációt, az algák elszaporodását. A vizinövények életéhez szükséges többi tápanyag ugyanis jóval könnyebben eljut az élővizekbe, ahol a produkció korlátja éppen a foszforkoncentráció. Ezért döntő jelentőségű például a Balaton vízminőségének javításával a tóba jutó foszfor mennyiségének drasztikus csökkentése, illetve a már ott lévő foszfor lehetséges eltávolítása.

3. Kálium a talajban 3.1. A talaj kálium-körforgalma A kőzetekben általában sok kálium van. A talaj összes káliumtartalma 0,2–3,3%. A talajoldat káliumtartalma 1– 100 mg/liter között mozog. Csapadékkal 2–6 kg K/ha/év jut a talajba. A káliumellátás természetes körülmények között nem korlátozó tényező a növények fejlődésében (9.9. ábra).

9.9. ábra - A kálium körforgalma a talajban

179 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

3.2. A kálium forrásai A kálium eredete a földkéreg egyik leggyakoribb ásványával, a földpáttal kapcsolatos. A másik bőséges forrást a csillámok, főleg a biotit és a muszkovit jelentik. A K-Al-szilikátokból hidrolízissel válik szabaddá a kálium. A káliumnak a természetben kloridja, szulfátja és borátja is ismert. A másodlagos ásványok közül az illit a legfontosabb káliumtartalmú agyagásvány. A homok-, vályog- és az agyagfrakcióból egyaránt felszabadul kálium, de a kisebb talajrészecskék adják le az egységnyi tömegre számított legtöbb káliumot. A mikroorganizmusok által megkötött kálium mennyisége csekély: 25–50 kg/ha, ehhez járul a mikroorganizmusok biomasszatömege, ami 3000 kg/ha káliumot tartalmaz.

3.3. A talaj káliumformái A kálium a talajoldatban ion formájában, a kolloidok felületén adszorbeált ionként (kicserélhető formában), az agyagásványok kevéssé hozzáférhető töltéshelyein megkötve (nem kicserélhető formában) és a primer káliumásványok kristályrácsaiban található (9.10. ábra).

9.10. ábra - A kálium körforgalma a talajban

180 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

A kicserélhető kálium a szervetlen agyagásványok és a szerves anyag negatív töltésű helyeihez kötött hidratált ion alakban fordul elő. Ezen hidratált K-ionok mérete azonos az ammóniumionokéval, és ugyanakkora erővel kapcsolódnak a felülethez is, de ez a kapcsolódás nem olyan erős, mint a többi makrotápelem kationjáé (Ca, Mg). Ezért a hidratált K-ionok könnyen kicserélhetők. A kálium sohasem képez kovalens kötést a szerves anyaggal. Ionok formájában marad a növényekben is, és elhalásuk után kimosódik a szerves anyagból. Ezért a talajban zömében csak szervetlen kálium előfordulásával kell számolni. A káliumtartalmú ásványok mállási sebessége megegyezik a legtöbb talajásvány mállási sebességével. A talajoldatban lévő kicserélhető és nem kicserélhető K+-tartalom között egyensúly áll fenn.

3.4. A növények káliumellátása A talajokban található összes kálium mennyisége általában több évtizedre (sőt évszázadokra) is elegendő lehet, de a talajban lévő csillámok és földpátok kismértékű oldhatósága következtében csak igen kis káliummennyiség kerül oldatba egy vegetációs periódus alatt. A talaj humusza is csak igen kis mértékben szolgáltat káliumot a növények számára. Egy adott vegetációs periódusban a növények által felhasznált K+ legnagyobb része – gyakran azonos mértékben – a kicserélhető K+-ból és az oldat-K+-ból származik. A nem kicserélhető kálium jelentőségét például az mutatja, hogy egy lucernatermés kb. 150 kg/ha káliumot vesz fel a talajból, a kicserélhetőkálium-tartalom pedig csak 100–400 kg/ha. Tehát csak rövid ideig lehetne termelni, ha nem lenne utánpótlás a nem kicserélhető készletből. A növényi felvétel mellett a kálium más módon is immobilizálódhat: a mikróbák szervezetébe beépülve vagy az agyagásványok rácsába záródva fixálódhat. A nem hidratált K+-ion majdnem akkora, mint egy oxigénion. Tökéletesen beleillik az agyagásvány tetraéderes felszínének mélyedéseibe. Az ily módon fixált kálium ugyanazokat a helyeket foglalja el, mint a csillám rétegeit összetartó K+-ionok. Mindezek mellett a fixált káliumot inkább elraktározottnak, mint elveszettnek kell tekinteni. Így például az illit esetében fixált K+-ion könnyebben válik szabaddá, mint az eredeti ásványi kálium.

3.5. Káliumkötő és káliumszolgáltató agyagásványok A talajok káliumháztartásának jellemzésére vezette be Stefanovits a káliumhordozó és káliumkötő ásványok fogalmát. Káliumhordozónak tekinthető a csillám, az illit és a káliföldpát, amelyek szerkezetükben jelentős mennyiségű káliumot tartalmaznak. A káliumhordozó ásványok biztosítják a talaj kálium-utánpótlást. Káliumkötő ásványnak elsősorban a szmektitek tekinthetők, hiszen a talajoldatból a rétegközökben könnyen megkötik a káliumot. A műtrágyázási szaktanácsadásban közvetlenül hasznosítható az agyagtartalom és a káliumkötő ásványok %-os értékének szorzatából adódó K-kötési értékszám. Amennyiben ez az értékszám kisebb mint 8, a műtrágyakálium talajoldatból történő megkötődésének mértéke elhanyagolható, 8–16 között a káliumtartás mértéke mérsékelt, 16–32 között jelentős, 32 felett pedig igen jelentős.

3.6. Káliumegyensúly a talaj és a talajoldat között A kicserélhető kálium és a talajoldat káliumkoncentrációja közötti egyensúlyt a talajkolloidok káliumtelítettsége, a káliummegkötés erőssége és mindenekelőtt a megkötőhelyekért versengő kationok (elsősorban a Ca2+ és a Mg2+) befolyásolják. Ez jut kifejezésre a Q/I-görbénél is, ahol a kicserélhetőkáliumtartalom változását az aktivitási aránnyal (K/(Ca+Mg)1/2 szemben ábrázolják. A Q/I-görbék meredeksége a kálium-pufferkapacitás, amely megadja, hogy a talajoldat káliumaktivitása milyen mértékben képes a K+- és Ca2+-kicserélődés következtében fellépő változásnak ellenállni. Azonos agyagásvány-összetétel esetén az agyagtartalommal nő a pufferkapacitás. Nagy rétegtöltéssel rendelkező agyagásványok nagy káliumfixáló képesség mellett nagy pufferkapacitással is rendelkeznek. Ilyen talajokon akkor is nagyok a terméseredmények, ha a talajoldatban kicsi a káliumkoncentráció. Ezzel szemben a kis pufferkapacitású talajoknál ehhez nagy káliumkoncentrációk szükségesek a talajoldatban.

181 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

3.7. Környezeti vonatkozások A káliumkimosódás a gyökérzónából a kálium-műtrágyázás mértékétől, a káliumfixálástól, a talajok káliumtelítettségétől és az átszivárgó víz mennyiségétől függ. Jelentős lehet a kimosódás agyagban szegény homoktalajok és művelés alatt álló felláptalajok esetében, mert a K-ionok csak gyengén kötődnek a szerves anyaghoz. Ilyen talajoknál 20–50 kg K/ha/év kimosódásokat is mértek, de nagy mennyiségű híg trágya alkalmazásakor ez még több is lehet. A mélyebb talajrétegek, amelyek az erózió során felszínre kerülnek, gyakran ugyanolyan vagy nagyobb káliumtartalmúak, mint a felső talajrétegek, ezért erózió hatására a talaj káliumszolgáltató képessége nem változik. Mégis számolhatunk erózió okozta káliumveszteséggel, ugyanis ha 1% a talaj összes káliumtartalma, akkor az eróziónak kitett területekre vonatkoztatva a talajból évente átlagosan 653 kg/ha kálium veszhet el.

4. Kén a talajban 4.1. A kén körforgalma A 9.11. ábrán a kénkörforgást mutatjuk be. A mállási folyamatok során a primér ásványok kéntartalma szulfáttá (SO42–) alakul, amit a növények felvesznek, és szerves kötésekbe, pl. a fehérjék ciszteinjébe és metioninjába építenek. Amikor a növényi és állati szervezetek visszakerülnek a talajba, és ott a mikroorganizmusok hatására elbomlanak, a szerves kén egy része ismét SO42–-tá alakul, más részét a mikrobák veszik fel szervezetükbe, s innen a humuszba kerül. A talajba a műtrágyákból, a különféle típusú peszticidekből, az öntözővízből és az atmoszférából kerül a kén. Erősen reduktív körülmények között a talajban kénhidrogén (H 2S) képződhet, amely azután az atmoszférába távozik.

9.11. ábra - A kén körforgalma a talajban

Az atmoszférából a csapadékkal talajba kerülő kén mennyisége (mezőgazdasági területeken) 5 kg/ha/évtől (ipari területeken) 200 kg/ha/év értékig terjedhet.

4.2. A talajok kéntartalma 182 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

A talajban lévő eredeti kénforrás a vulkáni kőzetekben lévő pirit (FeS 2). A mállás és a talajképződés folyamán a piritben lévő kén SO42–-tá oxidálódik, amit végül a növények és a mikroorganizmusok vesznek fel, s ezek szervezetén keresztül a kén bekerül a talaj szerves anyagába. Némelyik talajban a kén egy része gipsz (CaSO4 ∙ 2H2O) és epszomit (MgSO4 ∙ 7H2O) alakban van. Száraz vidékeken, ahol nincs elegendő csapadék a SO42– kimosódásához, a gipsz gyakran a CaCO3-felhalmozódás alatti rétegben gyülemlik fel. A talaj összes kéntartalma tág határok között változik: erősen kilúgozott talajokban, humid éghajlati körülmények között igen csekély mennyiségű kén lehet (0,002%), arid és szemiarid éghajlati viszonyok között, meszes és sós talajokban viszont az 5%-ot is elérheti.

4.3. Szervetlen kén a talajban A talajban lévő kén főként SO42– (szulfát) formában van jelen, bár alacsonyabb oxidációs fokú vegyületek; szulfidok, szulfitek, thioszulfátok és elemi kén is előfordulnak. Vízzel borított talajokban a kén redukált alakban fordul elő, pl. H2S, FeS, FeS2. A pirit gyakran a fő szervetlen kénforma nedves és vízzel borított talajokban. Bizonyos körülmények között elemi kén is képződhet. A szulfátadszorpció olyan talajokra jellemző, amelyek savanyúak, ezekben alakulhatnak ki a Fe- és Al-oxidokon és agyagásványokon a pozitív töltések, aminek következtében anioncserére képesek. A szerves anyag negatív hatással van a SO42– adszorpciójára, ami a felszíni talajrétegek csekély szulfáttartalmát magyarázza.

4.4. Szerves kén a talajban A humid és szemihumid éghajlatú területeken a talajban lévő összes kén szerves formában található. Ez egyben azt is jelenti, hogy a C, N és S mennyisége között szoros összefüggés van. A világ különböző részeiről származó talajok átlagos C/N/S aránya feltűnően hasonló, megközelítőleg 140:10:1,3. A talajban előforduló fontosabb szerves kénvegyületek a következők: kéntartalmú aminosavak, pl. a cisztein és a metionin, szulfolipidek és a tiolvegyületek kinonokkal és redukáló cukrokkal képezett vegyületei. A talajokban lévő szerves anyagok és szerves maradványok kéntartalmának növények számára felvehető alakba történő átalakulása kizárólag mikrobiológiai folyamat. Ha a talaj jól levegőzik, a szerves kén SO42–-tá oxidálódik (mineralizálódik), amit a legtöbb növény fel tud venni. Ezzel párhuzamosan a szulfátot felveszik a mikroorganizmusok, és beépítik a szervezetükbe. Ezt a folyamatot immobilizációnak nevezik. A talaj szerveskén-tartalma csak akkor fog növekedni, ha a körülmények kedveznek a szerves anyagok felhalmozódásának. A kén átalakulása mineralizáció-immobilizáció útján a nitrogén és a foszfor átalakulásának sémáját követi, vagyis a két folyamat párhuzamosan játszódik le. Ennek megfelelően a növények számára felvehető SO42–, amely a talajoldatban található, a két ellentétes folyamat különbségéből adódik:

A két folyamat relatív sebességét természetesen befolyásolják azok a tényezők, melyek a mikroorganizmusok tevékenységére hatnak, beleértve a növényi maradványok talajba jutását is. Ha az adott növényi maradványok C/S aránya 200 alatt van, akkor a SO42– ra nézve nettó mineralizáció, ha a C/S arány 400 fölött van, nettó immobilizáció áll fenn.

4.5. Kénoxidáció és -redukció a talajban A ként oxidáló baktériumok – főleg a Thiobaccilusok – az elemi ként (S) vagy a szulfidot (S2–), melyek redukált és vas-pirit alakban vannak (FeS és FeS2), kénsavvá (H2SO4) oxidálják. A piritekből akár tisztán kémiai úton, akár biológiai úton kénsav alakulhat. Anaerob körülmények között viszont a mikróbák a szulfátot szulfiddá redukálhatják. A szulfátot redukáló mikroorganizmusok hatása abban nyilvánul meg, hogy a fém-szulfidok, különösen a Fe2+ szulfid, kicsapódnak. A mikrobiális szulfátredukció az oka az agyagpalákban, a külszíni fejtéseknél előforduló szulfidoknak és a természetes gázok H2S-tartalmának. 183 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

A SO42–-ot csak néhány, szigorúan anaerob baktérium tudja H2S-dá redukálni: a Desulfovibrio és a Desulfotomaculum. Lényegében a SO42– a C-metabolizmusban az O2-t helyettesíti, ugyanúgy, ahogy a NO3–-ot is felhasználják a denitrifikáló baktériumok. Anaerob talajokban a szulfid további átalakulása tioszulfátok és elemi kén képződéséhez vezet, amely vegyületek mikroorganizmusok segítségével oxidálódhatnak vagy redukálódhatnak. Az anaerob körülmények különösen kedveznek a mikroorganizmusok illékony szerves kénvegyületeket képző tevékenységének (merkaptánok, alkilszulfidok stb.). A talajban az illékony kénvegyületek fontosak, mert stimulálhatják vagy elnyomhatják egyes patogén gombák növekedését, a nitrifikációt és más biokémiai folyamatokat is gátolhatnak.

5. Kalcium a talajban 5.1. A kalcium forrásai A kalcium primér forrásai a kalcit, az aragonit, a dolomit és a gipsz. A kalcit – CaCO3 – fő alkotórésze a mészkőnek, a márgának és a meszes homokkőnek. Az aragonit is CaCO 3-ásvány, normál atmoszférikus körülmények között kevésbé stabil, mint a kalcit. A dolomit [CaMg (CO 3)2] amellett, hogy kalciumforrás, magnéziumforrás is. A gipsz (CaSO4 ∙2H2O) üledékes kőzetek közönséges ásványa, a mezőgazdaságban meszezőanyagnak használják. Az apatitban, a plagioklászban és a hornblendében is van kalcium. A kalciumásványok valamivel gyorsabban mállanak, mint az átlagos talajásványok, ezért a mállás és a kimosódás előrehaladtával csökken a kalciumtartalom. Az átlagos kimosódási veszteségek 387 kg Ca/ha, 118 kg Mg/ha és 44 kg K/ha. Humid területeken a veszteségek még nagyobbak volnának, ha a Ca2+ és a Mg2+ nem kötődne erősen a kationcserélő helyekhez.

5.2. A talajok kalciumtartalma A arid területek sós talajaiban 5% kalcium is lehet, míg a humid területek (trópusok) talajaiban csak 0,01% a kalcium. A mérsékelt égövi humid területek talajaiban 1–2% kalcium található. Igen csekély az erősen kimosódott, kicsiny kationcserélő kapacitással rendelkező talajok kalciumtartalma. Mérsékelt égövi talajokban az előbbieknél több kalcium van, kivéve a nagyon savanyú homoktalajokat. A mérsékelt égövi talajoknál sokkal hamarabb van szükség meszezésre a pH növelése céljából, mint a növények kalcium igényének kielégítése érdekében. A mérsékelt égövi talajok kicserélhetőbázis-tartalmának 75–85%-át a kalcium teszi ki: legtöbbjük a szántott rétegben 200–1000 kg/ha kicserélhető kalciumot tartalmaz. Ez a nagy mennyiség tart egyensúlyt a talajoldat igen csekély oldott kalcium-tartalmával. A kalcium nagy mennyisége a kicserélhető kationok helyein azzal magyarázható, hogy a Ca2+-ionnak a 2+ töltéséhez képest viszonylag kicsi a hidratáltion-mérete, és ez a kalcium nagyobb fokú adszorpcióját idézi elő. A kalciumadszorpció a humusznál a legnagyobb fokú, mert ott nagy a kationcserélő kapacitás, ezenfelül a Ca-ionok a szerves vegyületekkel kelátokat is képezhetnek. Ha a talaj pH-értéke csökken, a talajban lévő kicserélhető kalcium (és más bázikus kation) mennyisége is csökken, ha a pH-érték emelkedik, a kicserélhető kalcium mennyisége is nő. Ha nagyon sok kalcium van jelen, CaCO3 alakban kicsapódhat és pufferolhatja a talaj pH-ját. A CaCO3 vízben nem oldódik, de CO2-tartalmú vízben igen. A talaj levegőjében lévő CO2 parciális nyomása határozza meg a talajoldatban lévő CO2 gáz mennyiségét, s egyben meghatározza a CaCO3 oldódásának mértékét is. A talajoldatban a kalcium kétértékű pozitív ionként vagy HCO3–, SO42–, esetleg Cl–-ionokkal képzett ionpárokban van jelen.

6. Magnézium a talajban A magnézium legnagyobb része szilikátok alakjában van jelen: amfibolok, piroxének, olivinek, biotitek és néhány agyagásvány (kloritok, vermikulitok) tartalmazzák. Alkálikus talajokban ezeken kívül még dolomit, 184 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

magnezit és kalcit (1–3%) tartalmaz magnéziumot, arid és szemiarid talajokban könnyen oldható MgSO4 ∙ 7H2O alakban is előfordulhat. A tengerhez közeli talajok aeroszolok alakjában sok magnéziumhoz jutnak. A talajok átlagos magnéziumtartalma kb. 0,5%. A talajoldatban Mg2+-ion alakban vagy HCO3–, SO42–- és Cl– -ionokkal ionpárok alakjában van jelen. A dolomitos mészkő oldódása is a talajoldat CO2-tartalmával áll kapcsolatban: CaMg (CO3)2 + 2H2CO3 —— Ca2+ + Mg2+ + 4HCO3– A magnéziumkimosódás az átszivárgó víz mennyiségétől, a talajoldat magnéziumkoncentrációjától, a talajok magnéziumtelítettségétől és sok más tényezőtől függ. A kicserélhető magnézium a felvehető magnézium legjelentősebb forrása a talajban. A magnézium a kalciumhoz hasonlóan viselkedik a talajoldatban és a talajkolloidokon adszorbeálva. A nem hidratált Mg2+ elég kicsi ahhoz, hogy beférjen az ásványi szerkezet oktaéderes üregeibe (a kalcium több helyet igényel). A vulkáni kőzetekben lévő magnézium szoros kapcsolatban van a vastartalmú ásványokkal (ferromagnézium): olivin, inoszilikátok, biotitcsillám. Üledékes kőzetekben a dolomit alkotórésze. Az említett magnéziumásványok mind mállékonyabbak, mint a földpátok, a kvarc és hidratált oxidok. A talajok magnéziumtartalma hamarabb merül ki, mint a kálium-, nátrium- és kalciumtartalma. A hidratált Mg-ion nagyobb, mint a hidratált Ca-ion, így gyengébben kötődik a talajkolloidokon. Ennek a hidratáltion-méretnek a következménye az is, hogy sok magnéziumot tartalmazó talajkolloidnak nagyobb a duzzadóképessége, jobban diszpergálódik, kevésbé átjárható, és több vizet képes visszatartani, mint a több kalciumot tartalmazó talaj. Ez akkor következik be, ha a kationcserélő kapacitás több, mint 30%-át a kicserélhető magnéziumionok adják. A talajoldatban nemcsak a Ca2+, hanem a Mg2+ is kevés a kationcserélő helyeken lévő magnéziumhoz képest. A magnézium is specifikus adszorpcióval kapcsolódik a kationcserélő helyeken, ezért a talajoldatban lévő magnéziumkoncentráció igen kicsi lehet. A magnéziumnak különleges szerepe van a vermikulit esetében. Ennek az agyagásványnak a rétegei kellően ki vannak tágulva ahhoz, hogy két réteg víz és a Mg2+-ionok elférjenek, hogy a rétegek közötti negatív töltéseket semlegesítsék. A vermikulit mállás esetén jó magnéziumforrás. Hasonlóképpen rácsközi térben kötődik a Mg egyes kloritokban, oktaéderes síkot alkotva.

7. Mikroelemek a talajban Milyen formában vannak a nyomelemek a talajban? •  Vízoldható alakban: a. szabad kationként b. szerves és szervetlen komplexek ligandumaiként. • Agyagásványok kicserélési helyein. Az ily módon kötött kationokat ki lehet cserélni NH4+-ionnal. • Specifikusan adszorbeált állapotban. Némely mikroelem (pl. Cu2+) agyagásványokhoz és/vagy vas- és mangánoxidokhoz kötődik, annak ellenére, hogy a Ca2+-ionok vagy más elektrosztatikusan kötött kation nagy feleslegben vannak jelen. Ezek az ún. specifikusan adszorbeált nyomelemek. • Szerves anyagok (növényi maradványok, humusz, élő szervezetek) által komplexek alakjában megkötve vagy adszorbeálva. • Oldhatatlan csapadékokban, a vas- és mangánoxidok által bezárt formát is ideértve. • Primer ásványokban és a szilikátanyagok oktaéderrácsában a Fe és Al izomorf helyettesítésében részt vevő kationként. Az egyes formák között azonban nem éles a határ, pl. a szorpciós reakciókat nem lehet könnyen megkülönböztetni a kicsapódástól. Vagy pl. a szerves anyag és az agyag egyaránt rendelkezik kationcserélő helyekkel, s mindkettő nehezen felvehető alakban tartja vissza a kationokat. 185 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

A legtöbb talajban csak igen kis mennyiségű mikroelem van a növények számára felvehető állapotban, azaz vízoldható és kicserélhető alakban (9.12. ábra). De az ilyen állapotban lévő mikroelemkészlet egyensúlyban vannak a specifikusan adszorbeált és a szerves anyaghoz kötött készletekkel. Így ha a talajoldatban csökken a mikroelemek koncentrációja (a növények felvétele vagy kimosódás következtében), az egyes elemek át tudnak menni az oldhatatlan vagy kevésbé oldható formákból az oldhatókba. Sok talajban igen nagy a jelentősége a szerves formában kötött készletnek.

9.12. ábra - A mikroelemek körforgalma a talajban

7.1. Vas A harmadik leggyakoribb elem a kőzetekben és az ásványokban. Legfontosabb a talajokban leggyakrabban előforduló ásványai a hematit (Fe2O3), a magnetit (Fe3O4) és a hematit hidratált alakja, a limonit (2Fe2O3 ∙ 3H2O), goethit (FeOOH), valamint a pirit (FeS2). A talajoldatban a vas kétféle ionformában tud létezni, ezt a redox feltételek határozzák meg. Anaerob körülmények között Fe2+ alakban van. Ez dominál a talajvízben, ahol 1,0–10 mg/L a koncentrációja. Aerob körülmények között Fe3+ alakban van, ekkor a Fe2+ instabil, és Fe3+-má oxidálódik. Az Fe3+-ion az Al3+-ionhoz hasonlóan viselkedik, gyorsan körülveszi 6 molekula H 2O oktaéderes koordinációban, és Fe (H2O)63+ alakul ki. Kőzetekben és talajokban jelentős mennyiségben fordul elő, de a Fe3+-ion vegyületeinek egy része rendkívül oldhatatlan. A Fe3+-vegyületek az erősen elmállott talajokban halmozódnak fel. A trópusok vörös talajainak egyik legjelentősebb alkotórészei. A vasércek csak savanyú talajokban képesek annyira oldódni, hogy a növények szükségletét kielégíthessék. Ha a talaj pH-értéke 4,5 alatt van, a vas toxikussá válhat. A vulkáni kőzetekben a vas túlnyomórészt F(II) alakban van jelen. A vízzel elárasztott talajokban a vas ilyen alakban marad, és kékesszürke színt idéz elő a nedves talajokban. A Fe2+-ion vegyületei között sok rosszul oldódó van, de a Fe (III)-vegyületek még oldhatatlanabbak. A vashiány alkálikus talajokban jelentkezik. Levegőtlen viszonyok mellett a talajokban rozsdás foltok jelentkeznek. Ezeket azok a Fe2+-ionok okozzák, amelyek addig vándorolnak, amíg oxidatív körülmények közé kerülve hidratált vas (III.)-oxidként kicsapódnak. Ha a Fe (III)-vegyületek eléggé koncentrálttá válnak a talaj egy adott helyén, akkor ott kicsi, kemény

186 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

vaskonkréciók keletkeznek. Speciális körülmények között a kicsapódott vasvegyületek összecementálódott réteget alkothatnak. Levegőzött körülmények között a vas nagy része Fe (III) alakban van a talajban, és az ásványi részecskéken a humuszanyagokhoz kapcsolódva bevonatot képez. A Fe (III)-oxid (Fe2O3) vöröses színe a humusszal és más talajalkotóelemekkel keverve a talaj különféle barna árnyalatait eredményezi. Ez a vas általában a növények számára nem felvehető. Vashiány akkor jelentkezik, ha a talajásványokból nem válnak szabaddá Fe (II)-ionok, hogy az évenként Fe (III)-má történő oxidációt kompenzálják. Nagy pH-értékeknél mind a Fe (II), mind az Fe (III) oldhatósága sokkal kisebb, mint kis pH-értékeknél. A Fe(OH)3 és az Fe(OH)2 egyaránt rosszul oldódik, és nagy pH-értékeknél kicsapódik. Ha a talajokat túlságosan meszezik, a korábban felvehető vas kicsapódhat. Mivel a vas-foszfátok rosszul oldódnak, ezért vas- és foszfáthiányt egyaránt okozhat a képződésük, és egymás hiányát is fokozhatják. A vasvegyületek a foszfor adszorpcióját és kicsapódását idézik elő savanyú talajokban. Semleges és alkálikus talajokban a nagy foszfortartalom csökkentheti a vas felvehetőségét, és hozzájárulhat a vashiányhoz. Vashiányt okozhat a nagy mennyiségű mangán és réz is.

7.2. Mangán A mangán minden élőlény számára esszenciális elem. A talajok átlagos mangántartalma 20–800 mg/kg. Egyes talajszintekben 3000 mg Mn/kg is található. A talajokban a mangán főleg mangánoxidok, szilikátok és karbonátok alakjában található. Ezeken kívül lehet adszorbeált állapotban – elsősorban vasoxidokon – és szerves komplex vegyületekben, valamint kicserélhető és oldható formában (Mn2+ alakban) is. A magánoxidok gyakran vasoxidokkal asszociáltan fordulnak elő. A mangánoxidokban általában a kobalt, a nikkel, a cink, a kadmium és az ólom akkumulálódik. A talajfejlődés során a mangán jobban vándorol és kimosódik, mint a vas, különösen a savanyú talajok – pl. podzolok – rendkívül mangánszegények lehetnek. A talajoldatban a mangánionok és szerves komplexek formájában van jelen. A mangán oldhatóságát a szerves mangánkomplexek határozzák meg, mindenekelőtt a semleges és az alkálikus talajokban, ahol az oldott mangán 90%-a szerves komplex lehet. Valamennyi nehézfém közül a mangán képezi a legkevésbé stabil komplexeket, ezért más kationok könnyen kiszorítják a vegyületeiből. Savanyú talajokban nagyrészt Mn2+-ionok vannak a talajoldatban, bár instabil közbülső termékként Mn3+-ionok is keletkezhetnek, amelyek azonban Mn2+-ionokká és oldhatatlan Mn (IV)-oxidokká alakulnak: 2Mn3+ + 2H2O —— Mn2+ + MnO2 + 4H+. A szerves mangánkomplexek mellett a mangánoxidok jelentik a legfontosabb mangántartalékot a növények számára. A mangánoxidok a talajoldat Mn2+-ionjaival pH-tól függő egyensúlyban vannak: MnO2 + 4H+ + 2e– = Mn2+ + 2H2O Ha nő a H+-ionkoncentráció, az egyensúly eltolódik jobbra, és több Mn2+ képződik. Ha a pH egy egységgel csökken, a Mn2+-koncentráció 100-szor nagyobb lesz az oldatban. Az adszorbeált mangán is meghatározhatja a talajoldat pH-függő Mn2+-koncentrációját; ez mindenekelőtt erősen savanyú talajokban fordul elő. A mangán redukciós folyamataira kedvezően hat a sok lebontható szerves anyag, a nagy agyagtartalom, a tömör szerkezet és a nagymértékű víztelítettség. A Mn (III, IV)-oxidok redukcióját a talajban anaerob körülmények között élő baktériumok hajtják végre. A Mn (III, IV)-redukció mértéke olyan nagy lehet, hogy a mangánoxidok mangánjának 20%-a 3 nap alatt átalakul kicserélhető Mn2+-ionokká. A víz elpárolgása során a Mn2+-ionok újra oxidálódnak.

7.3. Réz A réz a legtöbb talajban Cu2+-ion alakban fordul elő, de ahol reduktív körülmények vannak, ott Cu+ fordul elő. A talajban található réz koncentrációját nagyban befolyásolja az anyakőzet. Több mint 1000 talajmintát megvizsgálva 1–191 mg/kg rezet találtak.

187 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

A talajban lévő réz legnagyobb része szerves anyaghoz kötött, de egy része a vasoxidokhoz és más talajkolloidokhoz kapcsolódik. Ezekhez olyan erősen kapcsolódhatnak a Cu-ionok, hogy még a Ca-ionoknál is nehezebben cserélhetők ki. A talajoldatban csak néhány mg/kg réz van. A réz a savanyú talajokban a legoldhatóbb, a pH-érték emelkedésével csökken az oldhatósága. Szerves talajokban igen gyakori a rézhiány, ui. ezekben a talajokban nincsenek mállásra képes ásványok, kőzetek, így nincs rézpótlás. Ugyanez vonatkozik némelyik savanyú homokos és kavicsos talajra is. A réz felhalmozódása toxikussá válhat a növények számára, pl. ott, ahol nagy adagú réztrágyázást végeztek. Réztartalmú fungicidek ismételt alkalmazása vagy szennyvíziszap adagolása is eredményezhet toxikus rézkoncentrációt a talajban.

7.4. Nátrium Az oldatokban zajló kémiai reakciók szempontjából a nátrium és a kálium igen hasonlóan viselkedik. A talajban már jelentős az eltérés. A nátrium földpátokban előfordul, de csillámokban nem. A nátriumföldpátok kissé gyorsabban mállanak, mint a káliumföldpátok. A talajoldatba került Na-ionok nem fixálódnak, és kevésbé erősen kötődnek a kationcserélő helyekhez, mint a K-, Mg- vagy Ca-ionok. Ezért a nátrium a talajból legkönynyebben kimosódó bázikus kation. A talajok nátriumtartalma fokozatosan csökken az idő előrehaladtával, míg a káliumtartalom majdnem állandó marad. A nátrium nagy része végül is eléri az óceánt, ahol a NaCl a legnagyobb mennyiségben előforduló só. Az arid területek talajaiban néha felhalmozódik a nátrium, mert nincs kimosódás. Ez sós és szikes talajok keletkezéséhez vezet. A Na-ion által diszpergált talajkolloidok és a lúgos pH a szikes talajokban jelentősen akadályozza a növényi fejlődést.

7.5. Klór A klór a talajban majdnem teljes egészében kloridion alakban fordul elő. A Cl–-ionok töltése azonos, mérete majdnem azonos az OH–-ionokéval, ezért ásványi szerkezetekben a Cl– helyettesíti az OH–-ionokat. A klór egy része szerves vegyületekhez kötött. Kimutatták, hogy savanyú talajokban a kloridok segítik a mineralizációt, és gátolják a nitrifikációt. A fémionok kloriddal alkotott vegyületei igen jól oldódnak, ezért humid éghajlaton a klór könnyen kimosódik a jól drénezett talajokból. Szárazabb körülmények között a talajok oldatai sok kloridot tartalmaznak. Ezek a kloridok igen mozgékonyak a talajban: lefelé mozdulnak el csapadék hatására és felfelé, ha párolgás történik a talajfelszínről. A felfelé történő elmozdulás hozza létre a sós talajokat arid körülmények között. Az elpárolgó víz sót hagy vissza a talaj felszínén, ezért száraz periódusokban fehér kéreg keletkezik.

7.6. Bór A bór a savanyú talajokban B(OH)3, az alkálikus talajokban B(OH)4– alakban adszorbeálódik a Fe- és Aloxidok, az illit, a montmorillonit és a kaolinit rácsainak élén. A szilikátásványokon a pH emelkedésével nő a bóradszorpció, de ha a kalciumionok nátriumionokra cserélődnek, csökken. A talajban különböző formákban lehet a bór: vízoldható bór, szerves anyaghoz kötött bór, agyagásványokban kötött bór, boroszilikát. Oroszországban az arid területek sós talajai sok bórt tartalmaznak, ami gyakran toxikus a növények és az állatok számára. Humid területeken kimosódik a bór. A kimosódás és a növények együtt fokozatosan kimerítik a talajok bórkészletét, és bórtrágyázást tesznek szükségessé. A legkisebb bórkoncentrációkat savanyú, kilúgozott talajokban, durva szemcsés homoktalajokban és szerves talajokban mérték.

7.7. Szilícium A földkéregben az oxigén után a leggyakoribb elem. A talajban 6 különálló kristályos ásvány alakjában fordul elő: kvarc, tridimit, kristobalit, coezit, strisovit és opál. Az opál kivételével mindegyik ásvány képlete SiO2, de a szilícium-tetraéderek térbeli elrendezésében különböznek. Az opál képlete SiO2 ∙ nH2O. A flint is szilíciumásvány, és még számos amorf, nem kristályos vagy parakristályos szilíciumásvány létezik.

188 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

Az oldható szilíciumvegyületek többségében a földpát ásványokból származnak, pl. az anortitból (CaAl 2Si2O8) és az albitból (NaAlSi3O8). Mindkettő plagioklászásvány, s a mállásnak a legkevésbé ellenálló. A szilíciumásványok csak pH-9 fölött oldódnak. 2–9 pH-érték között állandó a szilikátion-koncentráció (140 mg/liter), ha ennél nagyobb lesz, polimerizáció játszódik le, míg visszaáll a kezdeti koncentráció, és a talajoldatban polimerek és monomerek keveréke található. A monomerek lánc vagy gyűrű alakban kapcsolódhatnak. A kovasav az alumínium oxihidroxidokon adszorbeálódhat, ez az agyagásvány-képződés kiindulópontja: H4SiO4 = H+ + H3SiO4– H3SiO4– + Al(OH)3 —— Al(OH)2OSi(OH)3 + OH–. A kovasavnak először disszociálnia kell, hogy negatív töltésű ionként az alumínium-hidroxidokhoz kapcsolódhasson. A kovasav arra is képes, hogy fémionokkal komplexeket alkosson. Ez a reakció a mállás folyamatában fontos. A fémszilikát komplex ionformában van jelen, tehát oldatban van. A podzolosodás során a Fe és az Al szervetlen komplexek alakjában vándorol lefelé. A kovasav a talaj szerves anyagaival is komplexet képezhet, főleg a humin- és a fulvosavakkal. Ez a reakció a kőzetek és ásványok mállásában játszik fontos szerepet, mert a huminsavak szilícium iránti nagy affinitása a kőzeteket és az ásványokat megbontja.

7.8. Szelén A talajok általában 0,02–2,0 mg/kg szelént tartalmaznak, a közép- és észak-európai talajok 1 mg/kg-nál kevesebbet. A szelén- a klór-, a bróm- és jódhoz hasonlóan – a tenger felől kerül a talajokba. A szelén különböző oxidációs fokú lehet: + 6 (szelenát: SeO42–), + 4 (szelenit: SeO32–), 0 (elemi szelén), és –2 (H2Se). Erősen oxidáló körülmények között – amelyek az arid és szemiarid területek humuszban szegény száraz talajaira jellemző-ek –, a szelén főként szelenát (SeO42–) alakban van jelen. Mérsékelten oxidáló körülmények között – amelyek a humid területek humuszos talajszintjeire jellemzőek –, a szelenit (SeO32–, HSeO3–) uralkodik. A talajkolloidok a szelenátokat csak kevéssé adszorbeálják, és szulfátok hatására könnyen deszorbeálódnak. A szelenitek ezzel szemben sokkal erősebben adszorbeálódnak, és a szulfátok vagy a kloridok alig képesek deszorbeálni őket, viszont a foszfátok igen nagy mértékben ki tudják szorítani az adszorpciós helyeikről a szeleniteket. A szelenitadszorpcióban Fe-, Al-oxidok és szerves anyagok játszanak szerepet.

7.9. Kobalt A talajokban – az anyakőzettől függően – 1–40 mg, leggyakrabban 5–15 mg Co/kg van. A kobalt vasban és mangánban gazdag szilikátokhoz kötődik, valamint vas- és mangánoxidokkal asszociált állapotban található. Az oxidok felületén adszorbeálva és az oxidok belsejébe zárva fordulhat elő, de oxidrácshoz is kapcsolódhat. Különösen a mangánoxidok lehetnek kobaltakkumulátorok. Terheletlen talajban, a mangánoxidokban 3400 mg Co/kg-ot is mértek. 6-os pH-érték fölött igen nagy az oxidok kobaltadszorpciója. A pH csökkenésével csökken az adszorpció mértéke is, és nő a kobalt oldhatósága és felvehetősége. PH-5 alatt a Co2+ -ionok dominálnak a talajoldatban. A pH emelkedésével nő az oldható szerves anyagok által komplex kötésbe vitt kobalt aránya, és pH-6 fölött eléri a 90%-ot.

7.10. Molibdén A molibdén a talajoldatban molibdát (MoO42–)-ion alakban fordul elő. Igen kis mennyiségben van jelen a talajban, de a növények is csak igen kis mennyiségben igénylik. A molibdátionnak igen sok, a foszfátionéhoz hasonló reakciója van. Erősen adszorbeálódik Fe- és Aloxihidroxidokon. A molibdén a lúgos tartományban oldhatóbb, mivel a molibdátion negatív töltésű. A molibdén

189 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

oldhatósága kb 10-szeresére nő, ha a pH egy egységgel emelkedik pH-7 fölött. Savanyúbb talajokban az oldhatóság egységnyi pH-emelkedés esetén 100-szorosára nő.

8. A trágyázás hatása a talajra A trágyaszerek – különösen ha huzamosan és nagy mennyiségben alkalmazzák őket – olykor kedvezőtlen változásokat idéznek elő a talajban. Az intenzív növénytermesztés trágyaszerek alkalmazása nélkül is – a gyökérlégzés hatására – fokozatosan savanyíthatja a talajokat. Ezt mutatja a 9.13. ábrán a kontrollparcella változása. Ehhez járulhat még napjainkban a jelentős savas ülepedés hatása is. A műtrágyák, különösen a NH4+ és a nitrogéntartalmúak, szintén hozzájárulhatnak a talajok savanyodásához. Rendszeres mésztrágyázással illetve alkalmankénti meszezéssel megállítható a pH-csökkenés. A műtrágyázás pH-t csökkentő hatása hátterében a Ca- és Mg-ionok szántott rétegből történő elmozdulása áll (9.14. ábra). A savanyodás fokozódásával párhuzamosan egyes toxikus mikroelemek oldható mennyisége is megnő a talajban. Az ábrázolt (9.14) esetben a gödöllői rozsdabarna erdőtalajon folytatott sokéves műtrágyázás eredményeként a mangán mennyisége növekedett meg kimutatható módon.

9.13. ábra - A környezeti hatások és a műtrágyázás savanyító hatásának alakulása 1972 és 1989 között

9.14. ábra - A talaj AL-oldható Ca-, Mg- és Mn-tartalma 14 évi műtrágyázás után

190 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

A nitrogénműtrágyák a talajba kerülve egyfelől a termesztett növények tápanyagául szolgálnak, másfelől a növények által fel nem vett nitrogénmennyiség további átalakulásokon mehet keresztül, illetve elmozdulhat a szántott rétegből. Az NH4+-ionok nitrifikálódnak, és NO3– -ionokká alakulnak, vagy szmektit tartalmú talajokban fixálódhatnak az agyagásvány rácsszerkezetében, illetve lúgos kémhatás esetén gáz alakban elillanhatnak a talajból. A mélyebb talajrétegekbe kerülő NO3– -ionok egyrészt elvesznek a gyökerek számára, másrészt továbbmosódhatnak a talajvízbe. A növekvő nitrogénműtrágya-adagok hatására a talaj mélyebb rétegeiben felhalmozódott NO3–-N mennyiségét a 9.15. ábra mutatja be.

9.15. ábra - 16 évi nitrogén-műtrágyázás hatása a talajszelvény nitrát-N-tartalmára

191 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

A foszforműtrágyák hatóanyaga a talajban fele-fele részben szerves, illetve szervetlen formában halmozódik fel. A szerves foszfátvegyületek elsősorban akkor szolgálnak a később termesztendő növények foszforforrásául, ha a szervetlen foszfátvegyületek csupán kismértékben hozzáférhetők. A foszfor a talajba jutva adszorbeált állapotba kerül, vagy az aktuális pH függvényében szervetlen foszfátvegyületeket képez. Semleges és lúgos közegben elsősorban különböző oldékonyságú kalcium-foszfátok képződnek, míg savanyú talajokban vas- és alumínium-foszfátok jönnek létre. Huzamos foszforműtrágyázás hatására jelentősen nőhet a talaj szántott rétegének foszfortartalma (9.16. ábra). A foszfátionok ugyanis kevéssé mozgékonyak a talajban, és felhalmozódnak a szántott rétegben. Csupán Hollandiában és Dániában, a közeli talajvíz esetében és rendszeres nagy adagú szervestrágyázáskor tapasztalták a foszfor talajvízbe jutását.

9.16. ábra - A talaj AL-oldható foszfortartalmának alakulása foszforműtrágyázás esetén és a foszforműtrágyázás szüneteltetésekor

évenkénti

Szuperfoszfát rendszeres használatakor nagy mennyiségben felhalmozódnak a talajban a műtrágyában ballasztanyagként jelen lévő CaSO4 szulfát-ion komponense. Mozgékonyságuk következtében a mélyebb talajrétegekbe is bemosódhatnak (9.17. ábra). Gyakran megnövekszik a talajok Cd-tartalma is rendszeres szuperfoszfát-trágyázás esetén.

9.17. ábra - 16 évi foszforműtrágyázással kijuttatott szulfát eloszlása a talajszelvényben

192 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

A káliumtartalmú műtrágyák hatóanyaga a talajba kerülve adszorbeálódik a kolloidok felületén, vagy a káluimkötő agyagásványokban fixálódik, esetleg laza talajokban a mélyebb talajrétegekbe mosódhat. A sokéves műtrágyázás során a talajban felhalmozódó káliumionok már nemcsak a szántott rétegben, hanem a mélyebb talajrétegekben is megtalálhatók (9.18. ábra).

9.18. ábra - A talaj AL-oldható káliumtartalmának alakulása a talajszelvény mélységében 14 éves kálium-műtrágyázás hatására

Tekintettel arra, hogy a mikroelemeket kis mennyiségben alkalmazzák trágyázáskor, nem fejtenek ki számottevő hatást a talaj tulajdonságaira. A kalcium- és magnéziumtrágyázás – mint korábban bemutattuk – a talaj pH-beállításának eszköze. A szerves trágyák rendszeres nagy adagú alkalmazásakor a kedvező hatások mellett szintén tapasztalható nitrátkimosódás és az említett foszfátelmozdulás is. Nagy C/N arányú növényi maradványok bedolgozásakor lép fel az ún. 193 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Növényi tápanyagok a talajban

pentozánhatás, amelynek eredményeként a talaj mikroszervezetei időlegesen nitráthiányt okoznak a talajban a termesztett növények számára.

194 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

10. fejezet - Talajképződési folyamatok A talaj jelenlegi tulajdonságai a kőzetből talajjá válás, majd a talajfejlődés során fellépő fizikai, kémiai és mikrobiológiai folyamatok hatására alakulnak ki. Így alakul ki a talajra jellemző rétegzettség, ami együttesen a talajszelvény viselkedését is megszabja. E folyamatok egymással összefonódva jelennek meg és fejtik ki hatásukat, ugyanakkor az egyik folyamat előfeltétele lehet a másiknak. A talajképződési folyamatok külső és belső hatásokra jönnek létre és rendszerint két egymással ellentétes folyamatpár pillanatnyi egyensúlyát jelentik. A folyamatok megjelenésük után felerősödnek, majd állandósulnak vagy elhalnak, de hatásuk a talajtulajdonságokra még ezután is fennmarad, így például a víz hatására fellépő rozsdásodás még akkor is felismerhető, ha maga a vízhatás már megszűnt. A folyamatok mindegyikéhez három feltétel szükséges: anyag, a folyamatot kiváltó hatás (energia), valamint idő.

1. A humuszosodás A humuszosodás folyamatában alakul ki a talajra jellemző szerves anyag, a humusz. Előzménye a talajra jutó szerves anyag átalakulása, majd bomlása, a bomlástermékeknek a talaj ásványi anyagával való keveredése és kapcsolódása. A humuszosodást befolyásoló tényezők: • a talajra és a talajba jutó szerves anyag mennyisége és minősége • a szerves anyag bomlásának feltételei, a bontást végző szervezetek milyensége és aktivitása • a bomlástermékekből keletkező új, a talajra jellemző anyagok • a humuszanyagok keveredése és kötődése a talaj ásványi anyagával. A talajra és a talajba jutó szerves anyag mennyisége a rajta élő növénytársulástól függ. A Föld különböző övezeteiben a növényzet más és más szervesanyag-termelésre képes, de a talajban felhalmozódott humusz mennyisége nem követi ezeket az arányokat, amint azt a 10.1. ábrán látjuk.

10.1. ábra - A növényi biomassza és a talaj szervesanyag-mennyisége a különböző ökoszisztémákban. Az oszlopok szélessége arányos az egyes biomok területi elterjedésével. Az oszlopokra írt számok a C-készletet jelentik petagramokban (Pg), a Föld egészére vonatkozóan. A = trópusi erdő, B = szavanna, C = mérsékelt égövi mezőség, D = mérsékelt égövi lombos erdő, E = boreális erdő, F = tundra. ANDERSON, 1991.

195 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképződési folyamatok

A talajba jutó és ott elbomló szerves anyag nemcsak mennyiségében különbözik a földrajzi övezetekben, hanem minőségében is. A fás növényzet nagy lignintartalma, valamint a csersavszármazékok nehezen bonthatók le, míg a cellulóz- és a hemicellulóz-tartalmú fűfélék szerves anyaga könnyebben bontható a mikroszervezetek által. A bontás irányára és sebességére hatása van a C/N aránynak is, ami a mezőségek növényzetében kedvezőbb. De a növények szerves anyagának összetétele nemcsak a növényfajtól függ, hanem a talajtól is, amelyen a növény díszlik. Saját vizsgálataink szerint az a tény, hogy ugyanazon fafaj savanyú talajon vagy meszes talajon nőtt, jelentős különbséget jelent az erdei alom CaO–MgO–K2O arányában. Bükk esetében savanyú talajon ez az arány 35–10–13 kg/ha, meszes talajon 46–7–10 kg/ha, míg tölgy (kocsánytalan tölgy) esetében 27–7–7 illetve 38–8–7 kg/ha. A talajba azonban nem csak az alomból jut szerves anyag. A növények életfolyamataik során különböző kis moltömegű szerves anyagokat választanak ki gyökereiken, amelyek nagy része savkarakterű. Például a kukorica 16 g/kg gyökértömeg mennyiségben választott ki savas váladékot egy 32 napos kísérlet folyamán. Hasonló értékeket kaptak árpa, búza és zöldségfélék esetében is, valamint a fás növények vizsgálatakor. Kis molekulájú szerves savak jutnak a talajba a talajlakó gombák tevékenysége folyamán is, elsősorban oxálsav. Különösen a patogén gombák tűnnek ki nagy oxálsavtermelésükkel. Vannak olyan gombák, amelyek 1 g gombafonal száraz anyagra számítva 1 g oxálsavat termelnek. A gyökérváladék és a gombák által termelt kis moltömegű szerves savak választéka ennél sokkal nagyobb, mert az oxálsav mellett nagyobb mennyiségű hangyasav, citromsav, tejsav, maleinsav is keletkezik. Ezek oldó- és komplexképző, esetenként pedig redukálóhatása a talajképződési folyamatokban igen jelentős. A talajban lejátszódó mikrobiológiai folyamatok jelentősége ennél sokkal nagyobb területen érvényesül. Sok esetben a folyamatok végterméke a szén-dioxid, amint az a 10.2. ábrán látható.

196 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképződési folyamatok

10.2. ábra - A talajba jutó szerves anyagok mikrobiális lebontásának szakaszai. Az ábrán feltüntetett B jelölés a talajban élő mikroszervezetek biomasszáját jelenti. STEVENSON, 1986.

A talajba jutó szerves anyagok mikrobális lebontásának szakaszai. Az ábrán feltüntetett B a talajban élő mikroszervezetek biomasszáját jelenti (Stevenson, 1986). Annak bemutatására, hogy a talajban élő mikroszervezetek tömege milyen jelentős, a 10.3. ábra szolgál.

10.3. ábra - A mikrobiális biomassza szerves-C-tartalma, mg ∙ g–1, illetve a mikrobiális, valamint a talaj szerves-C-tartalmának aránya %-ban, az USA egy agyagbemosódásos barna erdőtalajában, különböző növényállomány esetén. ELLERT és GREGORICH, 1996.

197 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképződési folyamatok

Annak következményeként, hogy a különböző övezetekben és ennek megfelelően a különböző talajok esetében a talajba jutó szerves anyag mennyisége és minősége is különböző, valamint az elbontását végző mikroszervezetek faji összetétele és tevékenysége is más, a humusz minőségében is jelentős különbségek vannak. Ennek a különbözőségnek az egyik jellemzője a különböző kémiai csoportokhoz tartozó szerves szénvegyületek aránya, amit a 10.4. ábrán mutatunk be néhány USA-beli talaj példáján.

10.4. ábra - A különböző kémiai kötésű szerves C megoszlása a 13C-NMR spektroszkópos vizsgálatok alapján, az USA néhány jellemző talajában. OADES et al. 1989. (1) fekete nyirok; (2) podzol; (3) savanyú trópusi talaj; (4) agyagbemosódásos b. e. t.; (5) karbonátos réti talaj; (6) mezőségi talaj; (7) láptalaj

Az ábrából látható, hogy míg az aromás kötésben levő C közel egyforma arányban szerepel mind a hét talajban, addig a karboxil-C a karbonátos réti talajban van a legnagyobb arányban, a szénhidrát-C a mezőségi talajra jellemző, míg az alifás kötésben levő C a trópusi, a podzol és a láptalaj jellemzője. A szerves szén különböző formában megjelenő alkotórészei a talajtulajdonságokra is különbözőképpen hatnak. További különbséget jelent a talaj szervesanyag-talajtulajdonságokra gyakorolt hatásában az, hogy ezek az 198 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképződési folyamatok

anyagok milyen kötésben vannak a humuszban. Így a legállandóbb a Ca-mal alkotott kötés, de hasonló stabilitást ad a hidrogénhidakon át kialakult agyagásvány–humusz kötés, ami különösen a szmektitekre jellemző. Ezek a kötések hozzák létre a legállandóbb szerkezetet és ennek következményeként a jó vízgazdálkodást. A humuszanyagok további sorsa és jellegzetessége a talajlakó állatok keverőhatásának következménye. A giliszták, a hangyák és a rovarálcák a talajban mozogva és táplálkozva intenzív keveredést idéznek elő a talaj szerves és az ásványi része között. Ennek következtében mélyül a humuszos szint, és a mélységgel változik a talajszelvény humusztartalma. További keverőtevékenységet folytatnak a talajlakó kisemlősök mint a vakond, a hörcsög, az ürge, a pocok, a cickány, de keveri a talaj humuszos rétegét a róka, a borz, a földi kutya, az üregi nyúl is. A humuszanyagok oldat alakban való mozgása a talaj-ban a mi mérsékelt égövi éghajlatunk alatt alárendelt szerepet játszik, de humid éghajlat alatt a podzolos és a trópusi talajokban nagyobb szerephez jut. Mint minden anyagátalakulási folyamatnak, a humuszosodásnak is fontos feltétele a rendelkezésre álló idő. Ahhoz, hogy egyensúlyba jussanak a talaj szerves anyagának építését és bontását végző folyamatok, ezalatt pedig kialakuljon az adott talajra és termőhelyre jellemző humusz, időre, esetenként több száz vagy ezer évre van szükség. A 10.5. ábrán bemutatjuk egy folyó öntésterületén, a különböző korú elöntéseken kialakult humusz mennyiségét.

10.5. ábra - A szénfelhalmozódás időbeni alakulása a Tanana folyó (USA) árterületén fekvő öntéstalajokban. VAN CLEVE et al. 1993.

199 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképződési folyamatok

Amint a 10.5. ábrán látható az öntésiszap szervesszén-tartalma kezdetben gyorsan nő, és közel 200 év alatt a kezdeti állapot hatszorosát éri el. Azonban már ezen a rövid szakaszon is látható a folyamat intenzitásának a csökkenése, ami később még jelentősebb lesz, majd állandósul a humusztartalom. A humusz korának meghatározását a szénizotóparány mérése is lehetővé teszi. A 10.1. és 10.2. táblázatokban közölt adatok két tényt igazolnak: a kémiailag elválasztható humuszfrakciók kora között jelentős különbség 200 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképződési folyamatok

lehet, de ez nem jelenti azt, hogy a kémiailag könnyebben mobilizálható humuszanyagok a fiatalabbak és a nehezen oldhatók az idősebbek. Kiderül e táblázat adataiból az is, hogy az ugyanazon talajszelvény különböző rétegeiben található humuszanyagok kora is igen különböző lehet.

10.1. táblázat - A kurszki csernozjom egyes rétegeiben található szerves anyag kora (Arszlanov és Geraszimov szerint Mélység, cm

Kor, év

10–20

1860 ± 80

50–60

2970 ± 110

70–80

4020 ± 90

120–130

6100 ± 200

140–150

6700 ± 100

10.2. táblázat - NSZK-beli talajok humuszfrakcióinak kora években (Scharpenseel adatai szerint) Frakciók

Csernozjom

Podzol

Fulvosav

1800 ± 60

2930 ± 40

Himatomelánsav

1390 ± 70

1580 ± 80

Barna huminsav

4890 ± 50

2530 ± 60

Szürke huminsav

2910 ± 80

2980 ± 70

Humin

2810 ± 60

2850 ± 70

A humusztartalom időbeni változásához hozzátartozik az is, hogy ha egy mezőséget szántóföldi művelésbe vesznek, akkor a humusztartalom a felére csökken, és ugyanígy változik a humusz, ha egy erdőt kivágnak, és azt nem követi újratelepítés vagy felújulás. A humuszosodás folyamatát összefoglalva a következő körülmények hatását kell figyelembe venni: a talajra jutó szerves anyag mennyisége, minősége; a bontást végző mikroszervezetek faja és tevékenysége; a keletkezett humusz kémiai összetétele; a szerves-ásványi kötések jellege; a humuszanyagok keverését végző talajlakó állatok tevékenysége.

2. A mállás Mint talajképző folyamat már szerepelt a 4. fejezetben tárgyalt anyagban. A mállás folyamatának megismerése nélkül nem válik érthetővé a talaj ásványi anyaga, de nem érthetők meg azok a változások sem, amelyek a már kialakult talajban végbemennek. Talán a legmegfelelőbb közelítés e kérdéskörhöz az, ha a mállást a talajképző kőzet talajjá válása kezdetének, ugyanakkor a talajban végbemenő mállást a talajképződési folyamatok egyik lényeges tényezőjének tartjuk, melynek nagy szerepe van a talajtulajdonságok kialakulásában. Míg az első szakaszt a kőzetből származó elsődleges ásványok másodlagos ásványokká alakulása jelenti, a második szakaszt a már kialakult másodlagos ásványok tovább bomlása és szintézise képezi. Mivel mindkét folyamatot tárgyaltuk már az ásványi rész ismertetésénél, itt csak azt kívánjuk kiemelni, hogy ahogy a szerves anyag átalakulása útján jönnek létre az oly fontos szerves kolloidok, úgy a mállás eredményezi az ásványi kolloidok képződését, és ez szabja meg minőségüket is. 201 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképződési folyamatok

3. A kilúgozás Tulajdonképpen a mállás következménye, illetve velejárója. A mállás folyamán a bomlástermékek egy része újraegyesül, és új ásványt alkotva a talajban marad, míg más részük oldhatóvá válik és eltávozik a talajszelvényből. Ezt az igen sokrétű folyamatot a talajtan önkényesen két részre osztja. A szénsavas mésznél vízben könnyebben vagy azzal azonos mértékben oldódó anyagok talajszelvényből, vagy csak valamely szintjéből történő kimosódását nevezzük kilúgozásnak, míg a vízben ennél nehezebben oldódó anyagok kimosódását már más talajképző folyamat részének tekintjük. A kilúgozás előfeltétele a lefelé áramló talajoldat, valamint az oldható anyagok jelenléte vagy keletkezése. Szükséges még a megfelelő közeg: a megfelelő kémhatás és a redoxi viszonyok. De a kilúgozással sok esetben együttjár a már oldott anyagok kicsapódása, felhalmozódási szintek kialakulása, ezért ezt is a kilúgozási folyamat részének tekintjük. A kilúgozás tehát függ a csapadék mennyiségétől, az evapotranszspiráció mértékétől; e kettő szabja meg a talajban lefelé irányuló nedvességmozgás intenzitását, függ a jelen lévő és a vízben oldott CO 2 mennyiségétől, valamint a savas légköri ülepedéssel érkező SO2 és NOx mértékétől. Hatással van a kilúgozásra a savas gyökérváladékok mennyisége is, csakúgy, mint az alombomlásból származó szerves savak. De szabályozza a kilúgozás folyamatát a talajon élő növényzet vízfelhasználása is. Míg a lágy szárú növényzet gyökérzete a felszín közelében képezi a nagyobb tömeget, ezért a vízfelvétel is a felső talajszintekből történik, a fás növények nagy része mélyen gyökerezik, ezért a vízfelvétel 60 és 100 cm között erőteljes. Ennek következtében a nyári szárazabb időszakokban a gyökerek szívóhatása visszafordítja a lefelé áramló talajnedvességet, és a gyökérzónában töményíti be. A kilúgozás folyamatában az alkáli fémek, valamint az alkáli földfémek ionjai válnak szabaddá a mállás során, és ezeket kötik meg sót képezve a savas CO 2, valamint a szerves savak és a savkarakterű anyagok. Ha a talajoldatok betöményednek, az oldhatósággal fordított sorrendben válnak ki a sók, míg a jobban oldódók tovább mosódnak lefelé. Így csapódik ki a betöményedő talajoldatból a dolomit, a kalcit – attól függően, hogy milyen az oldatban a Ca/Mg arány. A kilúgozás mértékét csökkenti, ha a felszínre Ca- vagy Mg-ion jut a szálló porból, a növényzet által felvett, majd kiválasztott vagy az alom ásványosodása után felszabadult alkáli- és alkáliföldfém-ionokból. A kilúgozás eredménye a karbonátok kimosódása a felső talajszintekből, majd a mélyebb szintekben vagy a talajképző kőzetben való felhalmozódása. A kilúgozás folyamatának igazolását az egyes szintek karbonáttartalmának meghatározásával vagy a helyszínen sósavas lecseppentéssel végezhetjük el. A kilúgozás folyamatában nemcsak a karbonátok és hidrogén-karbonátok válnak mozgékonnyá, hanem a kovasav is mobilizálódhat. Ez utóbbi a talajoldatban jelen levő kálium- és magnéziumionokkal másodlagos alumíniumszilikátokat képezhet, vagy a szénsavas mészkicsapódásokat cementálja össze.

4. Az agyagosodás Az agyagosodás folyamatában felgyorsul az elsődleges szilikátásványok átalakulása, illetve bomlása, és másodlagos ásványok képződnek belőlük. Ennek hatására a talajszelvényben több az agyag, mint a talajképző kőzetben, mert a másodlagos ásványok nagy része az agyagfrakcióba tartozik mérete alapján. A kilúgozás lényegesen felgyorsítja az agyagosodás folyamatát, mert a karbonátmentes szintek kémhatása savassá válik, ezért a kilúgozást az agyagosodás előfutárjának tekinthetjük. Az agyagosodás kolloidméretű kristályos, vagy amorf ásványok képződését eredményezi. A mállás ismertetése során már utaltunk arra, hogy az agyagfrakció kristályos fázisa nagyrészt agyagásványokból áll, melyet vasvagy alumínium-oxidhidrátok kísérnek. Az amorf rész tág határok között változó arányban tartalmaz kovasavból és vas-, valamint alumínium-oxidhidrátokból álló elegyeket, így allofánokat vagy imogolitot. Az agyagosodás folyamatának hatása az elsődleges ásványoknak – a talajképző kőzetben észlelt arányához képest – csökkenését jelenti. Ezzel arányosan nő a talajszintek agyagtartalma. Ha a folyamat számszerűségét kívánjuk kiszámítani, azt csak a karbonátmentes talajtömegre való átszámítás útján tehetjük. A karbonátok kilúgozódása és felhalmozódása ugyanis eltorzítja az egyes szintek tömegviszonyait. Az agyagmérlegek adatai szerint az 1 m2 felszín alatt fekvő talajban az agyagosodás 50 és 200 kg agyagtöbbletet mutatott. Abban az esetben, amikor az agyagosodást az agyagszétesés követi, az agyagmérleg negatív eredményhez is vezethet, mert a kőzet agyagtartalma, valamint a kezdetben képződött agyag elbomlik, és a bomlástermékek kimosódnak a talajszelvényből. 202 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképződési folyamatok

Az agyagosodás folyamatának jellemzésére bemutatjuk egy barnaföld szelvényének ásványi összetételét a talaj teljes anyagára és a leiszapolt agyagfrakcióra vonatkozóan (10.6. ábra).

10.6. ábra - Egy, az agyagosodás folyamatával jellemezhető barna föld szelvényének ásványi összetétele a talaj teljes anyagára, valamint a szintekből leiszapolt agyagfrakciókra vonatkozóan

Az ábrán látható az A és B szint egyenletes agyagosodása és bennük az agyagos rész talajképző kőzethez viszonyított felhalmozódása, valamint az A és B szint agyagásványainak hasonlósága.

5. Az agyagbemosódás Az agyagbemosódás folyamatában a felső talajszintek, vagyis az A szintek agyagtartalma lényeges változás nélkül levándorol az alatta fekvő, vagyis a B szintbe. Mivel a folyamat mind savas, mind lúgos közegben lejátszódhat, a két jelenséget külön-külön tárgyaljuk. Savas, vagyis karbonátmentes közegben az agyag peptizációját az alombomlásból származó szerves anyagok váltják ki. Az A szintben elmozdult agyag a B szintben halmozódik fel, kitöltve annak pórusait, bevonva a talaj szerkezeti elemeinek felületét. A kicsapódás oka részben a peptizáló szerves anyag mikrobiális elbontása, részben a megváltozott kémiai környezet, úgymint a kevésbé savas pH, a valamivel töményebb és nagyobb kalciumtartalmú talajoldat. A folyamat helyszíni felismerését segíti az A és B szintek agyagtartalmában észlelhető különbség, valamint a szerkezeti elemek felületén fellépő agyaghártya. Segíti továbbá a folyamat helyszíni felismerését az A szint világos, fakó színe (a B szint sötétebb, barnás vagy vörösesbarna árnyalatú). Pontosabb meghatározását segítik a laboratóriumi vizsgálatok, például a vékony csiszolatok mikroszkópos vizsgálata, az agyagos rész teljes kémiai elemzése, valamint a szemcseösszetétel szintenkénti meghatározása. A vékony csiszolatok segítségével felismerhetők az agyaghártyák, és a vizsgált felületen észlelt részarányukból megállapítható a gyakoriságuk. A szintekből leiszapolt agyagos rész teljes elemzése a 203 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképződési folyamatok

molekuláris viszonyszám kiszámításával igazolhatja, hogy az agyagos rész a bemosódás folyamán valóban nem változott meg. Az egyes szintek szemcseösszetétele alapján kiszámíthatjuk a „textúradifferenciálódási hányadost” (B szint agyag-%: A szint agyag-%). Ha valóban csak agyagbemosódás játszódott le, akkor ez az érték kisebb mint 1,2. Ha ezen túlmenően az egyes szintek ásványi összetételét és a leiszapolt agyagos rész agyagásvány-összetételét is meghatározzuk, akkor azt tapasztaljuk, hogy egyes esetekben van különbség az agyagásványok egymás közötti arányában. Ez abból következik, hogy az A szintben a peptizáció folyamán a szmektitek könnyebben mobilizálódnak, mint az illit. Ennek következményeként az A szintben nagyobb lesz a viszonylagos illitarány, míg a B szintben a szmektitek viszonylagos mennyisége nő meg, anélkül, hogy az ásványok megbomlanának vagy átalakulnának (lásd 10.7. ábra).

10.7. ábra - Egy agyagbemosódásos barna erdőtalaj ásványi összetétele a teljes talajban, valamint a leiszapolt agyagfrakcióban

Mint azt a fejezet elején említettük, az agyag vándorlása nemcsak a savanyú erdőtalajokban, hanem lúgos közegben, vagyis a szikes talajokban is felléphet. A rétiszolonyec-szelvényekben a kilúgozási A szint ugyanúgy elszegényedik kolloidokban, és a felhalmozódási B szint ugyanúgy gazdagodik agyagásványokban, mint az erdőtalajokban. Ennek igazolására bemutatjuk a 10.8. ábrát, melyen egy rétiszolonyec-szelvény ásványi összetételét adjuk meg.

10.8. ábra - Egy réti szolonyec szelvényének ásványi összetétele a teljes talajban, valamint a leiszapolt agyagfrakcióban

204 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképződési folyamatok

A szikes talajok agyagbemosódási folyamatát elárulja az A szint fakó, világosabb, („egérszürke”) színe, valamint a B szint sötétebb, barnásfekete árnyalata, nagyobb agyagtartalma, valamint rendszerint oszlopos szerkezete. Ez utóbbi a sok duzzadó agyagásvány jelenlétének, az erőteljes duzzadásnak/zsugorodásnak köszönheti kialakulását és fennmaradását. A kilúgozási szint mind a savanyú, mind a lúgos közegben bekövetkezett agyagbemosódás hatására azért fakul ki, mert az elsődleges ásványszemcsék, amelyeknek nagy része kvarc, levetve sötétebb színű kolloidköpenyét, eredeti világosabb színével szabja meg a szint színét.

6. Az agyag szétesése, a podzolosodás és a szologyosodás E folyamat annak következménye, hogy az alom felől folyamatosan érkeznek a savas szerves anyagok, és ezek az A szintben kolloidszegény talajanyagra hatnak, ezért hatásuk már nemcsak a kolloidok diszpergálásában és peptizálásában érvényesül, hanem megtámadva az agyagásványokat azok alkotóelemeikre való szétesését váltják ki. Azt azonban hozzá kell tenni, hogy itt nem egy egyenletes, hanem fokozódó hatással állunk szemben, mert a talaj savanyodásával megváltozik a rajta díszlő növénytakaró is, amely nemcsak savanyúságtűrő, hanem fokozottan savanyúságtermelő is. Ahogyan a kilúgozás, az agyagosodás, majd az agyagbemosódás folyamata halad előre, úgy válik a savanyúságot előidéző alom összetétele is mind savanyúbbá az erdők talaján. Ez az erős savanyodás textúradifferenciálódás hatására társul az A szintben fellépő váltakozó redukció és oxidáció folyamatával, ami tovább fokozza a savanyúságot és az agyagásványok szétesését. A bomlás termékei közül a kovasav többnyire helyben marad, míg a vas és az alumínium ionos vagy komplex kötésben levándorol a felhalmozódási, azaz a B szintbe. Ott kicsapódnak a vas-, valamint alumíniumoxidhidrátok, és amorf vagy gyengén kristályos formában kiválnak. Ezért a podzolosodás kémiai felismerésének módja a frissen kicsapott, ezért könnyen oldható vas- és alumíniumvegyületek kimutatása, meghatározása. Erre az oxalát oldhatóvas- és alumínium-meghatározásának módszerét, a Tamm-módszert használjuk.

205 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképződési folyamatok

A podzolosodás folyamata felismerhető a helyszíni vizsgálat alapján az erős textúradifferenciálódás, az A szint piszkosfehér színe és a B szint vörösesbarna vagy barnásfekete színe segítségével. A podzolos talajokban felismerhetők a vas vegyértékváltásának jegyei, elsősorban a vaskiválások porló vagy erezett formái. A kémiai és az ásványtani vizsgálatok adatai erőteljes savasodást, az ásványi rész pedig az agyagtartalom összetételében is jelentős különbséget mutat az A és a B szint között. Mind a teljes kémiai elemzés, mind a röntgendiffrakciós ásványvizsgálatok igazolják az agyagszétesés folyamatát. Az A szint agyagos részében a teljes kémiai elemzés adataiból számított molekuláris viszonyszámok

jóval nagyobbak, mint a B szint agyagfrakciója esetében. Az A szint ásványai között az elsődleges ásványok mennyisége a kvarc kivételével csökkent, kevés a másodlagos ásvány, míg a B szintben több az elsődleges szilikát, emellett amorf és kristályos vas valamint alumínium mutatható ki. Az agyagásványok szétesése nemcsak savas közegben mehet végbe, hanem lúgosban is. Ebben az esetben a szikesek felszínén és részben az A szintben is frissen kicsapódott kovasav mutatható ki. Erről az 5%-os KOHban oldható kovasav mennyisége ad információt. A szikes talajok agyagásványainak szétesését szologyosodásnak nevezzük, mely folyamat a felszín kifehéredésével, az A szint porszerű fehér kovasavtól származó tarkaságával jelentkezik.

7. A kovárványosodás A homokon kialakult talajok jellemző folyamata. Lényege, hogy a homokban mint xerogélben a lefelé mozgó híg talajoldatokból kicsapódó anyagok nem összefüggő felhalmozódási szintet hoznak létre, hanem egymás alatt ismétlődő rétegeket. Ennek oka a kolloidikában Liesegang-jelenség néven ismert folyamat, vagy ahogy ma értelmezzük, a kémiai hullámok jelensége. A folyamat feltétele a híg talajoldatok gyors diffúziója, amit a homokszemcse-összetétel biztosít, a gyengén vagy erősebben savanyú közeg és az oxidatív viszonyok. Ennek következtében kovárványosodás csak ott léphet fel, ahol a homok 10%-nál kevesebb leiszapolható részt tartalmaz, nem karbonátos és nem glejes. A réteges felhalmozódási szint kialakulása lehet mind az agyagbemosódásos erdőtalajokban képződő agyagvándorlás, mind a podzolos talajokban kicsapódó vas- és alumínium-oxidhidrátok kiválásának következménye. Ha a homokban nincs rétegzettség, az ismétlődő kovárványcsíkok egymástól való távolsága és a csíkok vastagsága kizárólag a mozgó talajoldatok töménységétől és a diffúzió sebességétől függ. Ilyen esetben a 2–3 cm vastag vörösbarna csíkok egymástól 15–20 cm-re ismétlődnek a talajszelvényben. A csíkozott talajszelvény vastagsága 1–2 m, de lehet 4 m is. Ha a homokban kissé iszaposabb vagy tömődőttebb homokcsíkok vannak, a kovárványcsíkok ezekhez kötődnek. Ha a homokot a periglaciális időszakban krioturbáció érte, ami a tömődött vagy iszapos csíkokat kimozdította eredeti helyükből, a kovárványcsíkok lefutása a fagyváltozékonyság által okozott formákat követi. Így jönnek létre a zsák vagy üst alakú kovárványcsíkok. Gyengén löszös homokokban a finom frakció aránya szerint mind közelebb képződnek a csíkok és mind vastagabbak, majd egy határon túl a felhalmozódási szint összefüggő réteget alkot.

8. A glejesedés A levegőtlenség következményeként fellépő redukció hatására megy végbe. Szemmel láthatóvá a vas vegyértékváltása válik. Mind a szervetlen, mind a szerves anyagok redukciója lejátszódik a talajban, de azokkal nem jár oly mértékű színváltozás. A glejesedés elindulhat a talajvíz felől és a felszíni vízborítás irányából egyaránt, sőt bekövetkezhet a talajszelvényben kialakult tömődött és vízzáró felhalmozódási szintek felett is. A redukciót jelző kékesszürkés glejszinteket rendszerint kíséri a rozsdás szint is, az időleges oxidáció hatására. A redukciót kémiai reakciók és mikrobiológiai folyamatok egyaránt kiválthatják, sőt a vasbaktériumok energiaforrása a vas vegyértékváltásából adódik. A vas mellett a redoxi folyamatok kiterjednek a nitrogénvegyületekre, a mangánionokra és a kénvegyületekre is.

206 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajképződési folyamatok

A helyszíni talajvizsgálatokban a glejesedést vörös vérlúgsó 1%-os oldatával tudjuk kimutatni az erőteljes kék színeződéssel járó reakció segítségével. Jellegzetes glejreagens az alfa-alfa-dipiridil, mely a kétértékű vassal erős rózsaszín színeződést ad.

9. A szikesedés A szikesedés folyamata az adszorpciós viszonyok olyan változását jelenti, melyben a talajkolloidok felületén kötött kationok között megnő a nátriumionok mennyisége és aránya. Ha a kicserélhető kationok arányán belül, a nátrium eléri az S-értéknek 15%-át, általában megjelennek a kedvezőtlen talajfizikai tulajdonságok, mint a rossz vízáteresztés, a nagy holtvíztartalom, az erős duzzadóképesség és az elfolyósodás, a peptizáció. De nemcsak a nátriumionok adszorbciója vált ki kedvezőtlen talajfizikai viselkedést, hanem a magnéziumé is, ez esetben a határérték az S-érték 30%-a. A kedvezőtlen tulajdonságok fellépését befolyásolja az agyagfrakcióban található agyagásványok minősége is. Általában kimondható, hogy a nagy szmektittartalmú talajok már kisebb NaS%-értéken mutatnak kedvezőtlen fizikai viselkedést, mint az illit domináns talajok. A kicserélhetőnátrium-tartalom megnövekedése a talajoldatban megjelenő sók menynyiségére és minőségére vezethető vissza. Ha a talajvízből vagy a felszíni vizekből talajoldatba jutott betöményedő sók sok nátriumot és/vagy magnéziumot tartalmaznak, szikesedést váltanak ki. Ezért kell figyelemmel kísérni az öntözővíz minőségét vagy a sós talajvíz szintjének megemelkedését.

10. A láposodás A talajképződési folyamatok speciális esete, amikor a talajképződés állandó, vagy az év nagy részében fennálló vízborítás alatt játszódik le. A víz alatt a vízi növényzet maradványai kizárólag levegőtlen körülmények között bomlanak le. Ebből következik, hogy a bomlástermékek alapvetően különböznek a szárazföldi bomlásterméktől, a humusztól. A vízi növényzet összetétele is különbözik a száraz térségeken termett növényi társulások szerves anyagától. Az anaerob bomlás által termelt szerves anyag, a tőzeg a bomlás mértéke szerint három fokozatba sorolható, a nyers tőzeg, a vegyes és a szuroktőzeg fokozatokba. Ezek megkülönböztetése a növényi szövetek fennmaradása szerint történhet. A nyers tőzeg vagy szalmás tőzeg túlnyomórészt rostos növényi részek kevéssé átalakult maradványaiból áll, míg a szuroktőzegben már nincsenek szemmel látható növényi részek, hanem az egész szerves anyag feketés, átalakult szervesanyag-tömeggé változott. A tőzegréteg szervesanyag-tartalma 60– 80% is lehet. A láposodás folyamata azonban eredményezhet kisebb szervesanyag-tartalmú terméket is, ezt kotunak nevezzük. A lápok nagy részét az ember lecsapolta, majd ennek hatására megindult a tőzeganyag mennyiségének csökkenése. A kiszáradt tőzeganyagot részben elfújja a szél, részben az aerób körülmények között megindul a tőzeg szerves anyagának kémiai és mikrobiológiai bomlása. A láposodás mint anaerob folyamat metánképződéshez vezet, ami öngyulladás esetén „lidércfény”-ként ismert. Az állandóan nedves tőzeg pedig záptojásszagú, ami a kénvegyületekből képződött kénhidrogén jelenlétére utal. A magyarországi tőzeglápok anyagában gyakran találhatók vízi csigák héjai, amelyek a lassú bomlás útján szénsavas mészből álló anyagukból kalciumot visznek oldatba. Ezek a sikláptőzegek semlegesek vagy gyengén lúgos kémhatásúak. A láp másik formája a tőzegmohák anyagából képződik; ez mind a kiindulási szerves anyag tekintetében, mind a bomlás feltételeit illetően eltér a síklápokon lejátszódó folyamatoktól. A tőzegmohák anyaga alulról itatódik át vízzel és bomlik el ugyancsak anaerob körülmények között. Általában a mohatőzeg savas kémhatású, és kevés ásványi anyagot tartalmaz. A kertészeti földkeverékeknek mindkét tőzegféleség fontos alkotórésze.

207 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

11. fejezet - A talajok osztályozása Magyarország talajtakarója igen tarka, sokrétű, ami a talajok gazdasági értékében is érvényre jut. Ezért különösen fontos, hogy a mezőgazdaság fejlesztésének lehetőségét vizsgálva, lehetőleg pontos, a tudomány mai álláspontjának megfelelő és a gyakorlati igényeket a lehető legjobban kielégítő ismereteket szerezzük a talajról mint a mezőgazdasági termelés eszközéről. A talajok megismerésének, tulajdonságaik sokoldalú feltárásának előfeltétele a rendszerezésük, mert a helyesen megválasztott talajosztályozási rendszer megkönnyíti a sokféle talaj áttekintését, összehasonlítását és egyben megkülönböztetését. A természettudományos rendszerzésnek, amely mind az elméleti, mind a gyakorlati igényeket a legjobban elégíti ki, magából a talajból kell kiindulnia, és a talaj egészét kell tekintetbe vennie. Nem korlátozódhat tehát valamely kiragadott, esetleg pillanatnyilag fontosnak tűnő talajtulajdonságra. A természettudományi alapokon nyugvó talajosztályozási rendszert genetikai és talajföldrajzi osztályozási rendszernek nevezzük. Azért genetikai, mert a talajokat fejlődésükben vizsgálja, és a fejlődés egyes szakaszai a típusok alkotják az osztályozás egységeit. Azért talajföldrajzi, mert a földrajzi törvényszerűségeket szem előtt tartva egyesíti a típusokat a főtípusokban. Hangsúlyoznunk kell, hogy a talaj minden tulajdonsága a talajfejlődés eredménye, legyen az fizikai, kémiai vagy biológiai jellegű, ezért mindezek összessége jellemzi és határozza meg a talaj típusát, valamint alacsonyabb osztályozási egységeit. A genetikai talajosztályozás keretén belül különböző szinteket választunk el, amelyek alapján a talajokat főtípusokba, típusokba, altípusokba, változatokba, helyi változatokba és talajcsoportokba rendszerezzük. Munkánk célkitűzése és részletessége szabja meg, hogy milyen szintet választunk, vagyis az osztályozásban milyen részletességet követelünk meg.

1. Az osztályozás alapja Az egyes osztályozási egységek elhatárolásának alapja a talajon magán felismerhető jelenségek segítségével megállapított folyamattársulás, amely a talaj kialakulása óta fellépő anyag- és energiaátalakulási folyamatok összességét foglalja magában. Ha tehát helyesen osztályozzuk a talajt, akkor megnevezésével minden tulajdonságát egyszerre jellemezzük. A folyamat társuláson belüli szerepe és erőssége is kifejezésre jut a talajrendszerben, azonban ennek tárgyalása előtt magukkal a folyamatokkal kell részletesen foglalkoznunk, hogy szerepüket, hatásukat megérthessük. A talajban lejátszódó folyamatok ellentétpárokat alkotnak, melyek egymással dinamikus egyensúlyban vannak. Ez az egyensúly eltolódhat egyik vagy másik folyamat javára. Az eltolódás lehet periódusos, hosszabb vagy rövidebb szakaszos, de lehet állandó is. A talajban lejátszódó folyamatok fizikai vagy kémiai folyamatok, nagy részük mozgatórugója azonban a talajon és a talajban élő lények tevékenysége, vagyis biológiai folyamat. Néhány fontosabb folyamatpárt megnevezve megkíséreljük ezek szerepét és hatását felvázolni. A talajban ható folyamatpárok:

a szerves felhalmozódása

anyag – a szerves anyag elbomlása,

a talaj benedvesedése

– a talaj kiszáradása,

kilúgozás

– sófelhalmozódás,

agyagosodás

– agyagszétesés (podzolosodás),

agyagvándorlás (lessivage) – agyagkicsapódás,

208 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajok osztályozása

oxidáció

– redukció,

savanyodás

– lúgosodás,

szerkezetképződés

– szerkezetromlás,

talajerózió

– talajborítás (szedimentáció).

Nem állítjuk, hogy ezzel az összes lehetséges és a talajképződésben szerepet játszó folyamatpárt kiemeltük, mert ismeretes, hogy az említetteken kívül a talaj felmelegedése–lehűlése, duzzadása–zsugorodása és egyéb folyamatpárok is hatnak a talajra, de úgy véljük, hogy első megközelítésben elegendő a felsorolt folyamatpárok hatását vizsgálnunk, hogy a talaj termékenységét döntően befolyásoló, ezért az osztályozás alapját képező jelenségeket megérthessük (11.1. ábra).

11.1. ábra - A talajban időben és térben lejátszódó elem- és anyagmozgás folyamatai. FÜLEKY, 1988 után. a = humuszosodás; b = kilúgozás; c = agyagosodás (FP = földpát, Cs = csillám) d = agyagbemosódás; e = agyagszétesés; f = kovárványosodás; g = glejesedés; h = szikesedés; i = láposodás.

209 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajok osztályozása

210 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajok osztályozása

E folyamatok a talajfejlődés folyamán egymáshoz kapcsolódnak és folyamattársulásokat alkotnak. A talajosztályozás alapját képező talajtípust tehát a folyamatok társulása jellemzi. Talajtípus. A típusba mint rendszertani egységbe azokat a talajokat soroljuk, amelyek hasonló környezeti tényezők együttes hatására alakultak ki, a talajfejlődés folyamán hasonló fejlődési állapotot értek el, és egyazon folyamattársulás által jellemezhetők. Ezért minden lényeges, a talaj termékenységét megszabó tulajdonságuk is hasonló. Főtípus. A talajosztályozási rendszer magasabb egységét, a főtípust a rokon típusok egyesítésével alkotjuk meg. Ebben már jelentős szerephez jut a földrajzi szemlélet, mely a hasonló földrajzi környezet hatását hivatott kifejezésre juttatni. Altípus. Meghatározásakor a típusra jellemző folyamattársulás keretén belül az egyes folyamatok erőssége szolgáltat alapot a besoroláshoz. Ugyanígy osztályozzuk a talajokat a változat és az alacsonyabb rendszertani szinteken. Mindenkor azokat a jellegeket, folyamatokat és ezek erősségét vesszük alapul, amelyek az adott talajtípus termékenysége tekintetében a legnagyobb befolyást gyakorolják.

2. A talaj fejlődése A talajban lejátszódó folyamatok nem függetlenek egymástól. A legtöbb esetben kölcsönhatás, okozati összefüggés ismerhető fel közöttük, éppen ezért társulásuk és nem külön-külön való szerepük jellemző a talaj termékenységére. A folyamatok a talajfejlődés folyamán törvényszerű sorrendben jelennek meg, egymásnak mintegy előfeltételét képezve. Így előz meg például az erdőtalajokon minden más folyamatot a humuszosodás (vagyis a szervesanyag-felhalmozódás és -bomlás során kialakult egyensúly), amelyhez a kilúgozás társul, majd azt az agyagosodás, az agyagvándorlás, esetleg az agyagszétesés vagy a redukció követi (11.2. ábra).

11.2. ábra - Az egyes talajdinamikai folyamatok sorrendje és társulása a löszön kialakult erdőtalajok fejlődése folyamán

Ezzel a sorrenddel párhuzamosan erősödik a talaj savanyodása is, amely az egyes folyamatok következménye, pl. a humuszosodásnak és a kilúgozásnak, vagy oka pl. az agyagvándorlásnak, az agyagszétesésnek, melyek viszont a redukciót vonják maguk után. Ez azonban nem jelenti azt, hogy a folyamatok fellépésének mind a 211 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajok osztályozása

sorrendje, mind az időpontja előre meghatározott. A fejlődés iránya és a folyamatok sorrendje a talajképző tényezők, a természeti viszonyok összhatásától függ. A társulások kialakulása folyamán láthatjuk azt is, hogy az előfeltételtképező folyamatok nem szűnnek meg az új folyamat fellépése után, hanem tovább fejlődnek, hatnak a talaj tulajdonságainak kialakulására és fejlődésére. Ugyanakkor a meginduló új folyamat, mintegy rátelepülve az előfeltételét képező folyamatra, először rohamosan erősödik, majd hatása állandósul, és így lehetőséget ad újabb folyamatok társulásba való bekapcsolódására. A mezőgazdasági termelés intenzitásának növekedésével együtt járnak a jelenkori talajképződési folyamatok. Ezek az öntözés, a lecsapolás, a kémiai talajjavítás, az erőteljes és évenként ismétlődő trágyázás hatására lépnek föl. Mindaddig csak az alacsonyabb osztályozási egységekbe való soroláskor vesszük ezeket figyelembe, amíg a talajon olyan jelentős változások nem lépnek fel, amelyek már a magasabb osztályozási egységek határértékeit is meghaladják.A jelenkori talajképződési folyamatok ismerete és a tudatos irányításuk igen fontos, mert a talajok termékenységét és hasznosíthatóságát nagymértékben megszabhatják. A genetikai és a talajföldrajzi osztályozási rendszer (11.1. táblázat) alapján a hazai talajokat a főtípusok szerint tárgyaljuk a továbbiakban.

11.1. táblázat - Magyarország talajainak genetikai és talajföldrajzi osztályozási rendszere Főtípus Váztalajok

Típus

Altípus

köves, sziklás váztalaj

–

kavicsos váztalaj

–

földes kopár

karbonátos nem karbonátos

futóhomok

karbonátos nem karbonátos lepelhomok

humuszos homok

karbonátos nem karbonátos kétrétegű

Kőzethatású talajok

humuszkarbonát-talaj

–

rendzina

fekete barna vörös agyagos rendzina

fekete nyirok

–

ranker

–

Közép- és délkeletkarbonátmaradványos európai barna erdőtalajok barna erdőtalaj

–

212 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajok osztályozása

csernozjom barna erdőtalaj

csernozjom jellegű barna erdőtalaj típusos csernozjom barna erdőtalaj erdőmaradványos csernozjom

barnaföld

típusos visszameszeződött mélyben kovárványos

agyagbemosódásos barna gyengén podzolos erdőtalaj típusos mélyben kovárványos podzolos barna erdőtalaj erősen podzolos közepesen podzolos mélyben kovárványos pangó vizes barna erdőtalaj

podzolos

kovárványos barna erdőtalaj

podzolos

agyagbemosódásos

agyagbemosódásos típusos humuszos

savanyú barna erdőtalaj

nyers humuszos savanyú humuszos

Csernozjom talajok

öntés csernozjom

karbonátos nem karbonátos

kilúgozott csernozjom

–

mészlepedékes csernozjom

típusos alföldi mélyben sós

réti csernozjom

karbonátos nem karbonátos mélyben sós

213 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajok osztályozása

szolonyeces Szikes talajok

szoloncsák

a sók minősége szerint

szoloncsák–szolonyec

a sók minősége és mennyisége szerint

réti szolonyec

kérges közepes

sztyeppesedő réti szolonyec

közepes

másodlagosan szikesedett talaj

elszikesedett csernozjom

mély

elszikesedett réti talaj elszikesedett öntéstalaj

Réti talajok

szoloncsákos réti talaj

szulfátos szódás

szolonyeces réti talaj

szolonyeces erősen szolonyeces

réti talaj

karbonátos nem karbonátos mélyben sós mélyben szolonyeces

öntés réti talaj

karbonátos nem karbonátos

lápos réti talaj

típusos szoloncsákos szolonyeces

csernozjom réti talaj

karbonátos nem karbonátos mélyben sós mélyben szolonyeces szolonyeces

Láptalajok

mohaláptalaj

–

214 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajok osztályozása

rétláptalaj

tőzegláptalaj kotus tőzegláptalaj tőzeges láptalaj kotus láptalaj

lecsapolt és telkesített rétláptalaj

telkesített tőzegláptalaj telkesített tőzeges láptalaj telkesített kotus láptalaj

A mocsári erdők talajai

–

–

A folyóvizek, tavak üledékeinek, valamint a lejtők hordalékainak talajai

nyers öntéstalaj

karbonátos nem karbonátosa karbonátos, kétrétegű nem karbonátos, kétrétegű

humuszos öntéstalaj

karbonátos nem karbonátos karbonátos, kétrétegű nem karbonátos, kétrétegű réti öntés

lejtőhordalék-talaj

csernozjomok lejtőhordaléka erdőtalajok lejtőhordaléka rendzinák lejtőhordaléka vegyes üledékek

3. A talajok genetikai osztályozási rendszere A 11.3. ábrán bemutatott vázlat a 11.1. táblázat anyagát foglalja össze azért, hogy segítségével a genetikai osztályozás törvényszerűségeit szemléltessük. Az ábrán látható két szelő a főtípusokat három mezőre osztja. A vízszintes szelő alatt találjuk azokat a főtípusokat, amely típusokhoz tartozó talajok képződését és fejlődését külső vagy belső tényezők akadályozzák. Összefoglaló néven ezeket a főtípusokat romtalajoknak nevezzük.

11.3. ábra - A talajosztályozás főtípusainak rendszere

215 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajok osztályozása

A függőleges választóvonaltól balra a vízszintes szelő fölött találjuk azokat a talajokat, amelyek kialakulását csak a reájuk jutó csapadékvíz befolyásolja. Ezek az ún. éghajlat által befolyásolt vagy zonális talajok, pl. a barna erdőtalajok és a csernozjomok, valamint az intrazonális, kőzethatású talajok. Ezen belül a kőzet talajfelődést irányító hatása a vízszintes szelőtől távolodva, tehát fölfelé haladva fokozatosan gyengül. A függőleges választóvonaltól jobbra találjuk azokat a talajokat, amelyek képződését a csapadékból közvetlenül a felszínre jutó víznél több nedvesség irányítja. Ez a víztöbblet származhat időszakos vízborításból, közeli talajvízből vagy hosszabb ideig tartó elöntésből egyaránt. A vízhatás a vízszintes szelőtől távolodva fokozatosan gyengül. Ezeket a talajokat együttesen azonális, illetve hidromorf talajoknak nevezzük. A főtípusokat típusokra osztjuk, a rájuk jellemző folyamattársulásokat az egyes főtípusok tárgyalása során mutatjuk be. Ezzel kapcsolatosan szükségesnek tartjuk megjegyezni, hogy a folyamatok jelölései közül több nem csak egy főtípusban és nem csak egy típusban szerepel. Ez azonban nem jelenti azt, hogy a különböző típusokban azonos névvel jelzett folyamatok minden részletükben, hatásukban és termékükben azonosan lennének. Az alapjában véve és elvileg hasonló folyamatok között, aszerint, hogy mely típusban lépnek föl, különbségek lehetnek. Így például a humuszosodás majd minden főtípusban és típusban szerepet játszik. Minden esetben a szerves anyag elbomlását és képződését magában foglaló folyamatról van szó, melynek jellege és terméke azonban a talajtípus szerint változó, sőt az adott folyamatra éppen ez a jellemző. Míg a váztalajokban a szerves anyag és az ásványi rész kapcsolata általában gyenge, és sok a biológiailag és kémiailag át nem alakult növényi rész a szerves anyagban, a kőzethatású erdőtalajokban a szerves és ásványi anyagok kötődése már erősebb, ugyanakkor a szerves anyag nagyobb mérvű felhalmozódása is kíséri. A barna erdőtalajok főtípusában a savanyú jellegű humusz az uralkodó, melyben sok a fulvósav, a csernozjomokban 216 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajok osztályozása

viszont a huminsavak kalciummal alkotott sói, a humátok jellemzők. Ezt a jelleget váltja fel a szikesekben a nátriumhumát megjelenésével jellemzett szerves anyag, illetve a réti talajokban a vashoz kötött huminsav. A réti talajokból pedig fokozatos átmenettel jutunk el a víz alatt képződött és felhalmozódott lápi humuszig, illetve a tőzegig, aminek részleges elbomlását és átalakulását nevezzük humuszosodásnak, a szerves anyag víz alatti átalakulását és felhalmozódását pedig tőzegesedésnek. Mindez nem hagy kétséget az iránt, hogy a különböző típusokban fellépő humuszosodás a különbségek mellett számos közös és alapvető vonást is jelent, ezért a részfolyamatok közös névvel való megjelölésének jogossága nem vitatható. De nemcsak a humuszosodás folyamatának jellege változik meg főtípusonként, hanem a többi folyamaté is, így a savanyodásé, a kilúgozásé vagy a kovárványképződésé, ha nem is ilyen mértékben. Különbséget látunk a humuszosodás folyamatában, illetve más folyamatokban egy főtípuson belül is. Így a barna erdőtalajokban a szerves anyag képződésének közös jellemzője, hogy savanyú, többnyire fulvósavak által jellemzett szerves anyagból álló termék keletkezik, de emellett van a talajtípusok szerves anyaga között is különbség. A felsoroltakból láthatjuk, hogy a talajban lejátszódó folyamatok nem egyszerűsíthetők le egy-egy kémiai vagy fizikai folyamatra. Éppen a talajok genezisében mutatkozó különbségek adnak eltérő jelleget a folyamatoknak, amelyek azután folyamattípusokban (pl. humuszosodás) egyesíthetők. Sok esetben a folyamatok különbözősége ad lehetőséget a talajtípusok vagy alacsonyabb osztályozási egységek elkülönítésére és meghatározására, vagyis termékenységük jellemzésére. A talaj szervesanyag-összetétele, a különböző huminsavak és fulvósavak aránya alapul szolgál az erdőtalajok és a csernozjomok valamint a réti talajok felismeréséhez. A glejesedés jellege alapján választhatjuk el a pszeudoglejes és a réti vagy lápos talajokat, de sorolhatnánk még számtalan olyan helyszínen vagy laboratóriumi vizsgálatok útján megkülönböztethető folyamatot is, melyek a talajok helyes megítélésében döntő segítséget nyújtanak. E folyamatok és azok társulásai segítségével a főtípusokat, típusokat és altípusokat a következőképpen jellemezhetjük.

217 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

12. fejezet - Főtípusok, típusok és altípusok 1. Váztalajok A váztalajok főtípusába azok a talajok tartoznak, amelyek képződésében a biológiai folyamatok feltételei csak kismértékben vagy rövid ideig adottak, ezért a biológiai folyamat hatása korlátozott. Ez a korlátozás lehet a talajképző kőzet tulajdonságainak következménye, vagy származhat a felszín állandó, gyors változásából. Mindezek következményeként a talajképződés folyamatának lezajlásához nem áll rendelkezésre elegendő idő. A felszín változásának oka lehet a folytonos és erőteljes vízerózió, valamint a defláció. A váztalajokban lejátszódó folyamatokat a következőkben röviden jellemezzük. Humuszosodás. A humuszosodás a felszínen megtelepült növény-, majd állatvilág által termelt és átalakított szerves anyag kapcsolata a többé-kevésbé átalakult kőzetrészekkel, illetve ásványi talajalkotókkal. Előfeltételei a növénytakaró, amely a szerves anyagot termeli, a mikroorganizmusok és az állatvilág, amelyek azt átalakítják és a talajba keverik. Következménye a sötét színű, szerves anyagban gazdag, ásványi részeket is tartalmazó réteg, melynek vastagsága és tulajdonságai a humuszosodás feltételeitől függenek. A talajképződés termékeinek elszállítása. Víz és szél egyaránt lehet szállító. Előfeltételei a meredek lejtő és a kis talajellenállás a vízerózióval szemben, illetve a laza vagy a könnyű talajszemcsék a defláció esetében. Következménye, hogy a talajképződés hatására átalakult kőzetrészek elmozdulnak képződésük helyéről, míg ott ismételten a változatlan kőzet kerül a felszínre. A talajszemcsék állandó mozgása. Elsősorban a szél hatására következik be. Előfeltétele: száraz talajfelszín, homokszemcsék, amelyek mérete eléggé kicsi ahhoz, hogy a szél elmozdítsa, és olyan erős szél, amely a homokszemcséket felragadja vagy görgeti. Következménye a homokmozgás, vagyis a futóhomok, amelyben a homokszemcsék állandóan változtatják egymáshoz viszonyított helyzetüket. Ennek következményeként az esetleg fellépő humuszosodás hatása sem jut érvényre, mert a humuszos részekhez mindig újabb, nem humuszos talajrészek keverednek és még így sem maradnak képződésük helyén. A kőzet mállással szembeni ellenállása. Olyan esetben jut érvényre, amikor a talajképző kőzet tömör és még viszonylag kis erózió esetében is kevés az idő ahhoz, hogy a talajképző folyamat a kőzetet átalakítsa. Előfeltétele a mállásnak ellenálló, tömör kőzet. Következménye a sziklás felszín, melyen a talajképződésnek csak gyenge, kezdeti nyomai észlelhetők. A váztalajok tulajdonságait igen nagy mértékben a talajképző kőzet sajátosságai szabják meg.

1.1. Köves, sziklás váztalajok Többnyire hegyvidékeinken találhatók, olyan helyeken, ahol a tömör kőzet aprózódása és mállása még nem haladt olyan mértékben előre, hogy a növényzet megtelepedésére, magasabb rendű, nagyobb szervesanyagtömeget termelő növénytársulás számára elegendő vizet és tápanyagot tudjon szolgáltatni. Különösen ott találhatók kiterjedten, ahol a talajpusztulás erőteljes, és a víz vagy a szél a fizikai aprózódás, valamint a kémiai mállás termékeit közvetlenül keletkezésük után elszállítja. A talajréteg általában 10 cm-nél vékonyabb és sziklás foltokkal váltakozva fordul elő.

1.2. Kavicsos váztalajok Ebbe a típusba tartoznak azok a talajképződmények, amelyek a jelenkori vagy régi folyók volt árterületein, teraszain, törmelékkúpjain találhatók. Kavicstartalmuk a földes részhez viszonyítva olyan nagy, hogy ez a szelvény vízgazdálkodását és tápanyag-szolgáltató képességét nagymértékben lerontja. A kavicsos váztalajok szelvényében a megközelítően tiszta kavicsból álló szinteket egy vékonyabb-vastagabb iszapos takaró fedi, amely vagy a folyóvízi hordaléklerakódás utolsó szakaszából származik vagy hullóporos eredetű. E takaró vastagságától függ, hogy a kérdéses talaj a váztalajok közé sorolható vagy nem. A dunántúli, nagy kiterjedésű kavicshátakon egymás mellett találjuk a kavicsos, agyagbemosódásos barna erdőtalajokat és a kavicsos váztalajokat. Azt, hogy egyik vagy másik talajtípus alakul-e ki, az eredeti iszaptakaró vastagsága, az esetleges lösz-lepel valamint a talajpusztulás mértéke szabja meg. Igen fontos kritériuma a váztalajok elhatárolásának a 218 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

földes rész és a kavics aránya az egységnyi térfogatban. Általában az 50%-nál kisebb kavicstartalom még lehetőséget ad a talajképződésre, ha viszont az egyes rétegekben a kavicstartalom 80–90%, már nincs elegendő anyag a talajképződéshez, így csak váztalajok keletkezhetnek.

1.3. Földes kopárok Az ide tartozó váztalajok már nem tartalmaznak tömör kőzetdarabokat, az erózió következtében felszínre kerülő laza, üledékes kőzeteken keletkeznek. Így a talajképződés folyamatát nem a mállékony anyag hiánya vagy a kevés mállástermék elszállítása, hanem a felszín gyors és állandó pusztulása akadályozza. A talajképződés és a biológiai folyamatok huzamosabb ideig való hatását az eróziós folyamatok teszik lehetetlenné. A humuszosodás a talajszelvénynek csak egészen kis rétegét érinti. A talajképző kőzet mélyebb átalakulására nincs lehetőség, mert a talajpusztulás a már esetleg átalakult anyagot elszállítja a helyéről, és mindig újabb és újabb anyag kerül a talajképződési tényezők hatása alá. A karbonáttartalom alapján a nem karbonátos és a karbonátos földes kopárok talajait választjuk el. A talajréteg, vagyis a humuszos szint itt sem haladja meg a 10 cm-t, illetve művelés alatt álló területeken a szántott réteg vastagságát.

1.4. Futóhomok és jellegtelen homoktalajok Ide soroljuk mindazokat a képződményeket, amelyekben még nem ismerhetők fel határozottan a talajképződés bélyegei, a humuszosodás, a szervetlen anyagok átalakulása, vándorlása, felhalmozódása stb. Állandó növénytakaró nem tud megtelepedni rajtuk, a gyér növényzet csak kevés szerves anyagot szolgáltat, így igen gyenge a szervesanyag-termelés, és a képződött kevés humuszanyag is gyorsan ásványosodik. A vizet gyorsan elnyelik. Kiszáradva az egyes homokszemcsék felszabadulnak és mozgékonnyá válnak. Mivel kevés kolloidot tartalmaznak könnyen kiszáradnak, és ilyenkor a szél elgörgeti a homokszemeket a helyükről, vagy felragadva továbbszállítja. Az állandóan változó felszín lehetetlenné teszi, hogy a növénytakaró ugyanarra a talajrészre huzamosabb ideig kifejtse hatását. Tápanyag-szolgáltató képességük rossz. Altípusok. A homok karbonáttartalma alapján megkülönböztetjük a karbonátos valamint a nem karbonátos altípusokat, továbbá a lepelhomokot. Így nevezzük azokat a talajokat, amelyekben a homokborítás nem haladja meg az 1–2 m-t, és alatta iszapos, löszös üledék vagy eltemetett humuszos talajszint következik. Változataik. Elkülönítésükben több szempontot kell szem előtt tartani. A homok szemcsenagysága szerint megkülönböztetünk durva- és finomhomok-változatokat. Az előbbiben a 0,5 mm és annál nagyobb szemcsék mennyisége az uralkodó. A finom szemcséjű homokban az uralkodó szemcseméret 0,1–0,3 mm átmérőjű. A jellegtelen homoknak igen fontos tulajdonsága az ásványi összetétele. Ennek alapján a szilikátszegény változatban azokat a homokokat egyesítjük, amelyekben a kvarc mellett 5%-nál kevesebb a szilikát. Közepesen szilikátosnak nevezzük azokat a változatokat, amelyekben a szilikáttartalom 5–20%, szilikátgazdagnak, amelyekben 20%-nál több. A változatok elkülönítésének alapjául szolgálnak a deflációs viszonyok is, megkülönböztetve a homokkifúvásos és -felhalmozódásos területek talajait. A humusztartalom alapján humuszszegény (0,5%-nál kevesebb szerves anyag) és gyengén humuszos (1% körüli szerves anyag) változatokat különböztetünk meg. A hidrológiai viszonyok is alapul szolgálhatnak a változatok elhatárolásában. Így mélyen fekvő talajvizű (4 m-nél mélyebb), közepes talajvízállású (2–4 m), felszínhez közel fekvő talajvizű (1–2 m) és felszínhez igen közel fekvő talajvizű (1 m feletti talajvíz) változatokat különböztetünk meg. Azokon a területeken, ahol a homoktalajok termékenysége céljából területrendezés és talajjavítás folyt, rónázott, rétegesen javított, lápföldezett és mélyen forgatott változatokat is megjelölhetünk. Nyírségi, a Duna–Tisza közi, valamint somogyi homokterületeinken a futóhomok nem önálló, nagy kiterjedésű területek talaja, hanem a felszín kiemelkedőbb részein, a buckákon található, a buckák közeit pedig a humuszos homok, sőt a homokos réti, valamint a lápos talajok foglalják el.

1.5. Humuszos homoktalajok Ide soroljuk azokat a talajokat, amelyekben a humuszos szint morfológiailag megfigyelhető, de a talajképző folyamatoknak egyéb jele nem mutatkozik. Általában a humusztartalom 1%-nál nem kevesebb, a humuszréteg vastagsága pedig 40 cm-nél nem nagyobb. A humuszos homoktalajok termékenysége jobb a futóhomokénál. Nagyobb a víztartó, ugyanakkor jó a vízáteresztő képességük. Nehezebben száradnak ki, így kevésbé vannak kitéve a szél pusztító hatásának. Tápanyag-szolgáltató képességük gyenge.

219 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

Altípusaik. A karbonáttartalom alapján különválasztjuk a karbonátos és a nem karbonátos szelvényeket. A harmadik altípus a kétrétegű homok, amelynek szelvényében a felszínen lévő humuszos szinten kívül a homokréteg alatt iszapos, löszös vagy humuszos talajszínt található, legfeljebb 2 m mélységben. Változataik. Ugyanúgy határolhatjuk el, mint a jellegtelen homokokat, de a humuszréteg vastagsága alapján még további két változatot is elkülöníthetünk: a sekély humuszrétegű (0–20 cm-es) és a közepes humuszrétegű (20–40 cm-es) változatokat. A humuszos homoktalajok futóhomoktól és jellegtelen homoktalajoktól való szabatos elhatárolása meglehetősen nehéz feladat. Számtalan átmenetüket a szelvények morfológiai vizsgálatakor a víz és a szél szeszélyes játékainak nyomait, az eltemetett szintek, az iszapos, agyagos rétegződések számtalan kombinációját találjuk, amelyek a talaj termékenységében, a termőhelyi értékben jutnak kifejezésre.

2. Kőzethatású talajok A kőzethatású talajok főtípusába azokat a talajokat soroljuk, amelyekre az erőteljes humuszképződés, valamint a talajképző kőzet tulajdonságaitól jelentős mértékben függő szervesásványi kolloidok kialakulása jellemző. A kilúgozás bennük általában kismértékű. A főtípushoz tartozó egyes típusokban lejátszódó folyamatokat a következőkben jellemezzük. Humuszosodás. Folyamata azonos a váztalajoknál leírtakkal. Kilúgozási folyamat. E néven foglaljuk össze azokat a kémiai hatásokat, amelyeket a felülről lefelé irányuló vízmozgás, a talajban termelt savas jellegű szerves anyagok indítanak el. Előfeltételük az elegendő csapadék vagy felszíni víz, ami legalább az év nagyobb részében biztosítani tudja a felülről lefelé irányuló vízmozgást; a gazdag szervesanyag-takaró, ami bomlástermékeivel a savas jellegű anyagokat szolgáltatja; valamint az olyan kőzet, amelynek vízáteresztő képessége elegendő a kilúgozás termékeinek mélybe szivárgásához. A folyamat következménye a fémionok só alakban való kimosódása a felső rétegekből, elsősorban a talajfelszínből. Sorrendben először az alkáli fémek, majd az alkáli földfémek sói lúgozódnak ki, tehát a mállás folyamán keletkező nátrium- és kálium-, valamint a kalcium- és a magnéziumvegyületek távoznak a mélyebb szintek vagy a talajvíz felé. Humuszkötés kalcium által. E folyamatban a humuszosodás alkalmával képződött savas jellegű szerves anyagok a szénsavas mész kalciumával sót, kalcium-humátot képeznek. Előfeltétele a humuszosodást lehetővé tévő dús növénytakaró, valamint a szénsavas meszet tartalmazó talajképző kőzet, amelyből a szén-dioxid, valamint a szerves savak hatására a kalcium oldatba megy át. A kőzet jellege szerint a típusok között is különbséget teszünk, mert humuszkarbonát-talaj csak laza, erősen karbonátos kőzeten képződhet, pl. márgán vagy sok szénsavas meszet tartalmazó pannon üledéken, a rendzina azonban csak tömör kőzeten, pl. mészkövön vagy dolomiton alakulhat ki. A kalcium-humát képződésének következménye a morzsalékosság és a morzsák vízállósága, valamint a kedvező semleges kémhatás. Humuszkötés agyagásványok által. E folyamat során a szerves anyagokat nem kalcium, hanem az agyagásványok, elsősorban a szmektit típusú ásványok kötik meg. Előfeltétele olyan talajképző kőzet, amelyből sok és lehetőleg montmorillonit jellegű agyagásvány képződik a mállás folyamán. Ilyen kőzetek az andezit, a bazalt, valamint ezek tufái és egyes riolittufák. Hasonlóan viselkednek az agyagos pannon üledékek is, ha – mint az igen gyakori – montmorillonit az agyagásványuk. A folyamat következménye a sötét színű, jó vízálló szerkezetű humuszos szint és a semleges vagy gyengén savanyú kémhatás. A kőzethatású talajok vízgazdálkodása szélsőséges. A tavaszi nedves, buja vegetációjú időszak után hosszú, igen száraz nyári időszak következik. A jó szerkezet és a sok szerves kolloid hatására jó a víztároló és vízvezető képességük, ugyanakkor nagy a talajok holtvízértéke. A hasznosítható víz mennyiségét jelentős mértékben csökkenti, hogy a talajok általában sekély rétegűek. Télen a talajszelvény teljes egészében átfagy, a nyári erős felmelegedés következtében pedig kiszárad. A szélsőséges talajklimatikus viszonyok miatt a biológiai tevékenység tavaszi és őszi erős szervesanyag-termelő időszakra, valamint hosszú nyári és téli pangó időszakra oszlik. Az utóbbi két időszakban egyrészt a vízhiány, másrészt a fagy hatására a felhalmozott szerves anyag biológiai elbomlása szünetel. Ennek a kettősségnek köszönhető, hogy az ide sorolt talajoknak az éghajlati viszonyokhoz képest nagy a szervesanyag-tartalmuk. Tápanyagtartalom. A kőzethatású talajok tápanyagtartalma a sok szerves anyag miatt nagy; a biológiailag felhalmozott növényi tápelemek nagy mennyiségben találhatók a felső talajszintekben, azonban hasznosulásukat 220 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

a rövid ideig tartó biológiailag aktív időszak erősen korlátozza. Általánosan jellemző a talajokra, hogy míg a laboratóriumi vizsgálatok igen kedvező képet mutatnak, a természetben érvényesülő gyakorlati tulajdonságaik kedvezőtlenek. Az egyes típusok tulajdonságait a következőkben jellemezzük.

2.1. Humuszkarbonát talajok Jellemzőjük a laza, üledékes, szénsavas meszet tartalmazó talajképző kőzet, amelyen morzsás vagy szemcsés szerkezetű, 2–5% szerves anyagot tartalmazó 20–50 cm mély humuszréteg alakult ki. E talajtípusban a kilúgozás folyamata csak gyengén mutatkozik, és jelenléte legfeljebb a feltalaj szénsavasmész-tartalmának a talajképző kőzetéhez viszonyított kismértékű csökkenésében mutatható ki. A humuszkarbonát talajok humuszos szintjének a talajképző kőzet felé rövid az átmenete. Löszös és márgás területeken fordulnak elő, elsősorban ott, ahol a talajpusztulás a felszínt folyamatosan és gyorsan lehordja, így a talajképződés csak a humuszosodásban jut kifejezésre. Vízgazdálkodásuk gyenge vagy közepes, mert a jó szerkezetű és több szerves kolloidot tartalmazó réteg viszonylag vékony. Tápanyag-gazdálkodásuk közepes, sőt jó, ha több szerves anyagot is tartalmaznak és humuszszintjük is mélyebb. Általában más talajtípusok között fordulnak elő, olyan erősen lepusztult területeken, ahol a karbonátos talajképző kőzet került a felszínre, majd a talajpusztulás folyamata lelassult. Altípusok. Altípusokat nem különítünk el. Változataik. A humuszos réteg szervesanyag-tartalma és vastagsága szerint különítjük el a változataikat; így a gyengén humuszos (2%-nál kisebb szervesanyag-tartalom), közepesen humuszos (2–5%) és az erősen humuszos (5%-nál több) talajváltozatokat. A humuszréteg vastagsága alapján a sekély humuszrétegű (40 cm-nél vékonyabb) és a közepes humuszrétegű (40 cm-nél vastagabb) változatokat különböztetjük meg.

2.2. Rendzina talajok Ide soroljuk azokat a talajtípusokat, amelyek tömör, szénsavas meszet tartalmazó kőzeten alakultak ki, és a kőzet málladéka viszonylag kevés szilikátos anyagot tartalmaz. Ezért hazánkban rendzina elsősorban mészkövön, tömör márgán és dolomiton található. Képződésére jellemző az erőteljes humuszosodás és a gyenge kilúgozás. A legtöbb rendzinaszelvény sekély termőrétegű és köves. A kőtörmelék mennyisége és a sekély termőréteg miatt a tárolt víz mennyisége általában kevés – a földes rész (< 2 mm) jó vízgazdálkodási tulajdonságai ellenére. Tápanyag-szolgáltató képessége a laboratóriumi vizsgálatok alapján jó, de a tápanyagok érvényesülését akadályozza a hosszú, száraz időszak. A rendzinaterületek talajtakarója igen változatos. A sekély és a mélyebb szelvények sűrűn váltogatják egymást, és ezek között gyakran találunk sziklás váztalajokat is. Altípusok. Elkülönítésük a talajképző kőzet tulajdonságain alapul. Azok a tömör, karbonátos kőzetek, amelyek kevés agyagos részt és kísérőanyagot tartalmaznak, málláskor aprózódnak, és ezek az apró kőzettörmelékdarabok tapadnak össze a mész által kicsapott humuszanyagok hatására. Ezt az altípust fekete rendzinának nevezzük. Szerkezete igen jó, morzsás, szervesanyag-tartalma a felszín közelében elérheti a 30–40%-ot is, kémhatása gyengén lúgos vagy – középhegységeinkben – esetenként gyengén savanyú. Ennek az altípusnak a termékenységét elsősorban a földes rész és a kőzettörmelék aránya, valamint a termőréteg vastagsága szabja meg. A barna rendzinák altípusa olyan tömör, esetenként könnyen porló, sok szénsavas meszet tartalmazó kőzeten képződik, amelynek mállásakor szilikátok is képződnek vagy szabadulnak fel. Az agyagos rész hatására a humuszos szint színe már nem fekete, hanem feketésbarna vagy sötétbarna. A vörös agyagos rendzina talajok altípusába azokat a szelvényeket soroljuk, amelyek talajképző kőzetében a mészkövet vagy a dolomitot kísérő vörösagyagok is szerephez jutnak. A felső szintekben általában a barnásfekete humusztakarót találjuk, míg a mélyebb szintek felé fokozatosan a vörösagyag tulajdonságai érvényesülnek. A különbség nemcsak színben, hanem a talajok szerkezetében is jelentkezik. A humuszos réteg szerkezete morzsás, az agyagos rétegé szemcsés, sokszögű. A vörösagyagban vagy alatta a szénsavas meszet tartalmazó kőzettörmelék is megtalálható.

2.3. Fekete nyiroktalajok 221 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

Ide soroljuk azokat a talajokat, amelyek tömör, nem karbonátos, eruptív kőzetek málladékán képződtek. Jellemző rájuk az erős humuszképződés, a gyenge kilúgozás, a közel semleges kémhatás, a morzsás vagy szemcsés szerkezet. Általában andeziten, bazalton és ezek tufáin fordulnak elő, de riolittufán is megtalálhatók. A fekete nyirok elnevezés utal a talajok agyagtartalmára, az agyag minőségére (szmektitek) és az erőteljes humuszosodásra. Vízgazdálkodásuk szélsőséges. Tavasszal a talajok sok vizet tartalmaznak. Ez és a sok tápanyag a rövid tenyészidejű, lágy szárú növényzet fejlődésének kedvez. A talajok fölmelegedése és kiszáradása azonban hamar bekövetkezik, ezért a fás növényzet csak ritka állományban és elkorcsosult egyedekkel képviselve tud fennmaradni. A szélsőséges mikroklíma, a talajok erősen változékony hő- és vízgazdálkodása nem teszi lehetővé a jobb faállomány kialakulását.

2.4. Ranker talajok A nemzetközi szakirodalomban, valamint a hazai erdészeti szakemberek körében még egy típust tartanak számot a kőzethatású talajok között, melyet Kubiena kezdeményezésére rankernek neveznek. Ez azokat a talajokat foglalja magában, amelyek tömör, nem karbonátos, szilikátos kőzeten alakulnak ki, és egyebekben megfelelnek a kőzethatású talajok kritériumainak. A rankerek termőrétege sekély, vízgazdálkodásuk és tápanyag-gazdálkodásuk nem kedvező. A humusz moder jellegű és savanyú. Altípusokat a kőzet alapján különítünk el, például: homokkő rankert, agyagpala rankert, gránitrankert.

3. Barna erdőtalajok Az ebben a főtípusban egyesített talajok az erdők és a fás növényállomány által teremtett mikroklíma és talajklíma, a fák által termelt és évenként földre jutó szerves anyag, valamint az azt elbontó, főként gombás mikroflóra hatására jönnek létre. A mikrobiológiai folyamatok által megindított biológiai, kémiai és fizikai hatások a talajok kilúgozását, elsavanyodását és szintekre tagolódását váltják ki. Az egyes talajtípusokban társuló folyamatokat a következőkben mutatjuk be. Humuszosodás. Formáját illetően háromféle lehet mull: olyan szerves anyag, amelyben a humuszosodás előrehaladott, a növényi részek szerkezete már nem ismerhető fel és a talaj ásványi részével szorosan kapcsolódik; moder: amelyben a növényi részek humuszosodása csak részben ment végbe, és a talaj ásványi részével nem kapcsolódik; mor: e névvel azokat a talajfelszínt borító szervesanyag-takarókat illetjük, melyekben a növényi részek csak kevéssé alakultak át, és szövetük nemezszerű (ezért száraztőzegnek is hívják). Ez a három forma azonban szántóföldi művelés hatására majdnem egyformává válik. A szervesanyag-felhalmozódás formáján kívül jellemző a humuszos réteg vastagsága és annak szervesanyag-tartalma. Előfeltétele a szerves anyag elbomlásánál erőteljesebb felhalmozódás. Következménye a növényi tápanyagok felhalmozódása a talaj felső szintjeiben, és ez táplálékul szolgál a talajt alakító szerves anyagokat termelő mikroorganizmusok részére. Mivel az erdei alomtakaró bontását nagyrészt a mikroszkopikus gombák végzik, ezért a termelt szerves anyag savanyú, ami az erdőtalajok erőteljes kilúgozását és savanyúságát váltja ki. Kilúgozás. A kalcium-karbonát és az annál könnyebben oldható sók kimosódása a talajszintekből vagy azok egy részéből a kilúgozás. Előfeltétele az elegendő és nagy hányadában talajba jutó csapadék. A kilúgozást elősegíti az erdei növénytakaró által termelt szerves anyag. Befolyásolja a folyamatot a növényi gyökerek elhelyezkedése is, mert a barna földben és az agyagbemosódásos barna erdőtalajokban a gyökérzet nagyobb része a felhalmozódási szintben található, a podzolos, valamint a pszeudoglejes és erősen savanyú, nem podzolos erdőtalajokban viszont a felszínhez közel helyezkedik el. A gyökerek elhelyezkedésének következménye, hogy kiszáradáskor a talajoldatok mozgása első esetben kétirányú – vagyis mind felülről, mind alulról a felhalmozódási szint felé tart –, a második esetben csak felülről lefelé. Következménye a talajszintek elsavanyodása. Ezzel ellentétes hatást fejt ki a biológiai akkumuláció, amit a fás növényzet, valamint az aljnövényzet testében felhalmozott és a talaj felszínére került növényi tápanyagok, valamint kísérőelemek hoznak létre. Ezért az erdőtalajok savanyodásával egy időben a talajfelszín savanyúságának tompulását tapasztaljuk. Agyagosodás. Fokozott mállás és agyagásványok képződése a talajszintekben. A folyamat igazolását szolgálják az ásványi rész vizsgálati adatai, melyek szerint az elsődleges szilikátok mennyisége csökken, míg az agyagásványoké nő. Az agyagásványok a talajszintekben frissebbek, jobban kristályosodottak és aktívabbak,

222 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

mint a talajképző kőzetben, egyúttal mennyiségük is jelentősen nagyobb. Az agyagosodás előfeltétele az agyagásványok építőköveit tartalmazó ásványi összetétel, valamint a mállást elősegítő biológiai folyamat. Következménye a kedvezőbb vízgazdálkodás és tápanyagkötés, mert az agyag sok vizet és tápanyagot képes tárolni. Agyagvándorlás (lessivage). E folyamat során az agyagos rész elmozdul a mélység felé anélkül, hogy összetétele lényegesen megváltozna. Könnyen felismerhető a szerkezeti elemek felületén észlelt agyaghártyáról, valamint a vékony csiszolatokon, mikroszkóp segítségével megfigyelhető slir-jelenségről. Az agyagos rész elemi összetétele – és molekuláris viszonyszámai – nem változnak a szelvényen belül. Előfeltétele az agyagelmozdulást előidéző szerves és szervetlen anyagok képződése, a legalább gyengén savanyú kémhatás és a kilúgozási szintből a felhalmozódási szint felé tartó állandó vízmozgás. Következménye a textúradifferenciálódás, vagyis a felső szintek elszegényedése és az alattuk levők gazdagodása az agyagtartalmat illetően. Agyagszétesés (podzolosodás). A talaj felső szintjeiben az elsődleges és a másodlagos ásványok (agyagásványok) felbomlása alkotóelemeikre: kovasavra, alumíniumra és vasra. A szétesés termékei közül a vas és az alumínium elmozdul a helyéről, és a mélyebb rétegekben oxidhidrátok alakjában felhalmozódik. A jelenség észlelhető a kovasavpor alapján a helyszínen vagy a kolloid részek elemzése útján, amikor a molekuláris viszonyszámok a szétesés helyén több kovasavat mutatnak ki az agyagos részben, mint a talajképző kőzet agyagos részében, és jóval többet, mint a felhalmozódási szint agyagfrakciójában. Ezzel párhuzamos a szabad, könnyen oldható vasoxid-hidrátok megjelenése a felhalmozódási szintben. A szétesés előfeltétele a savanyú kémhatás, a savanyú szerves anyag és – legalább a feltalajban – a kevés kolloid. Következménye, hogy a feltalaj tápanyagokban elszegényedik és erősen savanyú lesz. Kovárványképződés. A felhalmozódási szint tagolódása útján jön létre. A B szint képződését előidéző folyamatok homokos talajképző kőzeten úgy játszódnak le, hogy a kolloidok felhalmozódása ritmikus kicsapódást mutat (Liesegang-jelenség). Helyszíni szelvényvizsgálatkor könnyen észlelhető, mert a feltalaj alatt vöröses-barnás csíkok láthatók. Előfeltétele a gyengén savanyú vagy savanyú közegben az agyagelmozdulás, megfelelően nagy diffúziósebesség, oxidációs viszonyok. Következménye a homokok tápanyag- és vízgazdálkodásának javulása. Redukció (glejesedés). A szelvényben időszakonként fellépő anaerob viszonyok hatására alakul ki. Felismerhető az érintett szintek kétértékű vasvegyületektől származó szürkés márványozottságáról, mely a talajban levő repedések mentén keletkezik, valamint a rozsdás színű, foltos vagy gócokban megjelenő vaskiválásokról. Az időszakos és helyi redukció oka a talajrétegek vízgazdálkodása közötti különbség hatására kialakuló levegőtlenség. Előfeltétele a nagy különbség a kilúgozási és a felhalmozódási szint vízáteresztő képessége között, aminek hatására nagyobb csapadék esetén víztorlódás keletkezik a két szint határán, és így időszakos talajvízréteg alakul ki a nedves évszakokban, mely nyárra eltűnik. Savanyodás. A talajban lejátszódó biológiai folyamatok eredményeként jön létre. Hatására a talaj kémhatása (pH-értéke) savassá változik, ugyanakkor hidrolitos és kicserélődési savanyúság is kialakul. A savanyúság származhat a talaj szerves és szervetlen alkotórészeitől egyaránt, aszerint, hogy a protonleadás szerepét mely vegyületcsoport játssza. Szükséges hozzá a protonleadásra képes szerves és ásványi anyagok jelenléte, valamint a savanyodást előidéző biológiai feltételek teljesülése. Következménye a tápanyagellátásban fellépő zavar, valamint a savanyúságra érzékeny növények károsodása, illetve elpusztulása. Az e folyamatok társulásának hatására kialakult típusokat az alábbiakban soroljuk fel.

3.1. Karbonátmaradványos barna erdőtalajok Az e típushoz tartozó talajok ott képződnek, ahol az erdőtalajokat kialakító kilúgozási folyamat gyengesége miatt a sok karbonátot tartalmazó talajképző kőzet szénsavas meszét nem képes teljességgel kioldani, vagy a talajképződés megindulása óta eltelt idő rövid volt a kilúgozás befejeződéséhez. Ennek következményeként a talajok savanyodása csak kismértékű, ugyanakkor a humuszosodás erősebb, mint általában a barna erdőtalajokban, mert a jelen lévő, karbonátformából felszabaduló kalcium a huminsavakkal az elbontásnak ellenálló sókat képez. A szelvény felépítésére jellemző, hogy a szintekre tagolódás nem fejlődik ki annyira, hogy a kilúgozási és a felhalmozódási szint között agyagtartalom-különbség alakuljon ki. A részleges kilúgozás is elegendő azonban ahhoz, hogy mind az A, mint a B szintben egyenletes agyagosodás legyen. Ez azt vonja maga után, hogy az A és a B szint egyaránt több agyagot tartalmaz, mint a talajképző kőzet.

223 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

A kilúgozott, agyagos szerkezeti elemek között azonban gócokban fennmarad a talajképző kőzet karbonáttartalmának egy része, és így ugyanazon rétegen belül két ellentétes folyamat – a kilúgozás és a karbonáthatás – van egymás mellett. A szelvények kémhatása ezért a feltalajban sem csökken 6,6 pH alá, a felhalmozódási szintben viszont egymás mellett gócokban jelentkezik a semleges és a gyengén lúgos kémhatás. Humuszos szintjük általában jól fejlett, és a humusz összetétele kedvező. A szintjük szerkezete tömötten morzsás vagy szemcsés, felhalmozódási szintjük szemcsés, esetleg apró diós. A kilúgozási és a felhalmozódási szint közötti átmenet fokozatos, a talajképző kőzet felé pedig rövid. A kilúgozási és a felhalmozódási szint agyagtartalma a talajképző kőzethez viszonyítva mindig valamivel nagyobb. Ez a jelenség két tényezőből tevődik össze. Az agyaggazdagság nagyrészt viszonylagos, mert ha a karbonátmentes anyagra számított agyagtartalmat hasonlítjuk össze, a különbség sok esetben csak jelentéktelen, jeléül annak, hogy a szénsavas mész kioldódása után az agyag visszamaradt, így mennyisége a szintekben csak viszonylagosan nőtt meg. Ezzel a jelenséggel párhuzamosan azonban kimutatható a tényleges agyagosodás is, mert a talajszintek még karbonátmentes anyagra számítva is valamivel több agyagot tartalmaznak, mint a talajképző kőzet. Ennek a különbségnek a nagysága függ a talajképző kőzet ásványi összetételétől és a könnyen málló, vagyis agyagosodó ásványok mennyiségével arányosan nő. E talajok vízgazdálkodása kedvező, ennek ellenére általában könnyen kiszáradnak. A kilúgozási és a felhalmozódási szint vízkapacitása majdnem egyforma, és kiszáradása is egyenletes. Mivel a talajszintek, vagyis a kilúgozási és a felhalmozódási szintek együttes vastagsága általában nem nagy, a kedvező vízgazdálkodású réteg nem túl mély. Tápanyag-gazdálkodásuk kedvező. Általában a közepes nitrogénellátottság, közepes foszfortartalom és jó káliumellátottság jellemzi e talajokat. Elterjedési területük nem összefüggő, általában a barna földek vagy a csernozjom barna erdőtalajok elterjedési területén belül találhatók a lejtős, erodált vagy erősen tagolt térszíneken. Rendszerint fokozatos az átmenet a környezetükben előforduló, nagyobb területre jellemző talajtípusba. Altípusok. Megkülönböztetésére nem áll rendelkezésünkre elegendő adat. Változataik. A termőréteg-vastagság, az alapkőzet, a fizikai talajféleség, a humuszos szint tulajdonságai, az erózió mértéke valamint a kultúrállapot szerint különítjük el őket. A termőréteg alapján – ezen a megjelölésen a kilúgozás és a felhalmozódási szint együttes, a tömör vagy gyökérzáró talajképző kőzetig terjedő vastagságát értjük – megkülönböztetünk sekély rétegű (50 cm-nél vékonyabb), közepes rétegű (50–100 cm vastag) és mély rétegű (100 cm-nél vastagabb) változatokat. A humuszréteg vastagsága alapján szintén három fokozatot határolunk el: sekély (0–30 cm), közepes (30–60 cm) és mély (60 cm-nél vastagabb) humuszrétegű változatokat. A humusztartalom alapján megkülönböztetjük a gyengén humuszos (1,5%-nál kisebb), a közepesen humuszos (1,5–3%-os) és erősen humuszos (3%-nál nagyobb szervesanyag-tartalmú) változatokat. Az erózió mértéke szerint gyengén erodáltnak nevezzük azt a változatot, amelyben a talajpusztulás csak az A szintet érinti, közepesen erodáltnak, melyben a B szint anyagából már csak kevés maradt meg. Kultúrállapot alapján két változatot határolunk el, a sekélyen művelt talajokat, amelyekben a művelés mélysége nem haladja meg a 20 cm-t, és a mélyen művelt talajokat, melyek művelési mélysége meghaladja a 20 cm-t.

3.2. Csernozjom-barna erdőtalajok Az e típusú talajok szelvényében két folyamat nyomai láthatók. Az egyik a kilúgozás, ami a talajtípust a barna erdőtalajokhoz kapcsolja és aminek a következménye a vasas agyagosodás, a másik az erőteljes humuszosodás, ami már a csernozjom talajok főtípusára jellemző. E két folyamat megjelenésének időpontja és egymáshoz való viszonya többféle lehet. Az a gyakoribb, hogy a barna erdőtalajok valamelyik típusa, legtöbb esetben a barnaföld utólag kerül a csernozjomképződés, az erőteljes humuszosodás hatása alá. Ezért a csernozjom barna erdőtalajok általában a barna erdőtalajok elterjedési területe és a csernozjomterületek határán találhatók. A szelvény felépítésére jellemző az erőteljes, mélyen kialakult humuszos szint, amely gyakran a barna erdőtalaj felhalmozódási szintjébe is belenyúlik, elfedve annak színét és eredeti tulajdonságait. Feltalajuk általában sötétbarna vagy barnásfekete, szerkezetük morzsás, sokszor azonban átmenetet mutat a szemcsés szerkezet felé.

224 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

A humuszos szint mélyebb rétegeiben a szerkezet már a barna erdőtalajok szerkezeti képét mutatja, diós, sőt esetenként hasábos is. Agyagosabb – elsősorban a vulkáni középhegységet kísérő, andezitmálladékot is tartalmazó lejtőlöszökön kialakult – szelvényekben a szerkezeti elemek felületén humuszhártyák fordulnak elő. Ezek a humuszanyagoknak montmorillonit jellegű agyagásványokkal létrejött intenzív kötődésének, majd a szervesásványi kolloidok vándorlásának az eredményei. A felhalmozódási szint akkor látható, amikor a vörösesbarna vasas agyag színe jellemzi, és csak egy részét fedi el a felülről lefelé haladó humuszosodás. Más esetekben viszont a humuszképződés az egész felhalmozódási szintet elfedi, sőt még annál mélyebbre is hatol. Ez utóbbi esetben a felhalmozódási szint és a karbonátos talajképző kőzet közötti éles határ helyett egy gilisztajáratokkal és állatjáratokkal tarkított csernozjom jellegű átmeneti szint képződik a talajképző kőzet anyagából. Sok esetben a talajlakó rágcsálók járataiban még akkor is fennmaradt a B szint vörösesbarnás anyaga, ha a felhalmozódási szintet már teljes mértékben eltakarta a humuszosodás (12.1. ábra).

12.1. ábra - Csernozjom-barna erdőtalaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben) c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol/kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y1, y2, KA és CaCO3-érték tizedrészét mutatja

Az agyagtartalomban nincs különbség a kilúgozási és felhalmozódási szintek között. A humusz eloszlása a szelvényen belül megfelel a csernozjom talajok humuszgörbéinek, melyekben a felső szintek egyenletes humusztartalma a talajképző kőzet irányában fokozatosan csökken. A szerves anyag mennyisége az azonos fizikai talajféleséghez tartozó barna erdőtalajokban találtaknál valamivel több, de a hasonló tulajdonságú csernozjomokban észlelt humusztartalmat nem éri el. A talajszelvény és az agyagos rész ásványi összetételét a 12.2. ábrán mutatjuk be.

12.2. ábra - A csernozjom-barna erdőtalaj teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele

225 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

Vízgazdálkodásuk kedvező, mert a közepes vízáteresztő képességhez jó víztartó képesség társul. Általában szerkezeti állapotuk is kedvező, mert szerkezeti elemeik vízállóak. Tápanyag-szolgáltató képességük jó, nitrogén-ellátottságuk kedvező, ugyanúgy, mint foszfor- és káliumszolgáltató képességük. Kivételt képeznek az andezitmálladékos lejtőlöszön képződött szelvények, melyek csak kevés foszfátot tartalmaznak és megkötőképességük nagy, de ugyanakkor nagy a káliumtőkéjük. Savanyúságuk általában csekély, nem haladja meg a 6,5 pH-t. A meszezés kedvező hatását a mély kilúgozottsággal és huzamosabb művelés esetén a leromlott talajszerkezet helyreállításával magyarázhatjuk. Nagyobb kiterjedésben a Nagyalföld és a Kisalföld középhegységhez, illetve a dombokhoz csatlakozó határán találhatók. Altípusok. Az altípusba sorolás alapja a csernozjom, illetve a barnaföld-jelleg erőssége. Ezek szerint a csernozjom jellegű barna erdőtalajokhoz soroljuk azokat a szelvényeket, amelyekben a barnaföld bélyegei láthatók jobban, vagyis a humuszosodás összefüggő szintet csak a felső 40–50 cm-ben alkot, és alatta a B szint vörösesbarnás, agyagos rétege még jól kivehető. Típusos csernozjom barna erdőtalajnak mondjuk azokat a képződményeket, amelyek szelvényén a csernozjomosodás, vagyis a humuszosodás és esetleg a mészlepedék, valamint a barnaföld-jelleg közel egyforma erősségű. Ilyen szelvényeken a humuszosodás 50 cm vagy vastagabb, de a vörösesbarna felhalmozódási szint egy része még mindig megtalálható alatta. Az átmenet legszélső tagjában, az erdőmaradványos csernozjomban viszont a felhalmozódási szint barnás színe már nem látható, és a barnaföld-jelleg, vagyis az agyagosodás csak a humuszanyagok elroncsolása után válik láthatóvá, vagy a szelvény mechanikai összetételének adataiból következtethetünk rá. Megjegyezzük, hogy az erdőmaradványos csernozjom talajokat az üzemi talajtérképezés során önálló típusként értékeljük.

226 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

Változataik. Az elhatárolás során a karbonáteloszlást, a fizikai talajféleséget, a humuszosodást, az alapkőzetet, az erodáltságot, valamint a kultúrállapotot vesszük alapul. Azokat a szelvényeket, amelyekben a karbonátok a felhalmozódási szintben, esetleg a humuszos kilúgozási szintben is előfordulnak, karbonátos változatba soroljuk, ha viszont a karbonátok csak a talajképző kőzetben mutathatók ki vagy abból is kimosódtak, nem karbonátos változatról beszélhetünk. A humuszréteg vastagsága szerint közepes (30–60 cm-es) és mély humuszrétegű (60 cm-nél vastagabb) változatokat ismerünk. Az erózió mértéke alapján három fokozatot különböztetünk meg. Ez az általánosan elfogadott 30 és 70%-os határértékek mellett azt jelenti, hogy a gyengén erodált szelvények esetében a talajpusztulás csak az A szintet, a közepesen erodált kategóriában a B szintet érinti, erős erodáltság esetén pedig a B szint anyagából már csak keveset hagy vissza. A kultúrállapot alapján sekélyen művelt (20 cm mélyen), és mélyen művelt (20 cm-nél mélyebben), valamint forgatott változatokat különböztethetünk meg.

3.3. Barnaföldek (Ramann-féle barna erdőtalajok) Ide azokat a talajokat soroljuk, amelyekben a humuszosodás, valamint a kilúgozás folyamatához csak az erőteljes agyagosodás és a gyenge savanyodás járul. Ennek következményeként a kilúgozási és a felhalmozódási szint agyagtartalma közötti különbség, a két szint agyagtartalmának hányadosában kifejezve, nem haladja meg az 1,2-et, és ugyanakkor mindkét szint több agyagot tartalmaz, mint a talajképző kőzet (karbonátmentes anyagra számítva). A barnaföldek kilúgozási szintje, a humuszos A-szint általában 20–30 cm vastag, színe barnás, szerkezete morzsás vagy szemcsés, kémhatása gyengén savanyú vagy semleges. A mikroszerkezeti kép az agyag és a humusz szoros kapcsolatát mutatja, és szivacsszerű, ún. földes finomszerkezet jellemzi. Pórusokban gazdag. Átmenete az alatta levő felhalmozódási szint felé fokozatos, de rövid. A felhalmozódási szint barna, vöröses árnyalatú. Agyagtartalmát illetően csak kevéssé tér el a kilúgozási szinttől. Szerkezete szemcsés vagy diós, és a szerkezeti elemek felületén nem találunk agyaghártyát. A kémhatás gyengén savanyú vagy semleges, a savanyúsági értékek kicsinyek. A telítettség 60%-nál nagyobb. A kicserélhető kationok között a kalcium az uralkodó. Mikroszerkezete pelyhesen összeállt agyagos részeket mutat, amelyek összetapasztják a még meglévő elsődleges ásványokat. A vasvegyületektől vörösesbarna színű a mikroszkópos kép. Ezek nagyrészt egyenletes eloszlású, apró kristályos szerkezetű, háromértékű vas-oxidhidrátok. A humusz típusa az erdőben televény, azaz a talajra jutó szerves anyag erősen humuszosodott és az ásványi résszel jól egybeforrott. Erdő alatt álló szelvények humusztartalma 6–8% is lehet, szántóföldi művelés alatt álló szelvényekben a szántott rétegben ez az érték kb. 2%-ra csökken (12.3. ábra).

12.3. ábra - Löszön kialakult barnaföld szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y1, y2, KA és CaCO–3 érték tizedrészét mutatja

227 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

A felhalmozódási szint – különösen a szénsavas meszet tartalmazó talajképző kőzet felett – éles határral különül el. Ebben az esetben a talajképző kőzet felső 30–40 cm-ében a szénsavas mész akkumulációja figyelhető meg. A barnaföldek agyagásványai a talajképző kőzettől jelentős mértékben függenek. A löszön kialakult szelvényben az illit és a klorit mellett vegyes rácsú (illit-szmektit) agyagásványok, valamint kevés szmektit találhatók, amint az a 12.4. ábrán látható. Az andeziten vagy a márgán kialakult szelvényekben az agyagásványok nagyobb része szmektit és vermikulit.

12.4. ábra - Löszön kialakult barnaföld teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele

A barnaföldek vízgazdálkodása kedvező. Vízáteresztő képességük közepes, víztartó képessége jó. Hasznos vizet az egész talajszelvény egyenletesen szolgáltat. Ugyancsak kedvező a tápanyag-ellátottsága is, és a nem erodált szelvényekben mind a nitrogén-, mind a foszfortartalom közepes, a káliellátottság pedig jó. Területük általában a barna erdőtalajok szárazabb szigeteire, medencékre vagy déli kitettségű lejtőkre és a csernozjom területek szomszédságára korlátozódik. A változatos domborzatot mutató tájakon gyakori eset, hogy a sík részeken agyagbemosódásos barna erdőtalajokat, a lejtőn pedig barnaföldeket találunk. Ez a szabályszerűség jellemző a lösz talajképző kőzeten, és az andezitmálladékon kialakult talajokra egyaránt. Altípusok. Három altípusát különböztetjük meg; a típusos, a visszameszeződött és a mélyben kovárványos barnaföldet. A típusos barnaföld legtöbb esetben löszön vagy lösszerű üledéken, valamint bázikus vulkáni kőzetek málladékán és agyagos tengeri üledéken képződik, de nagy kiterjedésben találhatók homokos szelvények is. Ez utóbbiakat változatszinten külön névvel illetjük, rozsdabarna erdőtalajnak nevezve el. A 228 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

típusos barnaföldek szelvényében a humuszos szint általában 30 cm vastag, a felhalmozódási szint pedig 40–50 cm. Így a két genetikai szint együttes vastagsága általában 60–80 cm, míg homokos talajképző kőzet esetében az 1 m-t is meghaladja. Szénsavas meszet ezekben a talajszintekben nem találunk. A visszameszeződött vagy regradált barnaföld szelvényében ezzel szemben már a talajszintekben – elsősorban a felhalmozódási szintben – is kimutatható a karbonát. Ennek megjelenési formája legtöbbször eres, mert a kalcit a régi gyökérjáratokban kristályosodik ki a fölfelé irányuló és betöményedő talajoldatokból. A kémhatás a semleges és a gyengén lúgos között változik, és ennek megfelelően alakulnak a savanyúsági viszonyok és a telítettség is. Ennek az altípusnak a kialakulását elősegíti az erdő felváltása szántóföldi növényekkel, ami a talajoldatok évi mozgását és összetételét jelentős mértékben módosítja. A harmadik altípus a mélyben kovárványos barnaföld, amelyben a felhalmozódási szint két részre oszlik. A felső szint összefüggő agyagosodott réteg, míg a mélyebb rétegekben az agyag kovárványcsíkokban válik ki. Ez az altípus általában kétrétegű talajképző kőzeten alakul ki, amelynek felső rétegei eredetileg löszösek, és így több kolloidot tartalmaznak, az altalaj pedig fokozatosan homokosodik. Változataik. Elhatárolásuk alapja a termőréteg-vastagság, elválasztva a sekély és a közepes termőrétegű szelvényeket, melyeknél a határérték 50–100 cm talajréteg a tömör kőzet- vagy a kavicsréteg felett. A másik értékmérő a telítettség, amelynek alapján telített és közepesen telített barna földeket választhatunk el; ebben az esetben a határérték 80, illetve 60%. A talajképző kőzet alapján elkülönített változatok közül ki kell emelnünk a rozsdabarna erdőtalajok jelentőségét, amely változatról már szóltunk. (Meg kell jegyeznünk, hogy az erdészeti gyakorlatban Járó (1963) munkájának nyomán ezeket a talajokat a barna erdőtalajok külön típusaként értékelik. Mi azonban, mivel nem találtunk olyan új folyamatokat, amelyek ezeket a barnaföldektől megkülönböztetnék, csak azok változataként tartjuk szükségesnek elhatárolni.) A humuszosodás tehát az alapján, hogy milyen mélységig terjed az 1%-nál több szerves anyagot tartalmazó réteg, megkülönböztetünk sekélyen, közepesen és mélyen humuszos szelvényeket. Sekélyen humuszos a talaj, ha ez a réteg nem haladja meg a 30 cm-t, közepesen humuszos, ha 30–60 cm, mélyen humuszos, ha 60 cm-nél vastagabb. Itt azonban meg kell jegyezni, hogy a humuszosodás mélységének növekedésével a barnaföldek mindinkább közelednek a csernozjom-barna erdőtalajok típusához, ennek is a csernozjom jellegű barna erdőtalaj altípusához. A határt a 60 cm-es humuszrétegben állapíthatjuk meg. Ha ennél vastagabb a humuszos szint, akkor a barna erdőtalaj képződésének jeleit mutató szelvényt minden esetben a csernozjom-barna erdőtalajok típusába soroljuk, ha viszont 40 és 60 cm közötti az 1%-nál több szerves anyagot tartalmazó réteg, akkor a barnaföldjelleg erőssége szerint döntjük el a szelvény hovatartozását. A humusztartalom alapján gyengén humuszos (1,5%-nál kevesebb), közepesen (1,5–3,0%) és erősen humuszos (vályog és agyag esetében 3,0%-nál, homok esetében 1,5%-nál több humuszt tartalmazó humuszos rétegű) változatokat különböztetünk meg. Az erodáltság mértéke szerint a gyengén, a közepesen és az erősen erodált változatokat választjuk el aszerint, hogy az eredeti szelvényből 70%, 30% vagy annál kevesebb maradt-e meg. A talajsavanyúság szerint, a 8 y1 határérték alapján gyengén savanyú és savanyú változatokat különítünk el. Megkülönböztetünk meszezett változatokat is, ha a meszezés hatása a talajon kimutatható. A szántóföldi művelésbe vétel alapján pedig elválasztjuk a sekélyen (20 cm) és a mélyen (20–40 cm) művelt, valamint a forgatott változatokat.

3.4. Agyagbemosódásos barna erdőtalajok Ebbe a típusba azokat a szelvényeket soroljuk, amelyekben a humuszosodás, a kilúgozás, az agyagosodás folyamatait az agyagos rész vándorlása és a közepes mértékű savanyodás kíséri. Felismerhetők a szintekre tagozódás, a kilúgozási szint fakó színe és a sötétebb, agyaghártyás felhalmozódási szint alapján. Vizsgálatok segítségével az e típushoz tartozó talajok jól elhatárolhatók. A mechanikai elemzés adatai a kilúgozási és a felhalmozódási szint agyagtartalma között számottevő különbséget mutatnak. Az agyagmérleg alapján (Stefanovits, 1971) az A szintből kimosódott agyag több, mint a kőzetből öröklött és a képződött agyag összegének 15%-a. A textúradifferenciáció az 1,2 értéket mindenkor meghaladja, de legtöbb esetben 1,5-nél

229 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

nagyobb. Ugyanakkor azonban a két szintből leiszapolt agyagos rész összetétele között a teljes elemzés nem mutat lényeges különbséget. Ez utóbbi kérdést a két szint agyagfrakciójának molekuláris viszonyszámai

segítségével döntjük el. Ha a kovasav – szeszkvioxid hányados kilúgozási szintre vonatkozó értékét osztjuk a felhalmozódási szint molekuláris viszonyszámával, és egység körüli értéket kapunk, akkor a szelvény az agyagbemosódásos barna erdőtalajok típusába sorolható. Az agyagvándorlás (lessivage) a helyszínen a felhalmozódási szint szerkezeti elemein észlelhető sötétebb színű és viaszfényű agyaghártyákról ismerhető fel, a szerkezeti elemek vékony csiszolatait vizsgálva pedig a mikroszerkezet a slir (agyagfolyás) jelenségét mutatja a mikroszkópos képben. Az agyagbemosódásos barna erdőtalajok erdei szelvényeiben az A1 szint vastagsága általában 10–20 cm és szervesanyag-tartalma 5–8%. A humusz morfológiai típusa a jobban elsavanyodott változatokban a korhany, a kevéssé savanyú szelvényekben a televény. A humuszanyagok összetételét a fulvósavak nagyobb aránya és a barna huminsavak jelenléte, a huminsavfrakció nagyobb oxidáltsága jellemzi. A kilúgozási szint ásványi része fakó sárgásszürke vagy barnásszürke. Szerkezete szárazon poros vagy leveles. Igen nagy különbség van e talajszint nedves és száraz állapotban elbírált színe között. Kémhatása gyengén savanyú (pH 6,2–6,4), a savanyúsági értékszámok jelentősek (y1 = 10, y2 = 3). Telítettsége 40–60 V% között van. A felhalmozódási szint felé átmenete fokozatos és rövid. A felhalmozódási szint sötétebb színű, többnyire vörösesbarna. Több agyagot tartalmaz, szerkezete diós, szárazon hasábos; a szerkezeti elemek felületén agyaghártyák találhatók, amiről meggyőződhetünk, mert ha az eredetileg sötét színű szerkezeti elemeket szétnyomjuk, poruk, nedves állapotban pedig gyúrt anyaguk világosabb színt mutat. Ha a felhalmozódási szint vastag (több mint 50 cm), akkor általában két részre tagozódik. Ilyenkor a felső réteg valamivel sötétebb, agyagosabb és szerkezetesebb, mint az alsó. A kémhatás gyengén savanyú (pH 6,2–6,5), és ennek megfelelően alakulnak a savanyúsági értékszámok is; az y1-érték a kilúgozási szintben észlelthez hasonló, de az y2 gyakran nagyobb, mint a felette fekvő szintben. A telítettség 60 V%-nál kisebb (12.5. ábra).

12.5. ábra - Andezittufa-málladékon kialakult agyagbemosódásos barna erdőtalaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y1, y2, KA-érték tizedrészét mutatja

A felhalmozódási szintben gyakran találunk vaskiválásokat – szeplőket, ereket, borsókat –, amelyek mind a vasvegyületek mozgásának jegyei. Szántóföldi művelés hatására az A1 szint humusztartalma elkeveredik az A2

230 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

szint ásványi anyagával, és így az Asz humusztartalma csak ritkán haladja meg a 2%-ot. A szántás, valamint a rendszeres növénytermesztés hatására csökken a kilúgozási és a felhalmozódási szint közötti különbség, ezzel párhuzamosan a savanyúság, tehát nő a pH-érték és a telítettség. Az agyagbemosódásos barna erdőtalajok agyagásvány-összetétele nagymértékben függ a talajképző kőzettől. Az andezit és a riolit-területeken a szmektit- és a vermikulitjelleg az uralkodó (12.6. ábra), majd az egyes szintek között kisebb különbség mutatható ki, a löszön képződött szelvényekben pedig a szmektit mellett az illit és a klorit is nagyobb mennyiségben található. A kilúgozási szintből a felhalmozódási szintbe elsősorban a szmektitek mozdulnak el.

12.6. ábra - Löszön (Karád) és andezittufa-málladékon (Mátra 36) kialakult agyagbemosódásos barna erdőtalaj teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele

231 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

Vízgazdálkodásuk kedvező. Vízvezető képességük általában kielégítő, víztartó képességük jó. Szántóföldi művelés hatására azonban a szántott réteg szerkezete elporosodhat, és ez rontja a vízvezetési értékeket. Az évi

232 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

nedvességingadozás a beázott, illetve kiszáradt talajállapot között 1,5–2,0 m mélységig terjed, és az ebben a rétegben tárolt és felhasználható víz mennyisége eléri a 200–250 mm-t. Az egyes szintek hasznosítható vízkészlete azonban különböző: a kilúgozási szintben az évi legkisebb és a legnagyobb nedvességtartalom által megszabott hasznosítható vízkészlet nagyobb, mint a felhalmozódási szintben. Ez a különbség a szántóföldi művelés hatására részben elmosódik. E talajok tápanyag-gazdálkodása általában közepes. Nitrogéntőkéjük erősen függ a humusztartalmuktól, és ezért szegényes. Foszfortartalmuk közepes, de foszfátmegkötődéssel számolni kell. Káliellátottságuk általában jó. Legnagyobb kiterjedésben a Dunántúli- és az Északi-középhegységben, a Dunántúl dombos vidékein találhatók. Altípusok. Három altípust különböztetünk meg, úgymint a gyengén podzolos, a típusos és a mélyben kovárványos agyagbemosódásos barna erdőtalajt. A gyengén podzolos szelvényekben az agyagos rész molekuláris viszonyszámai a kilúgozási és a felhalmozódási szintben különbséget mutatnak, de ez a különbség nem haladja meg az 1,5-es hányadost; 1,2–1,5 között változik. A típusos agyagbemosódásos barna erdőtalajokban az agyag minőségében gyakorlatilag nincs különbség a kilúgozási és a felhalmozódási szint agyagfrakciói között, vagyis a molekuláris viszonyszámok hányadosa 1,0– 1,2 közötti. A mélyben kovárványos agyagbemosódásos barna erdőtalajok altípusába sorolt szelvényekben a felhalmozódási szint alsó része kovárványcsíkokra oszlik a kétrétegű talajképző kőzet miatt. Változataik. Az elkülönítés alapja azonos az agyagbemosódásos, a podzolos és a pangó vizes barna erdőtalajoknál is, ezért együtt ismertetjük. A termőréteg vastagsága alapján megkülönböztetünk sekély és közepes termőrétegű szelvényeket aszerint, hogy a gyökerek által át nem járható vagy a víz- és a tápanyagellátással nem hasznosítható tömör kőzet vagy kőzettörmelék- és kavicsszintek 50, ill. 100 cm felett találhatók-e a talajszelvényben. Ha a termőréteg 100 cmnél vastagabb, nincs szükség a változati szinten való elválasztásra, tehát a talajok elbírálása és megnevezése során ezt külön nem tüntetjük fel. A humuszosodás alapján, tehát aszerint, hogy milyen mélységig terjed az 1%-nál több szerves anyagot tartalmazó réteg, megkülönböztetünk sekélyen, közepesen és mélyen humuszos szelvényeket. Sekélyen humuszos a talaj, ha ez a réteg nem haladja meg a 30 cm-t, közepesen humuszos, ha 30–60 cm, mélyen humuszos, ha 60 cm-nél vastagabb. A humusztartalom alapján a szántóföldi művelésben lévő talajoknál gyengén humuszos (1,5-nél kevesebb), közepesen (1,5–3%) és erősen humuszos (3%-nál több szerves anyag esetén) változatokat különítünk el. A változatok további megkülönböztetésének alapja az anyakőzet és az erodáltság. Vannak gyengén, közepesen és erősen erodált változatok aszerint, hogy az összehasonlítás alapjául szolgáló, nem erodált szelvény talajrétegének 70 vagy 30%-a maradt-e meg. Ez általában azt is jelenti, hogy a gyengén erodált szelvényekben a talajpusztulás csak a kilúgozási szinteket érintette, a közepes és az erős erózió már a felhalmozódási szinteket is. A talajsavanyúság alapján gyengén savanyú és savanyú változatokról beszélünk, melyeket a 8 y1-érték választ el. A glejesedésre ott hívjuk fel a figyelmet, ahol a talajszelvényben a talajvíz hatására fellépő levegőtlenség 1,5 m fölött jelentkezik. A másodlagosan kovárványos szelvényeket szintén változatszinten határoljuk el azoktól, amelyekben ez a jelenség nem lép föl. A meszezés, a talajjavítás (pangó vizes talajon a talajcsövezés is) ott szolgál alapul a talajváltozatok megnevezéséhez, ahol jelei a talajszelvényen felismerhetők. Ilyenkor a talajjavítás módját adjuk meg. A kultúrállapot alapján megítélt talajváltozatok között megkülönböztetjük a sekélyen művelt (20 cm), a mélyen művelt (20–40 cm) és a mélyen lazított vagy forgatott szelvényeket.

3.5. Podzolos barna erdőtalajok (podzolos, agyagbemosódásos barna erdőtalajok)

233 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

Ebbe a típusba azokat a szelvényeket soroljuk, amelyek a humuszosodás, a kilúgozás, az agyagosodás, valamint az agyagbemosódás alapvető folyamata mellett a podzolosodás, az agyagos rész szétesésének jeleit is mutatják, és a savanyodás erőteljesen jelentkezik bennük. A talajvizsgálatok alapján a különböző szintekből leiszapolt agyag teljes elemzésének segítségével határolhatók el. Ha a molekuláris viszonyszámok közötti hányados 1,5-nél nagyobb, akkor ebbe a típusba tartozik a szelvény. Meg kell azonban jegyeznünk, hogy a podzolosodás kisebb-nagyobb mértékben a legtöbb esetben kíséri az agyagbemosódást, így a gyengén podzolos agyagbemosódásos talajok, amelyeket az előbb leírt típusban tárgyaltunk, csak fokozati különbséget mutatnak az ehhez a típushoz tartozó szelvényekhez hasonlítva. Morfológiailag a podzolosodás a kilúgozási szint kifehéredése, gyakran gyengén ibolyás árnyalattal való kifakulása, valamint a felhalmozódási szintben fellépő rozsdaszínű szabad vas-oxidhidrátok alakjában jelentkezik. A vékony, humuszos A1 szint alatt a szárazon egész világos, fakó színű, poros leveles szerkezetű A2 szint található. (Az A1 szint felett az erdei szelvények humusztakarója korhany jellegű.) Mindkettő jelentős savanyúságot mutat. A kémhatás 5,5 és 6,2 pH-érték körüli, a savanyúsági érték y1-nél 10–15, y2-nél 5 körül mozog. A telítettség 60 és 40 V% között változik, de lehet ennél kisebb is. A felhalmozódási szint a kilúgozási szinteknél jóval tömöttebb, agyagosabb. Színe sötétebb, barnás, rozsdavörös. Szerkezete gyakran diós, esetenként hasábos. A szerkezeti elemek felülete vöröses rozsdabarna, feketés erekkel tarkított, vasas hártyával bevont. Az A és a B szint között rövid az átmenet, zegzugos lefutású. Az egész talajszelvény savanyú, de az A1 szint valamivel kevésbé, mint az A2, ami a biológiai felhalmozódás következménye. A telítettség a felső szintekben 40–50% körüli értéket mutat, de az A2 szintben csökken, majd a B szintben – különösen az alsó részében – növekszik. A talajok vízgazdálkodása az A és B szintek közötti különbséggel jellemezhető. Az A szint tavaszi nedves állapota és nyári nedvességtartalma között nagy a különbség, a B szintben pedig nem, leginkább az agyagtartalomból következő nagy holtvíztartalom miatt. Vízfelvétel tekintetében a növények elsősorban az A szint tartalékaira vannak utalva. Tápanyag-gazdálkodása kedvezőtlen nitrogénellátással és a foszfátok megkötődésével jellemezhető. Területükön a talajtakaró általában egységes, változás csak a podzolosodás erősségében, valamint az A szintek együttes vastagságában jelentkezik. Tagolt domborzatú területeken az erózió vagy a szoliflukció hatására a szelvények gyakran csonkák vagy kevéssé fejlettek, ennek következményeként a lejtőkön a kilúgozási szintek vastagsága csökken, sőt sok helyen a felhalmozódási szint kerül a felszínre. Altípusok. Az elhatárolás alapja részben a podzolosodás erőssége. Erősen podzolos szelvényeken az A2 szint erősen fejlett, fehéres, legalább 20 cm vastag, és az agyagos rész molekuláris viszonyszáma kétszerese a felhalmozódási szint agyagos részében találhatónak. A közepesen podzolos talajoknak az A2 szintje legalább 20 cm vastag, fakó színű, az agyagos rész molekuláris viszonyszáma 1,5–2,0-szer nagyobb a felhalmozódási szint agyagfrakciójában találhatóénak. A harmadik altípust a felhalmozódási szint alsó felének kovárványrétegre való osztottsága alapján mélyben kovárványos, podzolos (agyagbemosódásos) barna erdőtalajnak nevezzük. Ez csak homokos altalaj esetén képződhet. Változataik. Meghatározásukkor ugyanazokat az elveket követjük, ugyanazokat a talajtulajdonságokat használjuk fel, mint az agyagbemosódásos barna erdőtalajok esetében.

3.6. Pangó vizes barna erdőtalajok E típusba azokat a talajszelvényeket soroljuk, amelyek dinamikájában a humuszosodás, a kilúgozás, az agyagosodás, az agyagvándorlás és az agyagszétesés folyamatához a redukció jelensége is társul és a savanyodás erőteljes mértéket ölt. Az e típusba tartozás morfológiai előfeltétele a szürke márványozottság a felhalmozódási szintben, ami a redukció következménye. A redukció színe a repedéseket, gyökérjáratokat kíséri. A fizikai és a kémiai vizsgálatok adatai az idetartozást szintén megerősítik.

234 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

A pszeudoglejes vagy pangó vizes barna erdőtalajok közös tulajdonsága, hogy szelvényükben a kilúgozási szint jelentősen kifakult. E szint vastagsága 30–40 cm között változik. A felhalmozódási szint barnás, sárgásbarna alapszínét fakószürke márványozottság kíséri, kismértékű rozsdásodással és vasszeplőkkel, az A és a B szint határához közel pedig vasborsók megjelenése (12.7. ábra).

12.7. ábra - Pangó vizes barna erdőtalaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y1, y2, KA-érték tizedrészét mutatja

A két szint között rövid az átmenet, ezért állnak e talajok az agyagbemosódásos barna erdőtalajokhoz közel, a határainkon kívüli szomszédos területek erősebben fejlett pszeudoglejes talajainak átmenete viszont a kilúgozási és a felhalmozódási szint között vastagabb és nyelvesen szabdalt, zegzugos lefutású. A felhalmozódási szint és a talajképző kőzet közötti átmenet fokozatos, sok esetben nehezen meghatározható. E talajok előfordulási területén a talajképző kőzet gyakran olyan szoliflukciós vályog vagy agyag, amely már magában is márványozott, ha kisebb mértékben is, mint a jelenlegi felhalmozódási szint. Így a Zalalövő melletti téglagyár feltárásában 6 m vastag erősen agyagos üledék található, a valamikori repedések mentén redukciós márványozottsággal. Ez a hulló por anyagának lerakódásakor bekövetkezett kilúgozással, agyagosodással és a folyamatos erdőtalaj-képződéssel magyarázható, és ugyanennek a folyamatnak a terméke a redukció is. Az ide tartozó szelvények adataiból látható, hogy a pangó vizes barna erdőtalajok egész szelvénye jelentős savanyúságot mutat. A pH-értékek ritkán nagyobbak 6-nál, és mind a hidrolitos, mind a kicserélődési savanyúság jelentős. Ez utóbbi arra utal, hogy a savanyúság legalább részben a mozgékony vas- és alumíniumvegyületekből származik. A telítettség 40 és 20 V% között van. A nagy savanyúságnak jelentős agyagvándorlás és -szétesés a kísérője. A vándorló anyagokban a molekuláris viszonyszámok szerint a kovasav kisebb hányaddal van jelen, mint a többi barna erdőtalaj típusban. Ebből azt a következtetést vonhatjuk le, hogy az agyag mozgása és átrendeződése nemcsak agyagásványok formájában következett be, hanem a bomlástermékek egy része külön-külön, a szeszkvioxidok viszonylagos feldúsulása mellett vándorolt ki a szelvényből. Természetesen hasonló jellege volt a talajszelvényen belüli agyagátcsoportosulásnak is. (12.8. ábra).

12.8. ábra - Pangó vizes barna erdőtalaj teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele

235 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

A pangó vizes barna erdőtalajok fizikai tulajdonságai – elsősorban vízgazdálkodása – kedvezőtlen. A felhalmozódási szint és az alatta fekvő rétegek nagy duzzadóképessége az év nagy részében elzárja az amúgy is kevés pórust, és így kiszorítja a talajból a levegőt. A szerkezeti elemek mennyisége a kilúgozási szinttől kezdve a felhalmozódási szint, majd a talajképző kőzet felé fokozatosan csökken, ha az agronómiai tekintetben értékes 1–10 mm átmérőjű szerkezeti elemek mennyiségét nézzük. A pórusviszonyok kedvezőtlenek. Kicsi az összporozitás, különösen a felhalmozódási szintben és a talajképző kőzetben. A talajnedvesség időszakos meghatározása szerint a mélyebb szintekben alig van változás a különböző évszakokban vett talajminták nedvességtartalma között. A nedvességingadozás a felső 80 cm-es rétegre korlátozódik, eltérően a többi barnaerdőtalaj-típusnál általános 1,5 m-es határtól. Ezen belül is nagyobb nedvességeltérések csak az első 20 cm-es rétegben vannak, amit azzal magyarázhatunk, hogy a talajon díszlő erdei fenyves gyökérzetét is nagyrészt ebben a szintben találtuk. Ez a levegőtlenség és a rossz vízgazdálkodás következménye, egyúttal számos talajban lejátszódó folyamat magyarázata. Tápanyag-gazdálkodásuk vízgazdálkodásukhoz hasonlóan kedvezőtlen. A nitrogén felhalmozódása a talajszelvényekben igen kis mértékű. A foszfortartalom kicsi, ugyanakkor jelentős foszfátmegkötéssel kell számolni. A káliumtartalom sem mindig kielégítő, mert a kilúgozási szint megbontott anyagából kimosódhat a kálium, amit a tápanyagmérleg is bizonyít. Altípusok. A megkülönböztetés során elsősorban arra vagyunk tekintettel, hogy a másodlagos ásványok megbomlása eléri-e azt a határt, amelyet a podzolosodásra szabtunk, vagyis a kilúgozási szint agyagos részének molekuláris viszonyszámai legalább 1,5-szer nagyobbak-e a felhalmozódási szint hasonló értékeinél. Ha ezen

236 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

érték alatt maradnak, akkor agyagbemosódásos, pangó vizes barna erdőtalajokról beszélünk, ellenkező esetben podzolos altípusról van szó. Változataik. Az elhatárolás és megkülönböztetés alapja azonos az agyagbemosódásos barna erdőtalajoknál vázoltakkal. Különös fontossága van a glejesedés, ez esetben a talajvíz hatására fellépő glejesedés eldöntésének. Az a tapasztalatunk, hogy az ország nyugati és délnyugati határvidékén, valamint északkeleti részén, ahol e talajok előfordulnak, a mélyebben fekvő területeken rendszerint számolni kell a talajvíz hatásával, így a glejesedéssel is. Ennek következményeként változatszinten megkülönböztetjük a völgyi pangó vizes barna erdőtalajokat – amelyekben valódi glejesedés társul a pszeudoglejhez –, valamint a lejtők és a hátak pangó vizes barna erdőtalajait, ahol az altalaj egyöntetű glejesedése hiányzik. E talajok művelésének jellegzetessége a bakhátas szántás, azzal a céllal, hogy a túl nedves vagy túl száraz időszakok hatását kiegyenlítse.

3.7. Kovárványos barna erdőtalajok A barna erdőtalaj képződésének feltételei között a homokon kialakult szelvényeken új jelenség figyelhető meg, a kovárványképződés. Ez társul a humuszosodás, a kilúgozás, az agyagosodás, az agyagvándorlás, a savanyodás és esetenként a hazánkban ritkán fellépő podzolosodás folyamatához. A kovárványos barna erdőtalajok kilúgozási szintjének vastagsága igen különböző, akárcsak a felső rétegek humuszosodása. A 30–50 cm vastag kilúgozási szint (A1 + A2) az általános, de előfordul 80 cm vastag is. Színe világosszürkés vagy sárgásbarna, szerkezete homokos. Humusztartalma csekély, ritkán haladja meg az 1–2%-ot (12.9. ábra).

12.9. ábra - Kovárványos barna erdőtalaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra az y1, y2,-érték tizedrészét mutatja

A felhalmozódási szint kovárványcsíkok alakjában jelentkezik, amelyek a talajképző folyamatok jellege szerint lehetnek barnásak, vörösek vagy vörösesbarnák. Az egyes csíkok vastagsága a néhány millimétertől a néhány centiméterig terjed. A köztük levő köz 5 és 20 cm között változik. Az így kialakult felhalmozódási szint vastagsága általában 1 m körüli, de nem ritka a több méter vastag sem. A kovárványos rétegek vastagsága a felhalmozódási szint mélyebb részein fokozatosan csökken, míg végül a talajképző kőzet határán megszűnik a kovárványosodás. A felhalmozódási szint is gyengén savanyú és agyagtartalma – a kovárványos és a közbezárt rétegekét együttesen számításba véve – meghaladja a kilúgozási szintét. A savanyúsági értékek a kevés kolloid következtében kicsinyek, de a telítettség nem csökken 60% alá, kivéve a ritkán előforduló podzolos 237 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

szelvényeket. A különböző körülmények között kialakult kovárványosodás négy esetét különböztethetjük meg (12.10. ábra).

12.10. ábra - A kovárványképződés típusai; 1-típusos, 2-előrajzolt, 3-másodlagos kovárvány, 4-mélyben kovárványos szelvény

A típusos kovárvány olyan homokon képződik, amelyben az agyagos rész mennyisége 5%, a leiszapolható része 10% alatt marad, nem tartalmaz szénsavas meszet (vagy a kilúgozás következtében elveszítette azt), nem glejes és nem rétegzett. Ebben az esetben a kovárványcsíkok megjelenését csak a diffúzió sebessége, valamint a szivárgó oldatok töménysége szabja meg. Minél gyorsabb a diffúzió és minél hígabb a talajoldat, annál messzebb képződnek egymástól a kovárványcsíkok és annál vékonyabbak. E zegzugos lefutású csíkok a felszínnel majdnem párhuzamosak. Az előrajzolt kovárvány keletkezésének első három feltétele azonos a típusos kovárványéval, a homok azonban nem egyenletes. Ha iszapos csíkok, tömődöttebb homokrétegek vannak a szelvényben, akkor ezek mentén képződnek a kovárványcsíkok. Ugyanígy, ha a homokban a fagyváltozékonyság gyúró hatására a pleisztocénban zsák, üst, vagy ék alakú tömődöttebb rétegek alakultak ki, akkor a kovárvány ezeket mintegy előhívja. Másodlagos kovárvány akkor képződik, ha a homok eredetileg több iszapos, agyagos részt tartalmazott, mint amennyi a kovárványképződés feltétele. Ha az ilyen talajképző kőzeten agyagbemosódásos barna erdőtalaj alakul ki, megtörténhet, hogy az A szint agyagtartalma a megadott határérték alá csökken. Ilyenkor vékony, néhány mm-es kovárványcsíkok keletkeznek a már kifejlődött A2 szintben. Alatta a szelvényben az összefüggő B szint következik. Mélyben kovárványos szelvények akkor képződnek, ha a talajképző kőzet nem egyöntetű. Gyakori, hogy a felső 1 m-es rétegben több a löszös elegyrész, alatta pedig tiszta homok fekszik. Ilyenkor az erdőtalaj-képződés hatására alakul az A és a B szint, de ha az utóbbi alsó szegélye a homokba nyúlik, akkor ott kovárványcsíkok jelennek meg – ez az additív kovárványképződés. A kovárványos barna erdőtalajok vízgazdálkodása az egyöntetű homokszelvényekétől, vagyis a futóhomokétól annyiban tér el, hogy a kovárványcsíkok között több víz raktározódik, az agyagos kovárványcsíkok hatására lassúbb a csapadék leszivárgása. Ez utóbbi jelenség azért előnyös, mert hosszabb ideig ad lehetőséget a növények gyökereinek a talajban szivárgó nedvesség felvételére. Kedvező a kovárványcsíkok hatása a talajok tápanyag-gazdálkodására is, mert egyrészt nagyobb kolloidtartalmuk több növényi tápanyagot köt meg, másrészt a hosszabb ideig tartó kedvező nedvességi állapot lehetőséget ad arra, hogy a növények a tápanyagokat megfelelő módon hasznosítsák. Természetes, hogy e 238 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

homok talajképző kőzeten kialakult talajnak a tápanyagtőkéje kisebb, mint a szilikátokban és más mállékony ásványokban gazdagabb üledéken kialakultakénak. A kovárványos barna erdőtalajok megtalálhatók hazánk minden homokos táján, túlnyomórészt a Nyírség és a Somogyi homokhát területén, de szigetszerűen előfordulnak a Duna–Tisza közi homokháton is. Altípusok. Az altípusokat a kovárványcsíkok minősége szerint különítjük el. Podzolos altípus: a kovárványcsíkok szabad vas- és alumínium-oxidhidrátokat tartalmaznak, vagyis a kilúgozási szint agyagához viszonyítva jelentős minőségi különbséget mutatnak (az agyagos rész molekuláris viszonyszámai között az A szint és a B szint vonatkozásában a hányados 1,5-nél nagyobb). Agyagbemosódásos, kovárványos barna erdőtalajok: a kovárványcsíkok agyagos része nem mutat lényeges minőségi eltérést a kilúgozási szint anyagától (a hányados 1,5-nél kisebb). Típusos kovárványos altípus: a kilúgozási szint agyagtartalma nem sokkal kisebb, mint a kovárványos felhalmozódási szint átlagos agyagtartalma (a textúrdifferenciálódási hányados 1,2-nél kisebb). Humuszos kovárványos az altípus, ha a kovárványcsíkok anyaga humuszos (hazai körülmények között ez csak az utólagos humuszosodással van kapcsolatban). Meg kell jegyeznünk, hogy a podzolos övezetben, mind a kontinentális, mind az atlanti podzolok területén, vannak olyan kovárványos szelvények, amelyekben a csíkok anyaga ugyancsak szerves anyag – a podzolosodás hatására mozgó humuszanyag –, tehát ezek alapvetően eltérnek a nálunk található, a barna erdőtalajok főtípusába tartozó humuszos kovárványos szelvényektől. Ez utóbbiakban a kovárványcsíkok humusztartalma nagyrészt a bennük elbomlott gyökerek szerves anyagából, tehát helyben képződött. Változataik. Az elkülönítés alapja lehet a kovárványosodás jellege és mélysége, valamint a humuszosodás mértéke és mélysége. Kovárványosodás alapján megkülönböztethetjük a típusos és az előrajzolt kovárványképződés esetét. A másodlagos és az additív kovárványképződés nem itt, hanem az agyagbemosódásos barna erdőtalajban fordulhat elő. A humuszosodás mértéke alapján megkülönböztetünk humusszegény (amelynek szelvényében a szervesanyag-tartalom sehol sem nagyobb 0,5%-nál), közepesen (0,5– 1,5%) és erősen humuszos (1,5%-nál több humuszt tartalmazó) változatot; mélysége alapján pedig sekélyen – amelyben a szerves anyagot tartalmazó szint 20 cm-nél vékonyabb – és közepesen humuszos , amelyben a humuszréteg 20–40 cm és mélyen humuszos, melyben ennél vastagabb – változatot. (Humuszrétegen az összefüggő humuszréteget értjük.) A defláció alapján megkülönböztetünk teljes és csonka változatokat. Teljes szelvényben a humuszos, valamint a kilúgozási szint a felhalmozódási szint felett megtalálható, a csonka szelvényekben viszont a kovárványosodás már a feltalajban – legfeljebb 20 cm mélységben – kezdődik. A ráhordással fedett szelvényeket a humusztartalomban vagy a mészállapotban mutatkozó anomáliák alapján különböztetjük meg. Ezek a jelenségek a talajszelvény utólagos elborításának eldöntésére alkalmasak. A változatok elkülönítésének alapja lehet a kultúrállapot, vagyis a forgatásos művelés mélysége is. Eszerint sekélyen (20 cm) és mélyen művelt (20–40 cm), valamint forgatott szelvényekről beszélünk. A talajjavításkor a réteges homokjavítást és a lápföldezést kell tekintetbe venni. A forgatás és a lápföldezés feltördeli a kovárványrétegeket, ezért anyaguk gócokban található meg a homokban.

3.8. Savanyú, nem podzolos barna erdőtalajok Hazánk legsavanyúbb talajképződményei tartoznak ide, amelyekben az erőteljes savanyodás az acid mull típusú humuszosodáshoz, a kilúgozáshoz, valamint az agyagosodáshoz társul. Általában agyagpalán, filliten, porfiriten és hidroandeziten kialakult szelvények. Rendszerint öröklött és újraéledő, a talajképződés kezdete előtt létrejött agyagásványokat tartalmaznak, amelyek jelentősen vesztettek kolloidtulajdonságaikból, és a jelenlegi talajképző folyamatok által csak részben aktiválódnak. Kilúgozási szintjük sok szerves anyagot tartalmaz, ami rendszerint a csarabos, áfonyás erdei aljnövényzet következménye. A humuszosodás típusa a savanyú televény vagy acid mull. Ennek a szintnek a színe barnásfekete, a szerkezete szemcsés vagy morzsás. Igen savanyú, a pH-érték 3,5–4,5 körüli, a hidrolitos savanyúság pedig ennek megfelelően 100 körüli értéket mutat. A humuszhoz kötött savanyúság következményeként a kicserélődési savanyúság kevés. A telítettség 20–30% körüli, minden esetben 40% alatt marad. A kicserélhető kationok meghatározásakor mindig találunk alumíniumot és vasat is a kicserélőoldatban. A szint határa éles és egyben a humuszt szolgáltató növényzet, a csarab és az áfonya gyökereinek is határa.

239 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

A felhalmozódási szintben a savanyúság szintén jelentős. A pH-érték ugyan csupán 5, de a hidrolitos savanyúság 20–30 körüli. Ennek megfelelően a telítettség 20% alatt marad, és a kicserélhető alumínium és vas itt még nagyobb mennyiségű. Ezeknek a háromértékű ionoknak a jelenlétével magyarázható, hogy sem agyagbemosódás, sem podzolosodás nincs, mert jelenlétük az agyagot koagulált állapotban tartja, továbbá megvédi az elmozdulástól és a széteséstől. A talajképző kőzet felé alkotott átmenetük fokozatos, és a mind nagyobb mennyiségben található kőtörmelékkel párhuzamosan alakul. Ezért nagy részük sekély termőrétegű. E talajtípus elterjedése a középhegységi savanyú kőzetekhez, így a Bükkben és a Zempléni-szigethegységben agyagpalához, a Mátrában hidroandezithez és Sopron környékén leukofillithez kötött. Vízgazdálkodásuk a gyakran sekély termőrétegük miatt kedvezőtlen. Hamar kiszáradnak, mert kicsi a víztartó képességük, a téli csapadékból csak keveset tárolnak. Tápanyagtartalmuk igen szegény. Elsősorban a szántóföldi művelésben álló talajok tartalmaznak kevés nitrogént, kevés foszfort és káliumot. A sok mozgékony alumínium és vas következményeként jelentős a foszfátmegkötés. Külföldön csak hosszabb ideig tartó, nagy adagú műtrágyázás után tudják a talajokat – elsősorban Belgiumban (Belgiumban „sol brun acid”-nak nevezik) – jó termőerejűre javítani. Altípusok. Az erdei szelvényeknél a megkülönböztetés alapja a humusztakaró formája. Így nyers humuszos és savanyú humuszos altípusok vannak. A nyers humuszos altípusban a talajra jutó alom nem bomlik el teljesen egy év alatt, így a talaj felszínén nemezszerűen összetömörült levelek vagy levéltörmelékek vannak. A savanyú humuszos altípusban végbemegy a humuszosodás; a humusz tökéletesen keveredik a talaj ásványi részeivel. Változataik. Az elhatárolás alapja a termőréteg vastagsága; határértékei: 50, illetve 100 cm, megkülönböztetve sekély, közepes, valamint mély termőrétegű változatokat. A humuszosodás alapján elsősorban a szántóföldi szelvényeket különböztetjük meg, a gyengén (1% szerves anyag), a közepesen (1–3% szerves anyag) és az erősen humuszosokat. Az anyakőzet megjelölése igen jelentős, mert nagymértékben függ tőle a talaj tápanyagtartalma, valamint kémiai és fizikai tulajdonságai. A hegyes és a lejtős területek talajain az erodáltság általában fontos jelzője a termékenység csökkenésének. Talajjavításkor – ami itt a meszezést jelenti – ennek feltüntetése ad lehetőséget az új változat elkülönítésére. Végül a kultúrállapot szerint sekélyen (20 cm) és mélyen (20–40 cm) művelt talajokat választunk el.

4. Csernozjom talajok E főtípusban azokat a talajokat egyesítjük, amelyekre a humuszanyagok felhalmozódása, a kedvező, morzsalékos szerkezet kialakulása, valamint a kalciummal telített talajoldat kétirányú mozgása a jellemző, és amelyek az ősi füves növénytakaró alatt bekövetkezett talajképződés eredményei (a zárt fűtakarón belül egyes fák vagy kisebb facsoportok előfordulhatnak). A csernozjom talajokat kialakító folyamatokat a következőkben jellemezzük. Humuszosodás. A füves növényzet talajba jutott maradványainak mikrobiológiai úton bekövetkező elbomlása és átalakítása a humuszosodás. Az aerob baktériumok által termelt és az elhalásuk után képződő huminsavak a talajoldat kalciumionjaival humátokat képeznek. Ezt a folyamatot a mélyebb szintekben csak fokozatosan csökkenő erősséggel lelhetjük fel, aminek következményeként a csernozjom talajokban a humusztartalom a mélységgel fokozatosan csökken. A szerves anyag szelvényen belüli eloszlását jelentősen befolyásolja a talajlakó állatok túró, keverő tevékenysége, a járatokon keresztül ugyanis összekeverik a különböző jellegű talajszintek anyagát. Előfeltétele a túlnyomórészt füves növénytakaró, a talajba jutó szerves anyag baktériumos elbontása, a gyengén lúgos vagy semleges kémhatású talaj, a kalciumban gazdag talajoldat, valamint olyan víz-, levegő- és tápanyagviszonyok, amelyek a biológiai tevékenységnek kedveznek. Következménye a viszonylag mély és sok szerves anyagot tartalmazó morzsalékos szerkezetű, jó víz- és tápanyag-gazdálkodású humuszos szint. A humuszos réteg a vízhatástól mentes típusokban fokozatosan átmenetet mutat, a réti csernozjomokban viszont nem. Kilúgozás. E folyamat a csernozjomokban a szénsavas meszet oldja ki a felső talajszintekből, de sok esetben csak a karbonáttartalmat csökkenti. Egyedül a kilúgozott csernozjomtípusban, esetenként pedig az erdőmaradványos csernozjomokban lúgozódnak ki a karbonátok a humuszos szintnél mélyebbre. A mélyben sós réti csernozjom altípusban a kilúgozás oly kis mértékű, hogy a mélyebb szintekben (1 m alatt) visszamaradnak a nátriumsók. A kilúgozásnak előfeltétele az elegendő csapadék, amelynek eloszlása is egyenletes, mert ha a 240 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

nedves és száraz időszakok váltakoznak egymással, a szárazság idején a kilúgozás visszafordul, és a mélybe mosott sók a talajoldattal a felszín felé vándorolnak. További vízveszteség esetében a sók betöményednek és kiválnak, ami a mikrokristályos kalcit, esetenként pedig a dolomit kicsapódásához vezet a mészlepedékes csernozjomokban. Ugyancsak feltétel a talajoldat és a talajvíz vagy a mélyebb talajszintek kapcsolatát biztosító jó vízáteresztő képesség. A kilúgozásnak követelménye a szénsavas mész eloszlásában mutatkozó szabályosság, ami jellemzi is az egyes típusokat. A mészlepedékes csernozjom szelvényében a karbonátok mennyisége felülről lefelé fokozatosan nő, és kolloid vagy mikrokristályos alakban egy rétegben csapódik ki; a réti csernozjomok szelvényében a karbonáttartalom előbb kevés, aztán maximális, majd a talajképző kőzet felé ismét csökken. A kilúgozás sohasem ér el olyan mértéket, hogy a talaj elsavanyodása jelentős legyen. Agyagosodás. A csernozjom főtípusban ritka, vagy az ősi erdőtalaj-képződésnek a humuszosodással elfedett maradványa lehet, vagy a nedvességbőség hatásának a következménye. Kimutatása az agyagtartalom karbonátmentes anyagra való átszámítása alapján lehetséges. Agyagosodáskor a talajszintekben több az átszámított agyag, mint a talajképző kőzetben. Az agyagos rész – összetételét vizsgálva – illitesedést is mutat. A röntgendiffrakciós vizsgálatok adatai szerint (12.12. ábra) a lösz eredeti agyagásványai között az illit mellett a kloritot és nagyobb mennyiségben a szmektitet, valamint az illit–szmektit vegyes ásványt is megtalálhatjuk. Ez a típusos löszökre vonatkozik, ott azonban, ahol pannon üledék anyaga vagy az andezitmálladék elegyedik a hullóporral, a löszök és a lösszerű üledékek méginkább szmektiteket tartalmaznak. A csernozjomképződés folyamán ez az agyagásvány-társulás a felszín felé közeledve az egyes talajszintekből vett mintákkal mind több illitet tartalmaz, amely a szmektitek rovására, a káliumbefogás következtében alakul ki. A közös eredetre utal, hogy a különböző szintekből elkülönített agyagos részt kálium-kloriddal kezelve majdnem azonos röntgendiffrakciós képet kapunk, valamint, hogy az agyag káliumtartalma is az illitesedésnek megfelelően nő. Ez az illitesedés feltételezhetően a füves növényzet káliumfelhalmozása, valamint a váltakozó kiszáradás és újranedvesedés következménye. A szénsavas mész fluktuálása. A kilúgozási folyamat jellegének következménye. Azokban a talajokban, amelyekben a sók kilúgozódása a nyári száraz időszakban visszafordul, és a karbonátok időleges felhalmozódását idézi elő, labilis mészkiválások képződnek, melyek legtöbbször mészlepedék alakjában tűnnek elő. Ez a jelenség nyáron jobban észlelhető, tavasszal olykor egyáltalán nem. A talajszerkezet jó vízállóságú, mert a szerkezeti elemek felületét a vékony szénsavasmész-hártya – a mészlepedék – bevonja és ellenállóvá teszi. Újabb vizsgálataink szerint a mészlepedék anyaga nemcsak mikrokristályos kalcitot, hanem többkevesebb dolomitot is tartalmaz. Sófelhalmozódás. A mélyebb szintekben akkor következhet be, ha a talajvíz csak kisebb mélységben található, és a kapilláris zóna eléri a talajszinteket, továbbá akkor, ha a vízzáró altalaj felett a kilúgozás hatására lefelé vándorló oldatok megtorpannak, és a szállított vízben oldható sók feldúsulnak. Előfeltétele a sok sót tartalmazó talajvíz – amely kapillárisan felhúzódva a talajszintekben betöményedhet –, vagy a vízhatlan altalaj, mely meggátolja az oldatok további lefelé mozgását. Következménye a talajok vízgazdálkodásának romlása, aszályérzékenysége és a sóérzékeny növények gyökerei számára káros réteg kialakulása. Vasmozgás. E folyamat a vasionok vegyértékváltásának következménye. A talajban bekövetkező redukció hatására a vas kétértékűvé alakul, így mozgékony lesz. Ha a vándorló kétértékű vasvegyületek ismét oxidálóközegbe jutnak, visszaalakulnak háromértékűvé, elvesztik mozgékonyságukat és kicsapódnak. Így keletkezhetnek a rozsdafoltok, a vasborsók vagy egyéb vaskiválások, ami a réti csernozjomokra jellemző. A leírt folyamatok több talajtípust alakítottak ki.

4.1. Öntéscsernozjomok Az ebbe a típusba tartozó talajokban a csernozjomképződés, azaz a szerves anyag felhalmozódása társul azokhoz a tulajdonságokhoz, amelyek a talaj öntésjellegéből származnak. Az öntésanyag lerakódásának körülményeiből származó különbségek a talaj szelvényében tovább is fennmaradnak, a humuszosodás csak elfedi ezeket. Szelvényükben a morzsalékos, barna humuszos szint alatt, de sokszor ezen belül is a rétegzett, több vagy kevesebb homokot, iszapot és agyagot tartalmazó talajképző kőzet található. Az öntés jellegétől függően több-kevesebb szénsavas meszet tartalmaznak, de a karbonátok eloszlása nem mutat olyan jellegzetes képet, mint a többi csernozjomtípusnál. A morzsás szerkezet kevésbé jó,

241 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

és a szerkezetes humuszos szintek átmenete rövid. A feltalaj humusztartalma 3–4%, ez lefelé fokozatosan csökken. Az egész szelvényben előfordulnak az öntéstalajmúltból származó apró rozsdafoltok. Vízgazdálkodásuk a fizikai talajféleségtől függően különböző lehet, de általában vízvezető és víztartó képességük is közepes. Sok nyers ásványi tápanyagot tartalmaznak, amelyek feltáródásának feltételei megvannak, ezért tápanyag-gazdálkodásuk a szerves anyag formában felhalmozódott nitrogén mennyiségétől és ásványosodásának ütemétől függ. Területei általában a régi folyóteraszok és az árterek – elsősorban a Duna-völgy – magasabb részein találhatók, melyekhez a folyók fiatalabb ártere felől az öntéstalajok, mélyebb fekvésű helyeken pedig a réti talajok csatlakoznak. Altípusok. A karbonáttartalom az elhatárolás alapja. Megkülönböztetünk karbonátos és nem karbonátos altípust a feltalaj karbonáttartalma alapján. Változataik. A humuszréteg tulajdonságai, a karbonáttartalom, valamint a kultúrállapot szerint a többi csernozjomtípusnál ismertetett hatérértékek alapján választjuk el őket egymástól.

4.2. Kilúgozott csernozjom talajok Szelvényükben a kilúgozási folyamat a szénsavas meszet a talajképző kőzetbe vagy ezen keresztül a talajvízbe szállította. Ennek következményeként karbonátokat csak a humuszos szint alatt, a talajképző kőzetben találhatunk, ugyanakkor a talajképző kőzet egy részét is érintette a kilúgozás. A talajszelvényben a humuszos szint mélyre hatol, és két szintre osztható, a felső, az egyenletesen humuszos A szintre és fokozatosan csökkenő humusztartalmú B szintre. Meg kell jegyeznünk, hogy erdőtalajokban B szintnek általában a felhalmozódási szintet nevezzük; a csernozjom talajokban az ún. csernozjom B szint a fokozatosan csökkenő humusztartalommal jelemezhető réteget jelöli. A humuszréteg átmenete a talajképző kőzet felé hosszú, fokozatos, nehezen elhatárolható. Sok az állatjárat. A giliszták és a talajlakó rágcsálók járatait egyaránt nagy számban találjuk, és ezek anyaga egyrészt humuszos talajrészeket tartalmaz, másrészt a talajképző kőzet anyagát foglalják magukban. A humuszos szintek szerkezete morzsalékos, és ez a morzsalékosság egyes esetekben még a humuszos szint alá is nyúlhat. A kilúgozott csernozjom kémhatása semleges, telítettsége a feltalajban 70–80%-os, ez az érték a talajképző kőzet felé fokozatosan nő. A kicserélhető kationok között a kalcium az uralkodó. Vízben oldható sók csak igen kis mennyiségben találhatók a talajszelvényben. Vízgazdálkodásuk igen jó. A kitűnően morzsás szerkezet következményeként vízáteresztő képességük jó, egyúttal víztartó képességük is olyan nagy, hogy a növények számára a szükséges vízmennyiséget a hosszabb, szárazabb időszakokon át is biztosítani tudják. Tápanyag-gazdálkodásuk jó, a viszonylagosan nagy szervesanyag-tartalom egyben sok nitrogént is tárol, melynek felszabadulása és a növények által történő hasznosítása folyamatos. Hasonló a helyzet a foszfátok felvehetőségi viszonyaival kapcsolatban is, a folyamatos káliumellátást pedig a talaj ásványi része biztosítja az egyenletes mállás következtében. A kilúgozott csernozjom talajok területe hazánkban szűk térre korlátozódik. Foltokban több helyen is előfordulnak, de összefüggő területen csak az ország északkeleti részén, a Tisza és a Hernád között elnyúló löszháton. Altípusok. Ritka előfordulásuk miatt altípusokat ez ideig még nem állott módunkban elkülöníteni. Változataik. Az elhatárolás alapja a humuszos szint tulajdonságai, az erózió mértéke és a kultúrállapot. A humuszréteg vastagsága szerint közepes humuszrétegűnek nevezzük azokat a szelvényeket, amelyekben az A és a B szint együttes vastagsága 40–80 cm, mély humuszrétegűnek azokat, amelyekben 80 cm-nél vastagabb. A humusztartalom (2 és 3,5%) alapján gyengén, közepesen és erősen humuszos szelvényeket választunk el. Az erózió mértéke alapján három fokozatot különítünk el aszerint, hogy a talajszinteknek, vagyis az egyenletesen humuszos A szint és a B szint együttes vastagságának hány százaléka esett áldozatul a talajpusztulásnak. Ezek a fokozatok egyben a visszamaradt talajrétegek vastagságát is jelentik, ami az elválasztás alapjául szolgál. Gyengén erodáltnak nevezzük azokat a szelvényeket, amelyekből a talajszintek 30%-nál kisebb részét hordta el a talajpusztulás, vagyis 70%-a megmaradt, közepesen erodáltnak nevezzük azokat a szelvényeket, amelyekben az eredeti talajszintek 30–70%-a pusztult el, ill. 70–30%-a maradt meg. Erősen erodáltnak mondjuk azokat a szelvényeket, amelyek talajszintjeiből több mint 70% elpusztult, de még

242 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

nem sorolhatók a földes kopárok típusába, vagyis még felismerhetők az eredeti talajszintek maradványai. Kultúrállapot szerint két változatot különböztetünk meg, elsősorban a huzamos, helytelen talajművelés hatására a csernozjom talajokban gyakran fellépő tömődött szint alapján, mely a szántott réteg alatt képződik. Ez az eketalprétegnek vagy barázdafenék-tömődöttségnek is nevezett jelenség általában kb. 5 cm vastag, tömött, valamivel több agyagos részt tartalmazó, éles hasábokra vagy rétegekre széteső szint. A másik változatot a leromlott szerkezetű szántott réteg képviseli, mely az eredetileg morzsalékos szerkezet elporosodásával jellemezhető.

4.3. Mészlepedékes csernozjom talajok Nemcsak hazánk, hanem az egész Duna-völgy jellegzetes talajképződménye. Elnevezésüket a szelvényükben általában 30–70 cm között jelentkező mészlepedékről kapták, mely a szerkezeti elemeket, vagyis a talajmorzsákat vékony, penészhez hasonló hártya alakjában vonja be. A lepedékes réteg – különösen szárazon – világos színű, szürkés árnyalatú, és igen könnyen esik szét szerkezeti elemeire. A mészlepedék e talajtípus sajátos dinamikájának következménye, melyben váltakozva következnek a kilúgozás, vagyis a szénsavas mész kioldásának, és a lepedékképződés, vagyis a szénsavas mész talajoldatokból való kicsapódásának időszakai. A kilúgozás az ősztől tavaszig tartó átnedvesedéssel esik egybe, a lepedékképződés pedig a nyári kiszáradás és a talajoldatok betöményedésének következménye. A szelvény felépítésében a szántott réteg, amelyet általában Asz-szel jelölünk, leromlott szerkezetet mutat, apró morzsás, hosszas művelés hatására elporosodott, és alján tömődöttebb réteg jön létre, ahol a szántott réteg kolloidjainak egy része egyszerű fizikai átiszapolódás következtében kismértékben feldúsult. A feltalaj kémhatása semleges vagy gyengén lúgos, humusztartalma 3–4%. A szénsavasmész-tartalom vagy teljesen hiányzik, vagy legfeljebb néhány százalék. Az alatta következő A szint humusztartalma a szinten belül azonos. Színe a sok humusz következtében sötétbarna, barnásfekete. Szerkezete kitűnően morzsás. Kémhatása gyengén lúgos, szénsavas meszet rendszerint kisebb mennyiségben tartalmaz. Humusztartalma, mint a szántott rétegé. Az alatta következő B szint felé átmenete fokozatos, és rendszerint egybeesik a mészlepedékes szint felső határával. A csernozjom B szintben a szervesanyag-tartalom fokozatosan csökken. Ennek megfelelően világosodik a szint színe, és ezzel párhuzamosan nő a szénsavasmész-tartalom is. A talajszerkezet, a kitűnően morzsás állapot a szint felső részétől a mélyebb részek felé kisebb mértékben és fokozatosan csökken. A szintet alszintekre oszthatjuk és a mészlepedékes szintet mindenkor különválasztjuk. Ez az alszint a szénsavas mész meghatározásakor nem mutat kiugróan nagy értéket, viszont a kationcserélő képesség meghatározása során ebből oldódik ki a legtöbb kalcium, ami a kicsapódás frissességét és a kicsapódó anyag finom szerkezetét árulja el. A B szint szervesanyag-tartalma 3%-ról általában 1% alá csökken (lásd 12.11. ábra). Igen sok állatjárat figyelhető meg, nem találunk egy négyzetcentiméternyi helyet sem a szelvényben, amely ne mutatná az állatok keverőhatásának jelét. Ezek lehetnek gilisztajáratok és nagyobb talajlakó állatok járatai, vagyis krotovinák egyaránt. A talajképző kőzetben, sokszor azonban már a felhalmozódási szint alsó részén is mészerek és mészgöbecsek jelennek meg. A mészerek a régi gyökérjáratok szénsavas mésszel való kitöltése útján jönnek létre. Az ásványi rész vizsgálati adatai az illetesedést mutatják (lásd 12.12. ábra).

12.11. ábra - A mészlepedékes csernozjom szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra y1, y2, KA és CaCO3-érték tizedrészét mutatja

243 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

12.12. ábra - A mészlepedékes csernozjom teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele

244 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

Vízgazdálkodása igen jó, mert minden szintjének kiváló a vízáteresztése és a víztároló képessége. Kivételt csak a leromlott szerkezetű, szántott réteg és a tömődött barázdafenék képez. Ezért ezek megszüntetése különösen fontos. E talajok tápanyag-gazdálkodása szintén jó, a kedvező nitrogénellátottság, foszfátfeltáródás és káliumszolgáltató képesség hatására. Altípusok. Részben a talajképző kőzet, részben a sófelhalmozódás első jelei alapján határoljuk el őket. Három altípusukat ismerjük: a típusos, az alföldi és a mélyben sós altípust. A típusos mészlepedékes csernozjomot azokon a löszféleségeken találjuk, amelyekben a durva por mennyisége az uralkodó, tehát a Mezőföldön, a Tolnai dombságon, a Pécsi síkságon, a Bácskai síkvidéken és a Kisalföldön, az alföldi csernozjomok a Tisza völgyének több agyagos részt tartalmazó löszös és lösszerű üledékein fordulnak elő. Ez utóbbinak az agyagos talajképző kőzet, valamint az ebből következő talajdinamika hatására rövidebbek az A és B szintjei, ugyanakkor humusztartalmuk valamivel nagyobb, mint a típusosmészlepedékes csernozjom talajoké. A harmadik altípus a mélyben sós mészlepedékes csernozjom. Szelvényében a vízben oldható sók mennyisége a B szint alsó felében vagy a talajképző kőzet határán meghaladja a 0,1%-ot. A sófelhalmozódást – amely sok esetben a nátriumionok mennyiségének növekedésével jár – a szerkezet megváltozása is kíséri, így ezekben a szelvényekben a sós rétegek közelében a talaj szerkezete már nem kitűnően morzsás, hanem tömöttebb, sőt esetenként hasábos is lehet. Változataik. A humuszos szint tulajdonságai, a karbonátos szint mélysége, a talajpusztulás mértéke, a kultúrállapot és a sófelhalmozódás jellege szerint különböztetjük meg őket. A humuszréteg vastagsága szerint megkülönböztetünk sekély, közepes és mély humuszrétegű változatokat, ez esetben az egyes határértékek: 40 és 80 cm. Humusztartalom szerint megkülönböztetjük a gyengén humuszos szelvényeket, amelyek szervesanyag-tartalma 2%-nál kevesebb, a közepesen humuszos szelvényeket, melyek szervesanyag-tartalma 2–3,5% és a humuszgazdag szelvényeket, melyek 3,5%-nál több szerves anyagot tartalmaznak az A szintjükben. A karbonátos szint mélysége alapján elválasztjuk a karbonátos változatokat, amelyekben szénsavas meszet a felszínen, ill. a szántott rétegben találunk, a közepes mélységben karbonátos változatokat, melyek szelvényében a karbonátos réteg 20 és 60 cm között van, és a mélyen karbonátos változatokat, amelyekben a szénsavas mész 60 cm alatt található. A talajpusztulás mértéke alapján gyengén, közepesen és erősen erodált szelvényeket különböztetünk meg, amelyek határai egybeesnek a kilúgozott csernozjom típusnál közölt határértékekkel. Ugyancsak hasonló módon különböztetjük meg a kultúrállapot szerinti változatokat. A sók minősége alapján a mélyben sós altípust három változatra oszthatjuk, szulfátos, hidrogén-karbonátos és szulfátos-hidrogén-karbonátos változatokra. Az első esetben a vízben oldható sók több mint 50%-a szulfát, a második esetben a vízben oldható sóknak legalább 20%-a hidrogén-karbonát, a harmadik változatban a szulfát és a hidrogén-karbonát aránya 50–50% és 20–80% közötti. A sótartalom szerint gyengén sósnak nevezzük azokat a változatokat, amelyek altalajában vízben oldható sók mennyisége 0,15%-nál kevesebb, közepesen sósnak, amelyekben 0,15–0,4%, erősen sósnak, melyek 0,4%-nál több vízben oldható sót tartalmaznak.

4.4. Réti csernozjom talajok Kialakulásukra és tulajdonságaikra jellemző, hogy a csernozjom jellegű humusz-felhalmozódást gyenge vízhatás kíséri. A vízhatás lehet a talajvíz közelségének vagy a mélyedésekben összefutó belvíznek az eredménye. Ritka, de egyes helyeken tapasztalható eset, hogy a talajszelvények vízbősége s az annak következményeként fellépő levegőtlensége a talaj agyagtartalmának függvénye. Mindazok a különbségek, amelyek a réti csernozjomokat a mészlepedékes csernozjomoktól elválasztják, a levegőtlenség következményei. Mások a szerves anyag tulajdonságai, más a mélységi eloszlása. A réti csernozjomok elsősorban abban különböznek a többi csernozjomtípustól, hogy bennük a vasmozgás nyomai is észlelhetők, rozsdás foltok, vasszeplők, erek alakjában. A humuszos szintek színe sötétebb, barnásfekete, fekete. Szerkezetük inkább szemcsés, sokszögű. Az egyes szintek egymás közötti átmenete élesebb és rövidebb. A B szint A szinthez viszonyított vastagsága a réti csernozjomokban kisebb (12.13. ábra).

12.13. ábra - A réti csernozjom szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a mechanikai összetétel (a szemcseátmérő mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok megoszlása (cmol/kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai, amelyek közül az ábra KA és CaCO3-érték tizedrészét mutatja

245 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

Jellegzetes különbség mutatható ki a karbonátgörbék lefutásában is, mert a mészlepedékes csernozjomok szelvényében a szénsavasmész-tartalom görbéje a felszíntől kezdve fokozatosan nő, a réti csernozjomok karbonátfelhalmozódási görbéje viszont hirtelen emelkedik a maximális értékre, azután pedig a talajképző kőzet karbonáttartalmának megfelelő szintre tér vissza. Jellemző a talajtípusra a szénsavas mész felhalmozódásának formája is, amely leggyakrabban göbecs. A vízhatás jelei, a vasszeplők és a rozsdás foltok, részben a A szintben, részben a talajképző kőzetben jelentkeznek. A talajok ásványai között nagyobb arányban található dolomit és szmektit, mint más csernozjomokban (lásd 12.14. ábra). A szerves anyag szelvényen belüli eloszlása a felszíni 3,5–4,5%-os értékről hirtelen csökken, és ez az éles határ rendszerint egybeesik a karbonátok megjelenésének helyével is. A vízhatás a szerves anyag minőségét is befolyásolja, mert a talaj szerves anyagának egy része vashoz kötött huminsav alakjában található. A talajok telítettsége a szénsavasmész-tartalomtól függ, így a kilúgozott szelvényekben a telítettség 70% körüli. A kicserélhető kationok között a kalcium az uralkodó, de a kicserélhető magnézium mennyisége sem elhanyagolható, mert értéke 15–25 S% is lehet.

12.14. ábra - A réti csernozjom teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele

246 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

E talajtípus alatt a talajvíz általában 4 m körüli mélységben vagy valamivel feljebb található. Vízgazdálkodása éppen ezért az év egy részében a talajvíz felszín felé áramlásával jellemezhető. Az egyes szintek vízáteresztése jó, víztartó képességük is megfelelő. Kora tavaszi vagy magas vízállású időszakokban, – ha sok a csapadék vagy az olvadási víz –, túlnedvesedésre hajlamos. Tápanyag-szolgáltató képessége a kedvező nitrogén-, foszfor- és káliellátás miatt jó. Csak az időszakos levegőtlenség befolyásolhatja a nitrogénfeltáródás késleltetésével, valamint a foszfátok megkötődésével. Az Alföld és a Kisalföld mélyebb fekvésű, nedvesebb területein mindenütt előfordul. Altípusaik. Négy altípust különböztetünk meg: karbonátos, nem karbonátos, mélyben sós és szolonyeces réti csernozjom. Az első kettőt az A szint karbonáttartalma alapján határoljuk el, a harmadik altípust a B szintben vagy a talajképző kőzet határán észlelhető sófelhalmozódás segítségével határozzuk meg. A negyedik altípus, a szolonyeces réti csernozjom szelvényében a B szintben jelentkező sófelhalmozódáson kívül a B szint kicserélhetőnátrium-tartalma is meghaladja az S-érték 5%-át, sőt annak hatása e szintek szerkezetében is megmutatkozik, az eredetileg sokszögű szemcsés szerkezetét hasábossá alakítva. Változataik. A megkülönböztetés alapja a kőzet és a talajféleség mellett a humuszréteg tulajdonsága, a sófelhalmozódás jellege és erőssége, valamint a szolonyecesség foka. Befolyással van a változatok elhatárolására a kultúrállapot is. A humuszréteg vastagsága alapján sekély, közepes és mély humuszrétegű szelvényeket különböztetünk meg, 40, 40–80, illetve 80 cm-es határtékekkel. A humusztartalom alapján van közepesen humuszos (2–3,5% szerves anyag) és humuszgazdag (3,5%-nál több szerves anyag) változat. A sótartalom szerint van gyengén, közepesen és erősen sós változat 0,1–0,1–0,4 és 0,4%-os határértékkel. A szolonyeces jelleg mértéke szerint megkülönböztetünk közepesen és erősen szolonyeces réti csernozjomot, 247 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

aszerint, hogy a szikesedés által befolyásolt talajszintben a kicserélhető nátrium az S-érték 5–15%-a, ill. 15%-át meghaladja-e vagy sem. A kultúrállapot alapján ismét két változatot határolunk el, az eketalpréteg megjelenése, ill. a szántott réteg szerkezetleromlása, elporosodása, valamint a meszezéses talajjavítás szerint.

5. Szikes talajok A szikes talajok főtípusába azokat a talajokat soroljuk, amelyek kialakulásában és tulajdonságaiban a vízben oldható sók döntő szerepet játszanak. Elsősorban a nátriumsók szerepe nagy a talaj tulajdonságainak alakításában. Ezek részben a talajoldatban oldott állapotban, részben pedig a szilárd fázisban, kristályos sók alakjában vannak jelen, vagy a nátrium ionos formában a kolloidok felületén adszorbeálva található. A nátrium e három formájának mennyisége, minősége és aránya szabja meg a szikes folyamatok jellegét és a szikes talaj tulajdonságait. A szikesség mértékének növekedésével párhuzamosan csökken a talajok termékenysége, mert romlanak a fizikai és kémiai tulajdonságok és a növények termesztésének feltételei. A szikes talajok főtípusába tartozó típusokat a bennük lejátszódó folyamatok alapján különböztetjük meg. A továbbiakban röviden jellemezzük az egyes folyamatokat. Humuszosodás. A szerves anyag felhalmozódásának jellegzetes formáját ölti, mert a szikes talajokban a nátriumion hatására a szerves anyag mozgékonnyá válhat. Annak következményeként a humuszos szint elfolyósodó anyaga a mélyebb rétegek felé tartó repedések mentén lehatol, a vízállásokban pedig a kolloidoldatot képező nátriumhumát barnára festi a vizet. Kedvezőbb feltételek csak sztyeppesedő réti szolonyecen vannak, amelyben a humuszanyagok ismét nagyrészt kalciumhoz kötöttek, és a jó levegőzöttség hatására oxidált formájúak. Előfeltétele a szervesanyag-felhalmozódás, de szikes padkafenéken, ahol a növényzet igen gyér, ez a feltétel gyakran hiányzik. A humuszosodás következménye a szikesek feltalajának viszonylag kedvezőbb fizikai állapota, de ha a nátriumsók a felszínen is megtalálhatók, ez a hatás elmarad. Kilúgozás. A szikes talajokban csak kismértékű, mert a szárazságra hajló éghajlat alatt nagyobb a párolgás, mint a talajra jutó csapadék, de csökkenti a talajba jutó csapadék mennyiségét a szikesek rossz vízgazdálkodása is. Ezek ugyanis nedvesen elfolyósodók, így előfordulhat, hogy a talaj felső néhány centiméteres rétege nedves, sáros, alatta pedig porszáraz rétegek találhatók. Egyes szikesekben, különösen a réti szolonyecekben mégis szerephez jut a kilúgozás, és ilyenkor a talaj felső rétegei nem tartalmaznak szénsavas meszet, ezért semlegesek vagy gyengén savanyúak. Ugyancsak a szolonyeceken jelentkezik a kilúgozás következményeként az agyagbemosódás is, itt azonban nem savas környezetben, mint az erdőtalajokon, hanem semleges vagy lúgos kémhatás mellett. Az agyag felső szintekből a felhalmozódási szintbe történő vándorlását jól mutatják az utóbbi szerkezeti elemeinek felületén látható sötét színű kolloidhártyák. Sötét színüket az idézi elő, hogy az ásványi kolloidokkal együtt vándorol a nátriumhumát alakjában peptizált humuszanyag is. Az agyagbemosódás hatásának tulajdonítható a kilúgozási és a felhalmozódási szintek elkülönülése, valamint az agyagtartalmukban fennálló különbség (textúradifferenciálódás). Az agyagbemosódás szélsőséges formájának kísérőjelensége a szologyosodás. Ez a felső szintekben található fehéres porról ismerhető fel; a talaj vázrészei és a kolloidok szinte teljes különválását jelenti. A fehér, porszerű anyag a durva por nagyságú kovasavszemcsék viszonylagos felhalmozódásának terméke. A kilúgozás tehát a szikesekben nem hatol mélyre, de hatása a felszínhez közeli rétegekben is jelentős lehet. A kilúgozott rétegek vastagsága a talajjavítás szempontjából lényeges. Sófalhalmozódás. Általában két okra vezethető vissza: a száraz éghajlatra és a közeli talajvízszintre. Száraz éghajlat alatt, vagyis a félsivatagi és sivatagi övezetben, az évente lehulló csapadék nem elegendő ahhoz, hogy a mállás folyamán keletkező sókat a mélyebb rétegekbe mossa. Ezek csak a felszíni és a felszínhez közeli rétegek között vándorolnak lefelé vagy fölfelé aszerint, hogy nedvesebb vagy szárazabb az időjárás. Ugyanez az ok vezet a sók szelvényen belüli megoszlásához is. Hazánkban és általában a mérsékelt égövben azonban nem ez a sófelhalmozódás alapvető oka, hanem a talajvíz közelsége és sótartalma. A párologtató vízgazdálkodási típus következményeként a talajszelvény sókészlete a talajvíz sótartalmából is utánpótlást nyer, mert az erőteljes párolgás és a növények párologtatása a gyökérzónába eső kapilláris övből nedvességet von el. Ennek hatására újabb vízáramlás indul meg a talajvíz felől, melynek sorsa hasonló az előzőéhez, vagyis betöményedik. A fölfelé áramló talajnedvesség víztartalma tehát a légkörbe

248 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

távozik, a vízben oldott sók pedig a talajban maradnak. A kevésbé oldódó kalcium- és magnéziumsók egy része kicsapódik, így megnő a talajoldat nátriumtöménysége. Mivel a párolgás és a csapadék viszonya évszakonként változó, a talaj különböző rétegeiben található sók is időszakosan változnak, vagyis a talajnak sódinamikája van. Nagyobb időszakokra, egy vagy több évre vonatkozóan elkészíthetjük a talaj sómérlegét, ami megmutatja, hogy a sók mennyisége csökkent vagy gyarapodott az adott időszakban. A sódinamika egyben megszabja a talajszelvény sóprofilját is, vagyis azt, hogy az egyes talajszintekben mennyi és milyen só halmozódik fel. A sófelhalmozódás maximuma szerint általában két típust különböztetünk meg. Az egyik, amikor a felhalmozódás maximuma a feltalajban van, ez a szolocsák típusú sófelhalmozódás, a másik, amikor a legnagyobb sótartalom a mélyebben fekvő agyagfelhalmozódási szintben található; ez a szolonyec típusú sófelhalmozódás. A sófelhalmozódás jellege. Nem minden szikes talajban egyforma. A felhalmozódott sókat a kationok és az anionok minősége és aránya alapján különböztetjük meg. Így lehetnek kalcium-, magnézium- vagy nátriumsók, illetve ezen belül kloridok, szulfátok vagy karbonátok. A fizikai és a kémiai hatásokat tekintve ezek közül a nátriumos és a karbonátos sófelhalmozódás a legkárosabb. A vízben oldható sók kationjai nem egyformán hatnak a talaj tulajdonságaira, ezért fontos ismernünk a sófelhalmozódás jellegét; először a kationok megoszlása alapján, amit a kationok egymáshoz viszonyított arányával fejezhetünk ki (12.1. táblázat).

12.1. táblázat - A sófelhalmozódás jellege a vizes kivonatban meghatározott kationok egymáshoz viszonyított aránya alapján A kationok aránya Na+ /Ca2+ + Mg2+

A sófelhalmozódás kationjellege

Mg2++ /Ca2+

nátriumos

>2 1–2

>1

magnéziumos–nátriumos

1–2

<1

kalciumos–nátriumos

<1

<1

kalciumos–magnéziumos

<1

>1

magnéziumos–kalciumos

Az egyes anionok sem egyformán rontják a talaj tulajdonságait, ezért uralmukról nem abszolút többségük esetében beszélünk, hanem akkor, ha a sófelhalmozódás jellege • karbonátos, ha a CO2–3 az anionok összegének több mint 20%-a • karbonát-szulfátos, ha a karbonátok mellett több mint 50% SO2–4 található • karbonátos-kloridos, ha a karbonát mellett több mint 30% Cl– található • karbonát-szulfátos-kloridos, ha az előbb említett anionok mennyisége 20–50–30%-a az anionok összegének a vizes kivonatban. A különböző kationok és anionok maximuma kisebb-nagyobb eltolódást mutathat az összes vízben oldható só eloszlásával szemben, tehát a nátriumsók – elsősorban a karbonátok – maximuma magasabban található a talajszelvényben, mint a nehezebben oldható magnézium- és kalciumsóké, vagy az anionok közt a kloridoké és a szulfátoké. Ez a vízben való oldhatóságuk következménye. A vízben oldható sók mennyisége szerint a sófelhalmozódás lehet:

249 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

– < 0,05% – nyomok, amelyre a termesztett növények még nem érzékenyek, – 0,05–0,15% – gyengén szoloncsákos, amelyben sóérzékeny növények nem ter meszthetők, – 0,15–0,40% – szoloncsákos, melyben csak kevés sótűrő növény él meg, – > 0,40 % – erősen szoloncsákos, melyben kultúrnövények nem termeszthetők A sófelhalmozódás hatására megváltozik az adszorbeált kationok összetétele is. Ha a vízben oldható sók közt megnő a nátrium viszonylagos mennyisége, akkor a kicserélhető kationok között is nagyobb arányban foglal helyet a kolloidok felületén. Már kevés kicserélhető nátriumion is nagyon lerontja a talaj fizikai sajátságait, ezért a szikesedésnek a következő fokozatait különböztetjük meg: A kicserélhető nátrium mennyisége (ha nincs a talajban a vízben oldható sók közt nátrium): – < 5 S% – nem szikes, – 5–15 S% – gyengén szolonyeces, – 15–25 S% – erősen szolonyeces, – > 25 S% – erősen szolonyec. A sófelhalmozódás és általában a szikesedés előfeltétele a hidromorf talajképződés, a sókban gazdag talajképző kőzet és esetenként a sok sót tartalmazó, nem túl mélyen fekvő talajvíz. Keletkezéséhez a nyári hosszan tartó szárazság is szükséges, mely a talajoldatok elpárolgását idézi elő. Következménye a lúgos kémhatás, valamint a rossz vízgazdálkodás. Az oszlopos szint kialakulása. A szikesedés következménye és egyben a szikes tulajdonságok további alakulásának okozója. Úgy jön létre, hogy az erősen duzzadó és zsugorodó agyagos talajszint a váltakozó száradás és nedvesedés hatására formálódik, hasábokra, majd oszlopokra tagozódik, s ezek állandósulnak a felülről bepergő, kevésbé tapadós, a hasábokat és az oszlopokat egymástól elválasztó talajrészek következtében. Előfeltétele a nátriumionokat adszorbeált agyagos szint váltakozó száradása és nedvesedése. Következménye a rossz vízáteresztő képesség, a levegőtlenség az oszlopok belsejében, hatásaként pedig vasborsók jelennek meg. A növények számára csak a szelvény oszlopos szint feletti talajrétege hasznosítható. Sztyeppesedés. A feltalaj szerkezete az eredetileg szürkésbarna vagy fekete humuszos szint barnulásában és szerkezetének javulásában észlelhető. Előfeltétele, hogy a talajvíz hatása alól mentesüljön – legalábbis a szelvény felső része –, majd a gazdag növénytakaró vagy a szántóföldi művelés hatására a réteg levegőzése és kilúgozása lehetővé váljék. Következménye a feltalaj tulajdonságainak javulása. A leírt folyamatok vezetnek az egyes talajtípusok képződéséhez.

5.1. Szoloncsák talajok Azokat a szelvényeket soroljuk ide, amelyeknek felső szintjeire a vízben oldható nátriumsók felhalmozódása a jellemző. Szelvényfelépítésük nem mutat erős tagolódást, a nátriummal telített kolloidok hatására fizikai tulajdonságaik kedvezőtlenek; kémhatásuk pedig erősen lúgos. A talajszelvény egyhangú, nehéz benne szinteket elkülöníteni. A hazai szoloncsákokban a rétegződés a legtöbb esetben az alapkőzet különbségének hatására alakul ki (12.15. ábra).

12.15. ábra - Szoloncsák típusú szikes szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a szemcseösszetétel, c) a vízben oldható sók, d) az alapvizsgálati adatok (a KA és CaCO3-érték tizedrészét tüntettük fel)

250 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

A vízben oldható sók mennyisége legtöbbször már a feltalajban eléri a 0,3–0,5%-ot, és a sófelhalmozódás maximuma is rendszerint a feltalajban vagy a feltalajhoz közel van. A vízben oldható sók nagy része szóda, ritkább esetben konyhasó vagy nátrium- és magnézium-szulfát. Legtöbb esetben már a feltalajban találunk szénsavas meszet, aminek mennyisége a mélységgel rohamosan nő, gyakran eléri a 30–60%-ot. A feltalaj színe szárazon fehér, világosszürke, a mélyebben fekvő rétegeké néhány árnyalattal sötétebb, rozsdás erekkel tarkított. Száraz időszakban a felszínen kivirágzik a só. A feltalajon csak gyenge humuszosodás észlelhető, és a humuszanyagok nagy része nátriumhumát alakjában mozgékony állapotban van. Kémhatása erősen lúgos, pHérték 9-nél nagyobb. A vízben oldható sók nagy része nátriumsó, ennek következtében a kicserélhető kationok között is a nátrium az uralkodó, a kétféle formájú nátriumion elválasztása azonban igen nehéz. Szerkezete tömött, szárazon repedező, nedvesen elfolyósodó. A repedések mentén gyakran találhatók humuszbemosódások. Az ásványi részben az agyagásványok között illit és klorit mellett kevés szmektit található, az A szintből a szmektit levándorolt (12.16. ábra).

12.16. ábra - Szoloncsák típusú szikes teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele

251 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

Vízgazdálkodásuk igen kedvezőtlen, nedvesség hatására már a feltalaj is elfolyósodik, megduzzad és nem ereszti át a vizet. Nyári esős időszakban 10 cm mélység alatt már teljesen száraz lehet a talaj. A talajvíz általában 1 mnél közelebb van a felszínhez, és sok oldott sót tartalmaz. A talaj rossz, szélsőséges vízgazdálkodása csak a sótűrő és az erősen szárazságtűrő növényzet megtelepedésére ad lehetőséget. Gyakran ez a szegényes növénytakaró is hiányos. A szoloncsákok tápanyag-szolgáltató képessége jelentéktelen, mert kevés humuszanyagot tartalmaznak, és tápanyagtőkéjük sem tud kellő mértékben hasznosulni a rossz vízgazdálkodás következményeként. Nagyobb területen a Kiskunságban találhatók. Altípusok. A sók mennyisége és minősége az elkülönítés alapja. Három altípust különböztetünk meg: a karbonátos szoloncsák talajt, amelyben a vízben oldható sók több mint 20%-a karbonát és hidrogénkarbonát; a karbonát-szulfátos szoloncsák talajt, melyben a vízben oldható sók anionjainak legalább 50%-a szulfát; a karbonát-kloridos altípust, melyben a sók 30%-ánál több a klorid a karbonátok mellett. Változatok. A humuszosodás mértéke szerint különítjük el őket. Gyengén humuszosnak nevezzük az 1–2% szerves anyagot, erősen humuszosnak pedig a 2%-nál több szerves anyagot tartalmazó változatokat.

5.2. Szoloncsák-szolonyec talajok Ide azokat a szikes szelvényeket soroljuk, amelyekben részben észlelhetők a szoloncsák talajokra jellemző tulajdonságok, részben pedig megjelennek szelvényükben a szolonyecesedés, az oszlopos szint kialakulásának jegyei. A vízben oldható sók mennyisége, a sók minősége, a sók eloszlása, ugyanúgy, mint a szénsavasmésztartalom, a szoloncsákéhoz hasonló. Ugyanakkor a szintekre való tagozódás már határozottan felismerhető, mert tömör, gyengén oszlopos, szolonyeces B szintjük is van. Ez az oszlopos szint általában a felszínhez közel helyezkedik el, és egyben a legnagyobb mértékű sófelhalmozódás helye is. Az A szintje 5–10 cm vastag, világosszürke, laza, szerkezet nélküli, gyakran poros. Átmenete a szolonyeces B szint felé éles. A B szint szerkezete tömöttebb, színe sötétebb, szürkésbarna. Gyakran az oszlopos B1 szintre és a világosabb, prizmás B2 szintre oszlik. A mélyebb szintek felé fokozatosan csökken a tömődöttség ugyanúgy, mint a szerkezetesség, és rendszerint homokos altalajba megy át.

252 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

Kémhatása lúgos vagy erősen lúgos. A mélyebben fekvő rétegek glejfoltosak és rozsdásak, helyenként a repedések mentén humuszbemosódás is észlelhető. A talajvíz általában 1–1,5 m-re van a felszín alatt, és ezért jelentős hatása van a talajszelvény tulajdonságaira és kialakulására. A szelvények vízgazdálkodása rossz, mert részben a vízben oldható nátriumsók, részben a kicserélhetőnátriumtartalom miatt a talajok vízáteresztő képessége igen gyenge. A sok vízoldható sót tartalmazó B szint nehezen ázik át, nedvesen elfolyósodik, és éppen úgy vízzáróvá válik, mint a szoloncsák típusú szikes felszíne. Tápanyag-gazdálkodásuk valamivel kedvezőbb, mert rendszerint az előbbinél több humuszt tartalmaznak. Összefüggő területeket főként a Duna-völgyben képez. Altípusok. Az elkülönítés alapja a sók minősége. A karbonátos altípusban a sók 20%-a karbonát és hidrogénkarbonát, a karbonát-szulfátos altípusban a vizes kivonatban meghatározott anionok legalább 50%-a szulfát, míg a karbonát-kloridos altípusban a vízben oldható sók mintegy 30%-a klorid. Változataik. A humuszosodás mértéke alapján vannak gyengén humuszos (1–2%) és erősen humuszos (2%-nál több szervesanyag-tartalom) szelvények. Ebben a talajtípusban felléphet a szologyosodás. A szologyosodás – a felszínen vagy a feltalajban fehér, nagyrészt kovasavból álló por alakjában jelenik meg – mértékének alapján megkülönböztetünk felszínen szologyos változatokat – a szárazon fehér, poros anyag csak a felső 3 cm-ben észlelhető – és közepesen szologyos változatokat, melyek szelvényében a szologyosodás jelensége 10 cm mélységig hatol. A szoloncsák-szolonyecek területe általában kissé kiemelkedik a szoloncsákok terepszintjéből. Kisebb, szigetszerű foltokban találjuk őket a szoloncsák és az erősen szoloncsákos szikes legelők közé ékelődve.

5.3. Réti szolonyec talajok E típusra az a jellemző, hogy a vízben oldható nátriumsók maximuma a szelvény mélyebb részeire esik. Ennek következményeként a felső talajszintekben csak kevés a vízben oldható só, vagy teljesen hiányzik. Ugyanakkor a kicserélhető kationok között jelentős a nátriumion mennyisége (több mint 15 S%). Jellemző tulajdonságuk a szolonyeces B szint, amely oszlopos szerkezetéről ismerhető fel (12.17. ábra).

12.17. ábra - Réti szolonyec szelvénye és vizsgálati adatai; a) a szelvény morfológiai képe, b) a szemcseösszetétel, c) a talaj teljes elemzési adatai (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzési adatai (sz.a. %-ban), e) a talaj vizes kivonatának összetétele, amelyek közül az y1, KA és CaCO3– jelölések az érték tizedrészét mutatják, f) a kicserélhető kationok (cmol/kg talaj); g) alapvizsgálati adatok

A talajvíz ezekre a szelvényekre is hat, mélysége 1,5–3 m között változik, sőt vízrendezéskor ma már 5 m-nél mélyebbre is süllyedhet. Az A szint általában 15 cm-nél vékonyabb, világos szürkésbarna színű, poros vagy lemezes szerkezetű. Kémhatása lehet gyengén savanyú vagy semleges, esetleg gyengén lúgos. Felszínét sokszor fehér por borítja, amely a szologyosodás hatására a kovasav viszonylagos felhalmozódása következtében képződik. 2–3% humuszt tartalmaz és többnyire karbonátmentes. A felhalmozódási vagy szolonyeces B szint több agyagot tartalmaz az A szintnél, színe sötétszürke vagy sötét szürkésbarna, szerkezete 253 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

oszlopos, és ez a szint egyben a nátriumfelhalmozódás helye. Ebben a kicserélhető nátrium értéke 25 S%-nál is nagyobb. Nedvesen a B szint anyaga ragadós, tapadós; alsó felében vörösesbarna vasas foltok és vasborsók láthatók. Az oszlopos szerkezeti elemek felülete fényes, agyaghártyás, törése szurokszerű, szárazon erősen repedező. A B szint alsó felében csökken a humuszszíneződés, a talaj színe barnás, szerkezete pedig hasábos. Ebben a szintben rozsda- és glejfoltok váltják egymást, és szénsavas mész is jelentős mennyiségben található a talaj anyagában egyenletesen elosztva valamint konkréciók formájában. Átmenete a talajképző kőzet felé fokozatos. Határán ágas-bogas mészkiválások vannak, ezek alakja eltér a csernozjom talajok mészkonkréciójától, amely legömbölyödött formájú. Vízoldható sókat tartalmaz. Az ásványi részben a sok illit mellett kevés klorit és szmektit van (12.18. ábra).

12.18. ábra - Réti szolonyec teljes anyagának és az agyagos résznek ásványi összetétele

Vízgazdálkodása valamivel kedvezőbb az előbb leírt két típusénál, mert a kevés vízben oldható sót tartalmazó szintek vízáteresztő képessége lehetővé teszi a csapadékvíz beszivárgását, ha jelentősen csökkent ütemben is. Tápanyag-gazdálkodása a humusztartalomtól függ. Nitrogénszolgáltató képessége egyes esetekben igen jó lehet, elsősorban akkor, ha hosszabb száraz időszak után nedvesedik át a talaj, mert olykor a humuszanyagok bomlásából származó nitrogén nagy része felvehető a növények számára. Foszforellátottságuk közepes, amit csak a redukciós viszonyok hatására mozgásban levő vasvegyületek csökkentenek. Káliumellátottságuk jó. A talajtípus, valamint altípusainak és változatainak elterjedése mozaikszerű. Túlnyomórészt a Hortobágyon és a Körösök táján fordulnak elő. A különböző mélységekben megjelenő sófelhalmozódás jelentősen befolyásolja a növénytakaró kialakulását. Ezt a képet tarkítja még a szikes talajok jellegzetes eróziós formája, a padkásodás is. Növényzetük zárt, füves növényzet, a szárazság- és a sótűrő fajok jól jellemzik a talaj tulajdonságait. Altípusok. Az elkülönítés alapja a szolonyeces szint. Kérges szolonyecek azok a szelvények, amelyekben az A szint vastagsága nem haladja meg az 5–7 cm-t, közepes szolonyecek azok, amelyekben az A szint vastagabb (8– 20 cm), mély szolonyecek, amelyekben a B szint 20 cm-nél mélyebben található.

254 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

Változataik. Elhatárolható a szoloncsákosodás mértéke, a vízben oldható sók minősége szerint, a szologyosodás jelenségének fellépése, a karbonáteloszlás, valamint a talajjavítás alapján. A szoloncsákosodás mértéke alapján szoloncsákos és nem szoloncsákos változatokat különböztetünk meg a felső 40 cm-es talajszint vízben oldható sótartalma szerint. A határérték 0,1% összes só, de ebbe a gipsz mennyiségét nem számítjuk bele. A vízben oldható sók minősége alapján elkülöníthetünk karbonátos, szulfátos és kloridos változatokat a már közölt határértékek szerint. A szologyos változatok felosztásakor a szologyosodás erőssége szerint erősen és gyengén szologyos változatokat ismerünk, aszerint, hogy a kovasavpor összefüggő réteget képez-e vagy csak a szerkezeti elemek felületén észlelhető. A szologyosodás helye alapján különböztetünk meg felszínen szologyos és mélyben szologyos változatokat. A karbonáteloszlás szerint nevezzük el a felszínhez közel (a B szintben) karbonátos, valamint a mélyben (B,C szintben) karbonátos szelvényeket. A talajjavítás alapján választjuk el a meszezett, a sárgaföld-terítéses és a gipszezett változatokat.

5.4. Sztyeppesedő réti szolonyec talajok Ezeket a hidrológiai viszonyok által előidézett szikesedési folyamat mellett a sztyeppesedés jellemzi, tehát hogy a talajvízszint süllyedése következtében a talajszelvény felső részén már nem érvényesül a víz hatása. A talajvízszint süllyedése bekövetkezhet természetes és mesterséges úton egyaránt. Az előbbi a folyók bevágódása, a teraszok kialakulása és kiszáradása, az utóbbi a lecsapolás, az ármentesítés következtében. A mélyen fekvő talajvízszint kapilláris zónája már csak a talajszelvény alsóbb rétegeit tudja vízben oldható sókkal táplálni, a talajszelvény felső rétegeiben pedig – rendszerint a teljes A szintben és a B szint egy részében is – a csapadék hatására megindul a kilúgozás. A szikesedésre jellemző vízben oldható sók a mélyebb szintek felé mosódnak. Az eredetileg réti feltételek között, azaz időszakosan túl nedves állapotban kialakult szerves anyagok a levegős viszonyok között átalakulnak, ennek következtében feketés színük megbarnul. A feltalaj szerkezete szemcséssé, morzsássá válik, és a kicserélhető kationok között fokozatosan a kalcium veszi át az irányító szerepet. Vagyis az ismertetett jelenségeket összefoglalva, a talajszelvény felső része mindinkább hasonlít a réti csernozjomok megfelelő szintjeihez. Az e talajtípushoz tartozó szelvényekre jellemző a mélyebb A szint, tehát a szénsavas mész, valamint a vízoldható sók is mélyebben helyezkednek el. A kicserélhetőnátrium-tartalom a szolonyeces szint alsó felében éri el a legnagyobb értékét, és ez alatt találjuk a vízben oldható sók maximumát is. A talajvízszint általában 3 m-nél mélyebben van, és ennek megfelelően a szénsavas mész, a vaskiválások és a rozsdafoltok mélyebben találhatók. Az A szint barnásszürke, erősen repedezett, vastagsága 20–30 cm is lehet. B szint felé való átmenete rövid. A felhalmozódási szint sötétbarnás-szürke, feketés, oszlopos, esetenként hasábos szerkezetű, de az oszlopok átmérője általában nagyobb, mint a réti szolonyecekben. A szolonyeces szint többnyire sok vasborsót tartalmaz. Általában két részre osztható: a B1 szint vastagsága 30 cm és ugyanilyen mélységi kifejlődést ér el a B2 szint is. Ez utóbbi az előzőnél valamivel világosabb színű, és sok vasszeplőt, vasborsót találunk benne. Átmenete lefelé éles, a talajképző kőzet határán gyakori a mészkonkréció és a rozsdás–glejes foltosság. A talajképző kőzet agyagos lösz. A szelvény kémhatása: a feltalaj gyengén savanyú vagy semleges, a B szint gyengén lúgos, majd a karbonátos szintben erősen lúgos a kémhatás. Vízgazdálkodás tekintetében az összkép kedvezőbb, mint a réti szolonyecek esetében. A sztyeppesedett felső szintek a vizet elég gyorsan nyelik, így beázásra képesek. Kedvezőtlen hatása csak a B szintnek – sőt sokszor annak is csak az alsó részének – van. A növények számára tehát e talajtípus több hasznosítható vizet tud tárolni, mint a többi szikes talaj. Tápanyag-gazdálkodásuk is viszonylag kedvező, mert a jobban levegőzött feltalajban a nitrogén ásványosodása gyorsabb. Jobb a sztyeppesedett szintek foszforforgalma is, mert kisebb a foszfátok megkötődésének veszélye. Mindezeket a folyamatokat azonban kedvező irányban továbbfejleszthetjük a talaj meszezésével, de csak akkor, ha a felső szintek nem tartalmaznak szénsavas meszet. Előfordulása a Tisza völgyéhez kötött. Altípusok. A sztyeppesedő réti szolonyeceknek két altípusát különböztetjük meg az oszlopos szint megjelenésének mélysége szerint. Közepes sztyeppesedő réti szolonyec szelvények azok, amelyekben az A szint 25 cm-nél vékonyabb, mélyek azok, amelyekben az A szint 25 cm-nél vastagabb. Változataik. Az elhatároláskor a sófelhalmozódás mélységét és mértékét, a karbonátos szint mélységét, valamint a talajjavítás módját vesszük alapul. A vízben oldható sók mennyisége alapján gyengén szoloncsákosnak nevezzük azokat a változatokat, amelyek szelvényében a felső 40 cm-ben a sók mennyisége 255 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

nem éri el a 0,4%-ot, azokban a ritka esetekben pedig, amelyekben a sófelhalmozódás ebben a felső 40 cm-ben meghaladja a 0,4%-ot, erősen szoloncsákos változatról beszélünk. Meg kell jegyeznünk, hogy a vízben oldható sók határértékeinek megállapításakor a gipsztartalmat nem vesszük tekintetbe, tehát ezt levonjuk a vízben oldható sók összegéből. A sók minősége szerint ugyanúgy, mint a réti szolonyec talajoknál, három változatot különítünk el: karbonát-szulfátost, karbonát-hidrogén-karbonátost és karbonát-kloridost. A talajjavítás alapján megkülönböztetünk meszezett, sárga földdel terített és esetleg gipszezett változatokat.

5.5. Másodlagos elszikesedett talajok Jellemzőjük, hogy az eredeti talajtípus – csernozjom, réti vagy öntéstalaj – morfológiai bélyegei mellett a szikes talajokra jellemző vízben oldható sók és a kicserélhető nátrium is megtalálható bennük. Keletkezésükben az emberi beavatkozás döntő szerepet játszik. Általában helytelenül tervezett öntözőrendszerek, hibás öntözés következtében alakulnak ki, ott, ahol a talajvíz szintje megemelkedik, vagy a területre nátriumsókat tartalmazó öntöző- vagy csurgalékvíz jut. E káros hatások következtében az eredeti talajtípus elszikesedik, de a kialakulása során fölvett bélyegei még megmaradnak. Mind víz-, mind tápanyag-gazdálkodásuk az eredeti, elsődleges talajtípus jellemző vonásait tükrözi, de lényegesen kedvezőtlenebb formában. A szikesedés előrehaladásának mértéke szerint romlik a víznyelő és víztartó képességük. Ugyanígy változik nitrogénszolgáltató képességük is, amelyet a foszfátok megkötődésének növekvő mértéke kísér. Altípusok. Az elkülönítés során elsősorban azt vesszük tekintetbe, hogy milyen típusból keletkezett a talaj, és ennek alapján másodlagosan elszikesedett csernozjomról vagy réti talajról beszélünk. Változataik. A vízben oldható sók alapján, valamint a karbonáttartalom szerint csoportosítjuk őket. A szoloncsákosodás mértéke szerint itt is szoloncsákos és nem szoloncsákos szelvényeket jelölünk meg, a réti szolonyeceknél ismertetett határértékek szerint. A sók minősége alapján karbonát-szulfátos, karbonát-hidrogénkarbonátos, valamint karbonát-kloridos változatokat ismerünk. Ezek elhatárolásának határértékeit az előző típusoknál már megadtuk. A karbonáttartalom alapján elkülönített két változat – a felszínhez közel karbonátos és a mélyben karbonátos – elválasztásának alapja itt is a szénsavas mész megjelenésének a helye. Sósavas lecseppentés esetén az előbbinél a B szintben, az utóbbinál pedig a C szintben pezseg a talaj.

6. Réti talajok A réti talajok főtípusába azokat a talajokat soroljuk, amelyek keletkezésében az időszakos túlnedvesedés játszott nagy szerepet. Ez lehet az időszakos felületi vízborítás vagy a közeli talajvíz következménye. A vízhatásra beálló levegőtlenség jellegzetes szervesanyag-képződést és az ásványi részek redukcióját váltja ki. A következőkben az egyes folyamatokat ismertetjük. Humuszosodás. A réti talajoknál a humuszanyag mindíg fekete. Ez a jellegzetes szín abból származik, hogy a humuszanyag nagyrészt levegőtlen viszonyok közt képződött és vassal kapcsolódott. A humuszos szint vastagsága változó, alsó határuk mindíg viszonylag éles. A szerves anyag mennyisége általában nagyobb, mint a környező területek talajaiban, de kevesebb, mint sötét színéből következne. A huzamosabb vízborítás nagyobb szervesanyag-felhalmozódáshoz, láposodáshoz vezet. Előfeltétele, hogy az év egy részében a talaj teljesen vízzel telített legyen. Következménye a feketés humusz, amely tapadós és nehezen művelhető felszínt képez. Kilúgozás. Két oka van. Az egyik, hogy a réti talajok általában a terep mélyebb részeiben fordulnak elő, ahová a környező területeken keletkezett felületi lefolyás irányul, vagyis a réti talajokra több víz jut, mint azokra a területekre, amelyek csak a csapadékvíz hatása alatt állnak. A másik, hogy a réti talajok képződésekor sok esetben a talajvíz olyan közel van a felszínhez, hogy a kapilláris zóna felső határa eléri a feltalajt. Mindkét eset a kilúgozásnak kedvez, mert míg az első esetben a több víz lefelé mozgatja az oldható sókat, a második esetben a talajvízből kapillárisan felemelkedő oldatok állandó kapcsolatban maradnak forrásukkal, a talajvízzel, és az esetleg betöményedő talajoldatok diffúzió útján ismét felhígulnak, a sók a talajvízbe jutnak. Így a talajban nem következhet be sófelhalmozódás. A felső szintek kilúgozása a gyakori. Mivel azonban a kilúgozódás csak mérsékelt, a szénsavas meszet tartalmazó kőzeten kialakuló réti talajok nem vesztik el teljes karbonáttartalmukat, és sok esetben már a felszínen pezsegnek.

256 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

Vasmozgás. A huzamosabb túlnedvesedés okozta levegőtlenség következménye. A vegyértékváltás hatására a mélyebb szintekben a kétértékű vasvegyületek az uralkodók, ezért kékes, zöldes, ún. glejrétegek képződnek. Ezek a gyökerek számára mérgezőek. A felettük levő szintekben, ahol az alacsonyabb vegyértékű vegyületek időközönként oxidálódhatnak, rozsdafoltokat és más vaskiválásokat találunk. A vegyértékváltás azonban nemcsak a vasat érinti, hanem a mangánt is, ezért a két elemet a kiválásokban rendszerint együtt találjuk. A vasmozgásnak előfeltétele a víztelítettség, valamint az anaerob baktériumok tevékenységének alapja, a szerves anyag. Következménye a glejesedés és a rozsdásodás, valamint a tömör és a porló vaskiválások. Sófelhalmozódás. Az A szintben ugyanolyan feltételek között játszódik le, mint a szikes talajokban, csak itt enyhébb formában és csak a szoloncsákos réti talajokban jelenik meg. Jellegzetessége, hogy itt inkább a szulfátok felhalmozódása a gyakori. Sófelhalmozódás a B szintben a szolonyeces réti talajok típusában fordul elő. Itt a gyengén oszlopos, tömöttebb szintben ugyancsak gyakori a szulfátok, elsősorban a gipsz megjelenése. Mindezek a sófelhalmozódási formák sokkal gyengébbek, mint a szikes talajokban, e talajok termékenységére azonban még így is csökkentő hatással vannak. Kicserélhetőnátrium-tartalom. Megnövekedése a szoloncsákos és a szolonyeces réti talajokban egyaránt megfigyelhető, de az adszorbeált nátrium mennyisége nem éri el a szikesekre jellemző határértékeket. Káros, a talajok vízgazdálkodását rontó hatása azonban így is megmutatkozik. A kicserélhetőnátrium-tartalom megnövekedését a réti talajok esetében rendszerint követi vagy megelőzi a kicserélhető magnéziumionok szaporodása, és értékük sok esetben meghaladja a 30 S%-ot. Bár hatásuk a talajok fizikai tulajdonságaira kevésbé kedvezőtlen, mint a kicserélhető nátriumé, mégis számolni kell a jelenlétükkel a talajtulajdonságok kialakulásakor. A réti talajok tulajdonságait a tapadós humuszanyagokkal, a nehéz művelhetőséggel, a foszfor erős megkötődésével, valamint a nitrogén tavaszi nehéz feltáródásával jellemezhetjük. A réti talajokon a termés különösen nedves években csekély, száraz években viszont jó. Agyagásványaik általában montmorillonit típusúak, de sok az amorf kovasav és az alumínium-oxidhidrát is. Az ásványi összetétel – különösen az agyagos részben – a szelvényen belül alig változik. A réti talajok főtípusán belül a továbbiakban jellemzett típusokat különböztetjük meg.

6.1. Szoloncsákos réti talajok E típust a rétitalaj-képződés és az ezt kísérő sófelhalmozódás jellemzi. Morfológiai képe a réti talajok általános képével egyezik, tehát a fekete, humuszos A szint alatt a hasábos szerkezetű, ugyancsak feketés B szintet találjuk. Az egész szelvényben észlelhetők a vasmozgás jelei vasborsók, rozsdás, glejes foltok, vaserek alakjában. Ehhez a képhez társul a vízben oldható sók felhalmozódásának jelensége, amely azonban a B szint alatt – legfeljebb annak alsó határát érintve – jelentkezik. A karbonáttartalom a szelvényben különböző eloszlású, mert ugyanúgy előfordulnak végig karbonátos, mint kilúgozott szelvények. Vízgazdálkodásuk szélsőséges. A kora tavaszi és őszi időszakban általában túl nedvesek; a nyári szárazság idején kevés vizet juttatnak a növényeknek, egyrészt erősen repedező és száradó feltalajuk, másrészt a mélyebb szintekben fellépő sófelhalmozódás miatt. Tápanyag-gazdálkodásuk ugyancsak szélsőséges, mert a levegőtlen, túl nedves talajszintekben a nitrogénvegyületek lassan táródnak fel, vagyis a növényeknek szükséges, könnyen felvehető nitrogénvegyületek termelése még nagyobb szervesanyag-tartalom esetében is kismértékű. A foszfátok mozgékonyságát és ennek következtében felvehetőségét a mozgékony vasvegyületek csökkentik. Ugyancsak kedvezőtlenül hat a réti talajokra általánosan jellemző amorf kolloidok tápanyagmegkötése, így a vasvegyületek és az adszorbeált formában megkötött foszfát- és káliumionok a növények tápanyagellátását csak közepes mértékben biztosítják, annak ellenére, hogy nagy a talajok tápanyagtőkéje. Az agyagásványok nagy része a káliumot a rácsban megköti, ezért a káliumellátásban zavarok lépnek fel. Altípusok. A sófelhalmozódás jellege alapján teszünk köztük különbséget. A szulfátos szoloncsákos réti talajokban a vízben oldható sók nagy része szulfát, ezen belül gipsz. A másik altípusban, a szódás szoloncsákos

257 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

réti talajokban a vízben oldható sók között jelentős mennyiségű a szóda, ami a sós szintekben erősen lúgos kémhatást okoz. Változataik. Az elhatárolás alapja a humuszos réteg szervesanyag-tartalma és vastagsága, a karbonátok jelenléte és eloszlása, a sófelhalmozódás, a glejesedés, valamint a talajvíz mélysége. A humusztartalom alapján megkülönböztetett változatban nem alkalmazhatunk minden fizikai talajféleségnél azonos határértékeket, mert más a szervesanyag-tartalom hatása a homokos, és más az agyagos talajon. A humuszszegény változatokhoz sorolt talajokban a szervesanyag-tartalom homoktalajon 1,5%-nál, kötöttebb talajon 2%-nál kisebb értéket mutat. Humuszgazdagnak az említett határértékeknél nagyobb szervesanyagtartalmú talajokat nevezzük. A humuszréteg (A+B szint) vastagsága szerint sekély (40 cm), közepes (40–80 cm) és mély (80 cm) humuszrétegű változatokat határolunk el. A sófelhalmozódás szerint megkülönböztetünk gyengén, közepesen és erősen sós változatokat, amelyekben a vízben oldható sók mennyisége 0,15%-nál kevesebb, 0,15–0,4% közötti, ill. 0,4%-nál nagyobb. A glejesedés erőssége alapján megkülönböztetünk gyengén, közepesen és erősen glejes változatokat. A gyengén glejes változatnál a glejesedés jele – a szürke, kékesszürke szín – csak kisebb foltokban lép fel; a közepesen glejes változatban a glejesedéstől tarka felületek már 20–30%-a szürke, az erősen glejes változatban pedig a felület 50%-nál nagyobb része, ill. a teljes réteg kékesszürke. A glejesedés szelvényben való megjelenése alapján megkülönböztethetünk felszínen glejes (0–20 cm mélyen), a felszínhez közel glejes (20–50 cm mélyen) és mélyen glejes (50 cm mélyen) változatokat. A talajvíz mélysége alapján magas, közepes és mély talajvízállású változatokról beszélünk. Magas a talajvízállás, ha a talajvíz 50 cm-nél közelebb van a felszínhez – ezen az évi ingadozás legmagasabb szintjét értve –, közepes, ha 50–100 cm-re van tőle, és mély, ha 1 m-nél mélyebben van.

6.2. Szolonyeces réti talajok E típusban a réti talajképző folyamatokhoz kismértékű szikesedés társul, amit a kicserélhetőnátrium-értékek jeleznek. Morfológiailag a talajok szelvénye réti karakterű, és az általános képtől csak tömöttebb, hasábos B szintjük által térnek el, ami egyben a kicserélhetőnátrium-tartalom megjelenésének a helye is. E talajtípust a réti szolonyec típustól és a réti talajoktól elsősorban a kicserélhetőnátrium-tartalom alapján határoljuk el. A réti talajokban a kicserélhetőnátrium-tartalom, az S-érték %-okban kifejezett mennyisége 5% alatt marad, a réti szolonyecekben viszont ez az érték 25 %-nál nagyobb. Ennél a talajtípusnál azonban bizonyos átfedés is van, mert a szolonyeces réti talajok egyes esetekben 15% kicserélhető nátriumot is tartalmazhatnak a mélyebb szintekben, de ezekben a szelvényekben a morfológiai bélyegek még nem érik el a szikes talajokban megkövetelt kifejlődést. A szolonyeces, oszlopos szint kialakulása gyengébb, és kisebb mértékű a szelvény kilúgozási és felhalmozódási szintjeinek agyagtartalma közötti különbség is. A szolonyeces réti talajt tehát barnásfekete vagy fekete A szint jellemzi, ehhez rövid átmenettel csatlakozik a B szint, amelynek szerkezete hasábos vagy gyengén oszlopos. Ugyanitt jelentkezik a kicserélhető nátrium mennyiségének növekedése (5–15 S%). A kicserélhetőnátrium-tartalom előfutáraként nagyobb mennyiségű kicserélhető magnézium is kimutatható, amelynek mennyisége sok esetben meghaladja a 30 S%-ot. E talajtípus vízgazdálkodása kedvezőtlen. A felhalmozódási szint nátriumtartalma és tömődöttsége miatt kevés a hasznos víz mennyisége. A kedvező vízgazdálkodású A szint vastagsága nem elegendő ahhoz, hogy a növényeket a szárazabb időszakokon károsodás nélkül átsegítse. Tápanyag-gazdálkodásukra – mint a réti talajokra általában – a nagy tápanyagtőke, de a kis hasznosítható tápanyagkészlet jellemző. Ebben a típusban is számolni kell a foszfát- és a káliumionok megkötésével, valamint a mozgékony vasvegyületek és az amorf kolloidok hatásával. Talajjavítással a szelvényeknek mind vízgazdálkodása, mind tápanyag-gazdálkodása javítható. A talajjavítási módok között a meszezés és a sárgaföld-terítés eredményes. Mindkét eljárást nagy területen alkalmazzák hazánkban e talajokon. Altípusok. A szolonyecesedés mértéke alapján két csoportot különíthetünk el; a szolonyeces altípus szelvényeiben a B szintben a kicserélhetőnátrium-tartalom nem haladja meg az S-érték 15%-át, míg az erősen szolonyeces altípusban a kicserélhető nátrium mennyisége nagyobb. Változataik. Az elkülönítés alapja a humusztartalom és a humuszréteg vastagsága, a karbonátok jelenléte és eloszlása, a sófelhalmozódás, a glejesedés, valamint a talajvíz mélysége. Mindezeknek a határértékei azonosak a

258 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

szoloncsákos réti talajoknál leírtakkal. További változataik a javítás (meszezés, altalajterítés) jellege szerint különíthetők el.

6.3. Réti talaj (típusos réti talaj) A réti talaj vagy másképpen a típusos réti talaj szelvényeiben csak a réti talaj képződési folyamatára általánosan jellemző folyamatok és az ezek hatására kialakult bélyegek találhatók meg. A túl sok nedvesség és a levegőtlen viszonyok hatására képződött szerves anyagok a talaj humuszos szintjét szürkésfeketére, feketére színezik. A humuszos réteg felbontható egyenletesen humuszos A szintre és fokozatosan csökkenő szervesanyag-tartalmú B szintre. Ez utóbbi azonban sokkal rövidebb, mint a csernozjomok B szintje (12.19. ábra).

12.19. ábra - Az agyagos réti talaj szelvénye és vizsgálati adatai; a) szelvény morfológiai képe, b) szemcseösszetétel (mm-ben), c) a talaj teljes elemzése (sz.a. %-ban), d) az agyagos rész teljes elemzése (sz.a. %-ban), e) a kicserélhető kationok (cmol./kg talaj), f) az alapvizsgálatok adatai az y1, KA és CaCO3 jelölések az érték tizedrészét mutatják

Az A szint szerkezete szemcsés, sokszögű, átmenete a B szint felé fokozatos, és a B szint felé haladva mindinkább hasábos. A szerkezeti elemek az agyagos talajoknál vagy az agyagos vályogtalajoknál fényesen csillogóak, szurokfényűek. A mélyebb rétegekben, a B szintben vasborsók, rozsdafoltok, glej mutathatók ki. Ha a talajképző kőzet karbonátokat tartalmaz, mészgöbecsek, szélsőséges esetben mészkőpadok keletkeznek, azonban e mészkonkréciók elhelyezkedése ebben a talajtípusban egy vízszintesen fekvő réteghez kötött, mint általában a réti talajokban. A mészkiválások alakja sem legömbölyödött, hanem elágazó. A szelvények kémhatása igen változó, aszerint, hogy milyen talajképző kőzeten alakultak ki. Vannak olyan réti talajok, amelyek már a feltalajuktól kezdve karbonátosak, de lehetnek olyanok is, amelyekben az A szint – esetleg a B szint egy része is – karbonátmentes. Ilyenkor a felső szintek kémhatása gyengén savanyú, azonban savanyúsági értékei nagyok. A kicserélhető kationok között a kalcium mellett gyakori a magnézium irányító szerepe is. Általában azt mondhatjuk, hogy ha az S-érték 30%-a magnézium, a talaj fizikai tulajdonságain már bizonyos mértékű romlás tapasztalható, ami az adszorbeált magnézium káros hatásának következménye. Az agyagos réti talajok, amelyek agyagásványai között a szmektitek az uralkodók (12.20. ábra), erősen repedezők. A méternyi mélységbe lenyúló repedésekbe – melyek szélessége a felszínen elérheti az 5 cm-t – bepereg a kiszáradt szántott réteg anyaga. Amikor a talaj újra benedvesedik, az esők és a záporok vize a repedéseken a mélybe jut, a behullott aggregátumokat megduzzasztja. A keletkező oldalirányú nyomásnak a talaj csak fölfelé tud engedni, ezért e két hatás eredőjeként 30–60%-ot bezáró szög alatt csúszási tükrök keletkeznek a repedéseknél mélyebben fekvő és mozdulatlan altalaj, valamint a duzzadás hatására elmozduló, fölötte fekvő talajrétegek között.

12.20. ábra - A típusos réti talaj teljes anyagának és agyagos részének ásványi összetétele

259 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

E talajtípus vízgazdálkodása az egyes évek tavaszi, túlságosan nedves időszakától eltekintve kedvezőnek mondható. A túl nedves állapot elmúltával a talajszelvény általában elegendő nedvességet nyújt a rajta élő növényzetnek ahhoz, hogy átvészelje a szárazabb időszakokat. Tápanyag-gazdálkodásuk közepes, mert a növények számára fölvehető nitrogén mennyisége tavasszal kevés, és a tápanyagok között a foszfát- és a káliumionok megkötését számításba kell venni. A meszezés javít a talajoknak mind a szerkezeti állapotán – így a vízgazdálkodásán –, mind a tápanyag-gazdálkodásán, de természetesen csak akkor, ha a talajszelvény felső rétegei karbonátmentesek. Altípusok. Karbonátos és nem karbonátos altípust különböztetünk meg, a karbonáttartalom alapján. Ezekben a vízben oldható sók 150 cm mélységig 0,15%-nál nem érnek el nagyobb értéket. A harmadik altípust, a mélyben sós réti talajokat az jellemzi, hogy a B szint alsó felében vagy a C szint felszínhez 150 cm-nél közelebb eső részében 0,15%-nál több vízben oldható só mutatható ki. A negyedik altípusban, a mélyben szolonyeces réti talajban 150 cm-nél nem mélyebben, de már a C szintben 5–15 S% kicserélhető nátrium mutatható ki. Változataik. Meghatározásuk a feltalaj savanyúsága, ill. karbonáttartalma, a humuszréteg vastagsága és szervesanyag-tartalma, a glejesedés mértéke és mélysége, a talajjavítás és a talajvízszint alapján történik. A humusztartalomnak és a humuszréteg vastagságának határértékei azonosak a szoloncsákos réti, valamint a szolonyeces réti típusoknál megjelöltekkel, ugyanúgy, mint a glejesedés vagy a talajvíz mélységének határértékei. A savanyúság és a karbonáttartalom alapján vannak a felszínen karbonátos változatok, amelyek savas lecseppentésre már a felszínen pezsegnek; a felszínhez közel karbonátosak, amelyekben 20–40 cm mélyen mutatható ki a szénsavas mész, és a mélyebben karbonátosak, amelyekben 40 cm alatt pezseg a szelvény. Gyengén savanyú szelvények, amelyekben a feltalaj hidrolitos savanyúsága 8 y1-érték alatt van. Savanyúak azok, amelyek feltalaja 8-nál nagyobb hidrolitos savanyúság-értéket mutat. Külön kell foglalkoznunk a hosszú idő óta művelt réti talajok változataival, közöttük is elsősorban a sztyeppesedett változattal. A sztyeppesedés a felszínen, azokban a talajszelvényekben következik be, amelyekben a talajvízszint az utóbbi időben mélyebbre süllyedt. Hatására a felszín képe a csernozjomokéhoz közeledik. Ezeket a talajokat sztyeppesedő réti talaj néven külön változatban foglaljuk össze. Előfordulhat a réti talajok szelvényében eltemetett talajszint. Ennek alapján elkülönítünk felszínhez közeli eltemetett talajréteget, 260 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

ha az eltemetett humuszos talajréteg 50 cm-nél közelebb van a felszínhez, középmélyen eltemetettet, ha 50–100, és mélyen eltemetettet, ha 100–150 cm mélyen van.

6.4. Öntés réti talajok E típusban mind a réti folyamat, mind a talajok öntésjellegének nyomai fellelhetők. A réti talajokra jellemző humuszképződés, valamint az öntésterületek hordalékanyagának rétegzettsége és kialakulatlansága egymás mellett jelenik meg. A szelvények humuszos szintje jól kivehető, általában 30–40 cm vastag és 2–3% szerves anyagot tartalmaz, tehát elmarad a többi réti talajtípusétól. Ugyanúgy kevésbé kialakult az öntés réti talajok szerkezete is, legtöbbször csak gyengén szemcsés. Hiányoznak az erőteljes dinamikát mutató, nagyméretű (2–3 mm-nél nagyobb) vasborsók és mészgöbecsek is. A talajképző kőzetül szolgáló öntés rétegzettsége azonban fennmaradt, a homokos, az iszapos és az agyagos rétegek az üledékképződés változó viszonyait követik. A vasmozgás és a kalciumdinamika kismértékű, ezért a talajszelvényben csak apró rozsdafoltok, mészerek fordulnak elő. Kémhatásukat és savanyúsági viszonyaikat elsősorban az öntés jellege szabja meg, éppúgy, mint a kicserélhető kationok eloszlását és az agyagtartalom változását. Területük az ártér magasabban fekvő részeire terjed ki, amely az állandó vagy az időszakos vízborítástól mentesülve lehetőséget ad a folyamatos talajképződésre. A megtelepedő állandó növénytakaró alatt elsősorban a humuszosodás indul meg, mégpedig olyan feltételek mellett, amelyek a réti talajok képződését meghatározzák. Vízgazdálkodásuk általában kedvező, és ha a talajvíz nincs túl közel a felszínhez, a tavaszi túl nedves időszak sem tart sokáig. A nyári időszakot a talajvíz a növények számára hasznosan befolyásolja. Tápanyag-ellátottságuk kedvező, de a kisebb szervesanyag-tartalom és a talajok lassú tavaszi felmelegedése következtében a nitrogénfeltáródás, valamint nitrogénszolgáltató képességük gyenge. Agyagosabb változatokon káliummegkötés léphet fel. Altípusok. A szelvény felső szintjeinek karbonáttartalma alapján karbonátos és nem karbonátos altípusokat különböztetünk meg. Változataik. A humuszréteg vastagsága és szervesanyag-tartalma alapján ugyanazokat a változatokat különböztetjük meg, mint az előbb felsorolt réti talajoknál, és ugyanazok a határértékek érvényesek a karbonátok eloszlása, a glejesedés és a talajvíz mélysége, valamint az eltemetett talajréteg alapján elkülönített változatokra is.

6.5. Lápos réti talajok Képződésükben mind a láposodási, mind a rétiesedési folyamat szerephez jutott. E két képződési folyamat közös vonása, hogy feltétele az időszakosan, ill. állandóan túl bő nedvesség. Mivel e két folyamat nem választható el élesen egymástól, a természetben is gyakori az ilyen átmeneti talajtípusok megjelenése, amelyeken két folyamat jelei egymás mellett találhatók. A lápos réti talajok szelvényében a feltalaj szervesanyag-tartalma alapján kimutatható a lápos folyamat lejátszódása. Éppen ezért a réti talajoktól humusztartalmuk alapján határolhatók el. Ezen az alapon különítjük el őket a láptalajok főtípusától is, itt azonban különbséget teszünk aszerint, hogy milyen fizikai talajféleséghez tartozó üledéken játszódott le a réti, ill. a lápos folyamat, és a határértékeket ennek alapján kell módosítani. Homoktalajoknál általában a 4–10% szerves anyagot tartalmazó, víz hatása alatt álló talajképződményeket soroljuk a lápos réti talajok közé, vályog- vagy agyagtalajoknál pedig a 7–20%-ot tartalmazókat. Tájékoztathat a típusról a szerkezet is, mert a lápos réti talajok felső szintjeinek szerkezete lazább, morzsalékosabb, mint a réti talajoké. E szelvények morfológiai képe a fekete humuszos szinttel jellemezhető, amelynek átmenete a mélység felé éles, és az átmenet helyén már rendszerint megtaláljuk a glejesedés, rozsdásodás nyomait. E talajtípus vízgazdálkodására a túlzott nedvesség jellemző; ennek hatása alatt ala-kult tápanyag-gazdálkodása is. A szervesanyagban kötött nitrogén nehezen válik a növények számára felvehetővé, és a foszfortartalom nagy része is nehezen oldható formában van. Altípusok. Altípusai típusos, szoloncsákos és szolonyeces lápos réti talajok. Ezeket a réti főtípus hasonló elnevezésű típusainak kritériumai alapján határoljuk el.

261 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

Változataik. Az elhatárolás alapja a humuszosodás mértéke, a karbonáttartalom, a glejesedés, a talajvíz mélysége, valamint a művelési állapot. A humuszréteg alapján történő elhatárolás során ugyanazok a határértékek érvényesek, mint a többi réti talajnál, a szervesanyag-tartalom szerint azonban az ásványi rész szemcseösszetételétől függően más más határértékeket használunk. Homokos talajképző kőzet esetében gyengén humuszosnak nevezzük azokat a szelvényeket, amelyeknek humuszrétege 4%-nál kevesebb humuszt tartalmaz, agyagosabb talaj esetében azokat, amelyeknél ez a határ 7%. Közepesen humuszosnak nevezzük homokos talajoknál a 4–6% szerves anyagot, kötöttebb talajféleségnél a 7–10% humuszt, humuszgazdagnak homokos talajoknál a 6–10%, ill. kötött talajféleségnél a 10–20% szerves anyagot tartalmazó változatokat. A többi változat elhatárolásának alapjául szolgáló határérték megegyezik a réti talajtípusoknál leírtakkal.

6.6. Csernozjom-réti talajok Azokon a réti területeken képződnek, melyek hosszabb ideje mentesek mind a felszíni víz, mind a talajvíz hatásától. Szerves anyaguk csernozjom jellegű, és a réti hatásra csak a mélyebb szintek rozsdafoltjai, valamint a mészfelhalmozódás réti jellege utal. Vízgazdálkodásuk jobb, mint a réti talajoké, tápanyag-gazdálkodásuk is a csernozjoméhoz hasonló. Altípusok. Két altípusuk a karbonátos és a nem karbonátos csernozjom-réti talaj. Az utóbbiban sem az A, sem a B szint nem tartalmaz szénsavas meszet. A mélyben sós, a mélyben szolonyeces, valamint a szolonyeces altípusokat ugyanazok a határértékek jellemzik, mint a többi réti talajét. Változataik. Más réti típusokhoz hasonlóan a humuszréteg, a karbonáttartalom, illetve a savanyúság és a szikesség az elkülönítés alapja.

7. Láptalajok A láptalajok főtípusába tartozó talajtípusok vagy állandó vízborítás alatt képződtek, vagy az év nagyobb részében víz alatt állottak, és a vízmentes időszakokban is vízzel telítettek voltak. Az állandó vízhatás következményeként a növényzet – elsősorban a vízi növényzet, így a nád, a sás, a káka – elhalása után a szerves maradványok a víz alatt vagy vízzel telítve, tehát levegőtlen viszonyok között bomlanak el. A humifikáció ilyen esetekben a tőzegesedéssel társul. A láptalajok képződésének másik módja – a mohalápképződés – hazánkban ritka. A mohalápképződés az, amikor a tőzegmoha egymást követő generációi egymás fölé települnek. A főtípushoz tartozó talajtípusokban lejátszódó folyamatokat a következőkben ismertetjük. Tőzegképződés. Az állandó vízborítás alatt a szerves maradványok – elsősorban a vízinövények – föld feletti, valamint gyökérrészei nem egészen bomlanak el. Egy részük megőrzi eredeti sejtszerkezetét, és évről évre felhalmozódva vastag réteget képez. A kiindulási anyagként szolgáló növények minőségétől függően megkülönböztetünk mohatőzeget és rétláptőzeget. A tőzegképződés előfeltételei az állandó vízborítás vagy vízzel telítettség és az ennek hatására fellépő állandó anaerob viszonyok. Következménye a növények által termelt szerves anyag nagy mennyiségben való felhalmozódása. A tőzeg minősége a tőzegképződés anyaga és jellege szerint változik. Ennek alapján megkülönböztetünk mohatőzeget, nyers vagy szalmás tőzeget, rostos tőzeget, vegyes tőzeget és szuroktőzeget. Ezek közül a szuroktőzeg alakult át a legjobban, amelyben már nem ismerhetők fel növényi szövetek. Humuszosodás. Az a folyamat, melynek során a levegőtlen viszonyok között konzerválódott szerves maradványok legalább időszakosan levegővel érintkeznek, így aerob folyamatok indulnak meg bennük. A tőzeg színe sötétebbé válik, és a növényi maradványok sejtszerkezete is eltűnik, mert a szerves anyag átalakul. Ezen átalakulás folyamán a szerves anyag egy része szén-dioxiddá oxidálva elvész. A humuszosodás előfeltétele a tőzegrétegek levegőzöttsége és az aerob mikroorganizmusok életének megfelelő viszonyok. Következménye a szerves réteg rostos, sejtes alakjának változása egyöntetű, sötét színű anyaggá. Ez több vizet képes visszatartani, és több tápanyagot köt meg. Kotusodás. A humuszosodás és a szerves anyag elbomlásának további folyamata, amin az ásványi részek viszonylagos feldúsulása is értendő. A szerves alkotórész az ásványi résszel szorosabban kapcsolódik, mint a humifikált tőzegben. Előfeltétele az elegendő ásványi rész és a csaknem állandó levegőzöttség. Következménye a fekete, könnyű morzsákból álló feltalaj, ami kiszáradva könnyen esik áldozatul a deflációnak. Kiszáradás. A lápok természetes vagy mesterséges lecsapolásának következménye. A talajvíz szintjének süllyedése a kapilláris zóna feletti rétegek kiszáradását vonja maga után, ami a láptalajok tulajdonságaiban

262 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

lényeges és vissza nem forduló változásokat idéz elő. A kiszáradás feltétele a felszíni és a talajvíz hatása alól való mentesülés. Következménye a láptalajok jelentős zsugorodása, amelynek mértéke az eredeti térfogat negyede is lehet. A zsugorodás következménye a pórusviszonyok megváltozása, a fokozott levegőzés. A kiszáradt láptalajok megbontott felszínén könnyen bekövetkezhet a defláció, mert a száraz láptalajszemcsék igen könnyűek. Ugyancsak a kiszáradás következménye lehet a tőzeg kiégése, ami hamurétegek, cserépborsók képződéséhez és felszínsüllyedéshez vezet. A folyamatokkal jellemzett típusokat és altípusokat a következőkben mutatjuk be.

7.1. Mohaláptalajok A tőzegmoha szerves anyagának felhalmozódása és humifikálódása útján keletkeztek. Kémhatásuk erősen savanyú, kevés ásványi részt tartalmaznak. Növénytakarójuk tőzegmoha, amelyben helyenként fák nőnek. Hazánkban elsősorban középhegységek erdeiben, suvadások, lefolyástalan teknők mélyedéseiben fordulnak elő igen kis kiterjedésben. Kis területük és a kevés rendelkezésre álló adat következtében sem altípusokat, sem változatokat nem különítünk el.

7.2. Rétláptalajok E típusba tartoznak azok a képződmények, amelyek az állandó vízborítás vagy vízbőség hatására felhalmozódó növényi anyagból képződtek. A talajszelvény felépítésében különböző tulajdonságú és vastagságú tőzegrészek vesznek részt, és a felszínt gyakran kotúréteg alkotja. A tőzegréteg alatt a tőzegláp feküje lehet glejes iszap, agyag vagy tavi mész. A tavi mész szárazon fehér színű, por finomságú, főként szénsavas mészből álló anyag, amely a tavi feltöltődés első szakaszában, a vízben élő moszatok tevékenységének és a víz hőmérséklet-változásának hatására képződik. A rétláptőzeg-szelvényekben vaskonkréciókat is találunk, melyek összeállva rétegeket is alkothatnak; ez a gyepvasérc. Ritkán, de előfordul a tőzegrétegek alatt a vivianit is (kétértékű vas-foszfát), amely kis mennyiségben az Ecsedi-láp peremén található. Jóval gyakoribb a rétláptalajokban a gipsz, amely száradáskor szépen fejlett kristályokban válik láthatóvá. A rétláptalajok általában gyengén savanyúak, kémhatásuk ritkán csökken 5,5–6 pH-érték alá, sok csigahéj hatására semlegesek vagy gyengén lúgosak is lehetnek. Helyenként azonban erősen savanyú (pH 3) tőzeg is található, amelyet dísznövények földkeverékéhez használnak fel. A humuszanyagok nagy kationcserélő képességének hatására a hidrolitos savanyúság igen nagy értékeket mutathat. Jellemző azonban a láptalajokra, hogy ennek ellenére nem mutatnak kicserélődési savanyúságot. Vízgazdálkodásuk szélsőséges. Azok a szintek, amelyeket a rendszerint magasan álló talajvíz kapillárisan telít, egész éven át túl nedvesek, a felszínen levő rétegek a szárazabb időszakban kiszáradnak. Mivel a jól humifikált tőzeg a súlyának tízszeresét képes vízből megkötni, a nedves és a száraz állapot között igen nagy víztartalomkülönbség van. A nedvességállapottól függően a talajok szerkezeti elemei erősen duzzadnak, ill. zsugorodnak. Ennek hatására a tőzegtalajok kiszáradva erősen morzsálódnak. A kiszáradt morzsák térfogattömege igen kicsi, ezért a szél könnyen felkapja őket, és súlyos deflációs károk keletkezhetnek. A túlzott száradás következtében a tőzeg ki is gyulladhat és a teljes kiszáradt réteg kiég. Tápanyag-gazdálkodásuk ugyancsak szélsőséges. Egyes növényi tápanyagokból, így a nitrogénből és a foszforból igen sokat tartalmaznak, másokból – elsősorban a talaj ásványi részéhez kötött tápanyagokból – keveset. Ugyanakkor azonban a sok tápanyag sem tud mindenkor a növények számára hasznosulni, mert a nitrogén felvehető formába történő átalakulását fékezi a túlzott nedvesedés. A mikrotápanyagok közül elsősorban a réz hiánya okoz növényi és állati anyagcserezavarokat. Rétláptalajok vannak a Hanság, a Kis-Balaton, a Tapolcai-berek, a Nagyberek, a Fejér megyei Sárrét, a Vörösmocsár, az Ócsai- és a Keceli-berek, a Kis- és a Nagy-Sárrét, valamint az Ecsedi-láp területén. Altípusok. Az elkülönítés alapja a szervesanyag-réteg vastagsága és tulajdonságai. Megkülönböztetünk tőzegláptalajokat, kotús tőzegláptalajokat, tőzeges láptalajokat és kotús láptalajokat. Tőzegláptalajnak nevezzük azokat a szelvényeket, amelyek a felszínen legalább 50 cm vastag tőzegréteget tartalmaznak. A tőzegréteg vastagsága 8 m is lehet. Váltakozik benne a szuroktőzeg-, az átmeneti tőzeg- és a rostos tőzegréteg. A fekü közelében rendszerint a rostos tőzeg az uralkodó, és ennek a redukciós folyamatok útján képződött kén-hidrogéntől kellemetlen szaga van. Az Ecsedi-láp tőzegszelvényeiben gyakran találunk 263 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

gipszkristályhalmazokat, valamint vaskiválásokat. A dunántúli és a nyírségi tőzegtelepeken előfordul a tavi mész is. A kotús tőzegláptalajok altípusába azokat a szelvényeket soroljuk, amelyek felszíni rétegei kotúsodtak, azaz ásványi anyagokban gazdagabb, de még 10–20% szerves anyagot tartalmazó szintté alakultak. A szelvény mélyebb rétegeinek felépítése hasonló a tőzegláptalajokéhoz. A kotús réteg – iszapot és sok esetben nagy tömegű csigahéjat tartalmaz – sötétszürke színű, morzsalékos szerkezetű, általában gyengén lúgos kémhatású. Átmenete a tőzegréteg felé éles. Mivel több benne az ásványi rész, a talaj szerkezeti egységeinek térfogattömege nagyobb, így a deflációnak jobban ellenáll. Vízgazdálkodása a tőzegtalajokénál kedvezőbb, ugyanígy jobb a tápanyag-gazdálkodása is. Termékenységét csökkentheti a túlzott szénsavasmész-tartalom, mely mind víztartó képességére, mind tápanyag-szolgáltatására kedvezőtlenül hat. A tőzeges láptalajok típusába azok a szelvények tartoznak, amelyekben a tőzegréteg vastagsága 50 cm-nél kisebb. Feltalaja általában kotús. Elláposodott völgyekben gyakori jelenség, hogy a lápos szinteket iszapos hordalék fedi, alatta kotú, majd tőzegréteg van. Ha ez az iszaptakaró 1 m-nél vékonyabb, a szelvényt még a láptalajokhoz soroljuk, és az iszapborítás vastagsága szerint választjuk el a változatokat. Vízgazdálkodási tulajdonságuk a tőzegréteg vastagságától, valamint a szerves és az ásványi részek arányától függ. Minél több a jól humifikált szerves anyag, annál nagyobb a víz- és a kationmegkötő képesség, minél kevesebb a szerves anyag vagy minél kevésbé humuszosodott, annál gyengébbek az említett talajjellemzők. A kotús láptalajok szelvényében már nem találunk tőzegréteget, így a láposodási folyamat csak a kotúrétegből ismerhető fel. Ennek az altípusnak elsősorban a lápos réti talajoktól való elhatárolása szükséges; az elválasztás alapja a szervesanyag-tartalom. Mint már jeleztük, általában a 10–20%-os szervesanyag-tartalmat fogadjuk el határértékül, mégis sok esetben kisebb helyesbítésre van szükség. Homokos talajok esetében már kisebb szervesanyag-tartalom mellett is megfigyelhetők a láposodás jelei, így a fekete színű, könnyű morzsák, a vízinövények maradványai és a vízben élő csigák héjmaradványai. Igen kötött, agyagos talajokban viszont még 10% szervesanyag-tartalom esetében is a réti jelleg lehet az uralkodó. Ezért a talajok hovatartozásának eldöntésekor a szervesanyag-tartalom mellett tekintetbe kell vennünk a láposodás folyamatának egyéb ismertetőjeleit is. A kotús láptalajok vízgazdálkodása a tavaszi, rövid ideig tartó túl nedves állapottól eltekintve kedvező. Mind vízvezető, mind víztartó képességük jó. Tápanyag-gazdálkodásuk közepes, általában elegendő nitrogént, foszfort és káliumot tartalmaznak, és ezek feltáródásának körülményei is kedvezőek. Romlik a tápanyagszolgáltató képesség a szénsavasmész-tartalom nagymértékű megnövekedése esetében. Változataik. A tőzegláptalajok változatainak elkülönítése során elsősorban a szervesanyag-réteg vastagságát, a kémhatást és a karbonáttartalmat vesszük alapul. A szervesanyag-réteg vastagsága szerint megkülönböztetünk sekély és mély változatot. Az első változatban a szervesanyag-réteg vastagsága 50–100 cm, a másodikban 100 cm-nél vastagabb. A kémhatás szerint megkülönböztetünk gyengén savanyú (6 pH-értéknél nagyobb) és savanyú (6 pH-értéknél kisebb) változatokat. A karbonáttartalom alapján nem karbonátos, felszínhez közel karbonátos (a szénsavas mész 50 cm felett kimutatható) és mélyben karbonátos (50 cm alatt) változatokat különítünk el. Változatoknak tekintjük a kiégett területek tőzegláptalajait, amelyek fokozatai a hamuréteg vastagsága alapján különböztethetők meg (0–20, 20–40 és 40 cm) a vékony-, közepesé és vastag hamurétegű változatok. A kotús tőzegláptalajok elhatárolása során a kotúréteg vastagsága alapján megkülönböztetünk gyengén kotús és kotús tőzegláptalajokat. Az első változatban a kotúréteg vastagsága 30 cm-nél kisebb, a másodiknál ennél nagyobb. A kémhatás alapján gyengén savanyú (pH 6–6,5), semleges (6,5–7,5) és gyengén lúgos (7,5–8,5) változatokat különböztetünk meg. A további változatokat a tőzegláptalajok típusánál ismertetett tulajdonságok és határértékek szerint határozhatjuk meg. A tőzeges láptalajok változatainak meghatározása során az iszapborítás vagy a kotúszint tulajdonságai alapján megkülönböztetünk vékony (20 cm) iszaptakaróval borított szelvényeket. A további elkülönítés alapja a karbonáttartalom, a kémhatás, valamint a glejesedés, a vaskiválás, a mészfelhalmozódás, hasonlóan a már jellemzett altípusokhoz.

264 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

A kotús láptalajok változatainak megkülönböztetésére felhasználjuk mind a szervesanyag-tartalomban, mind a humuszréteg vastagságában mutatkozó különbségeket, de figyelembe vesszük a karbonáttartalmat, a glejesedést és a vaskiválásokat is. Határértékeik megegyeznek az előzőekkel.

7.3. Lecsapolt és telkesített rétláptalajok E típusba azokat a szelvényeket soroljuk, amelyek kialakulásában az emberi beavatkozás olyan mélyreható és tartós változást idézett elő, hogy tulajdonságaik a rétláptalajokéitól lényegesen eltérnek. Így megszűnik az állandó vízborítás, majd a lápok lecsapolása útján süllyed a talajvízszint. A kiszáradó felszíni rétegek felégetésével hamu- és cserépszintek alakultak ki. A sok szerves anyagot tartalmazó rétegek huzamosabb ideig tartó erősebb kiszáradása a víztároló képesség és a duzzadóképesség jelentős csökkenését vonja maga után. Ezért a rétláptalajok átalakítása, amit a szántóföldi művelés bevezetése esetén telkesítésnek nevezünk, alapvetően megváltoztatja a talajok eredeti víz- és tápanyag-gazdálkodását. Altípusok. A rétláptalajoknál ismertetett elvek szerint megkülönböztetünk telkesített tőzeg-, tőzeges és kotús láptalajokat. Változataik. A rétláptalajoknál leírtak szerint különítjük el őket.

8. A mocsári erdők talajai Az ide sorolt talajok kialakulásában az állandó vízbőségé, továbbá az erdők talajalakító hatásáé az irányító szerep. A nedvességbőség azonban az erdei növénytakaró alatt nem vezet a szerves anyag felhalmozódásához, tehát a talajfejlődés iránya alapvetően eltér mind a réti, mind a lápos folyamatétól. A mocsári erdőtalajokban lejátszódó folyamatok közül a következőket emeljük ki. Humuszosodás. Jellegzetessége ebben a típusban, hogy az ősi növénytakaró, a mocsári tölgyes által képzett szerves anyag a nedves talajfelszínre jut. A vízzel telített talajon a szerves anyag elbomolva nem keveredik el a felszín ásványi anyagával, így nem hoz létre humuszréteget, hanem a képződött savas anyagok – nagy részük fulvosav jellegű – lefelé szivárognak a talajban. Nem oxidálódnak, nem alkotnak nagyobb molekulákat, ezért csak kis szervesanyag-tartalmú, világos színű réteget hatnak át, azt viszont erősen elsavanyítják. Kilúgozás. A humuszosodás savas jellege következményeként erőteljes. A talajrétegek közül a felszínhez közel esők a legsavanyúbbak, és ezekben nemcsak a hidrolitos, hanem a kicserélődési savanyúság is jelentős. A nagyfokú savanyodással együttjáróan a telítettségi érték 20% körüli. Redukció. A glejesedés szintén szélsőségesen kifejlődött, mert a talaj levegőtlensége, valamint a talajba jutó szerves anyag bősége mély rétegekben idézi elő a vas és más vegyértékváltó elemek redukcióját. Csak a felszíni 20–30 cm vastag rétegben találhatók az időszakos levegőzöttség hatására kialakult rozsdafoltok és rozsdaerek, amelyek finom márványozottsága nem téveszthető össze a pangóvíz-glejes erdőtalajok márványozottságával. A pangóvíz-glej hatására ugyanis a márványozottság szürkés vagy kékes, alapanyaga barnás színű, mocsári erdőtalajokban az alapanyag színe kékesszürke és a márványozottság rozsdaszínű. Oka, hogy az első esetben a levegőtlenség az uralkodó a repedések mentén a réseket kitöltő víz hatására, a második esetben a repedések és a gyökérjáratok mentén levegő hatol be a talajba, és oxidálja a mozgékony vasvegyületeket. Savanyodás. E talajokban jelentős, mert a kilúgozás és a glejesedés egyaránt a savanyodás fokozódásához vezet. Mértéke olyan nagy lehet, hogy a szántóföldi művelés eredményességét veszélyeztetheti. Az ide tartozó talajok szelvényét az egyenletes glejesedés jellemzi, melyet csak kevés rozsdafolt tarkít a felszínhez közeli 20–30 cm-es rétegben. Humuszos szintje vékony és gyengén kialakult. Ennek ellenére a talajképződés erőteljes folyamatát a szerves anyag elbomlása, a felszínhez közel eső rétegek nagy savanyúsága és e savanyúság mélység felé történő csökkenése jelzi. Ez bizonyítja, hogy a talaj képződését a felülről lefelé fokozatosan csökkenő biológiai hatás irányítja. A szelvényen belül nehéz szinteket elkülöníteni. A talajok szemcseösszetételében mutatkozó különbségek nagyrészt az üledékképződés körülményeire vezethetők vissza. Általában az ide tartozó talajok agyagosak. Szerkezetük gyengén fejlett, erősen tömött. Az ide sorolható talajok könnyen elhatárolhatók a réti és a láptalajoktól – a vékony és világos színű humuszszint és a kevés szerves anyag alapján. Meg kell jegyeznünk, hogy a szerves anyag oxidimetriás meghatározása téves eredményeket adhat, mert a mindenkor jelen lévő kértértékű vasvegyületek is fogyasztanak oxidálószert.

265 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

Az öntéstalajoktól a savanyúsági értékek szelvényen belüli alakulása alapján határolhatók el. Az öntéstalajokban a savanyúsági értékek az üledék jellegétől függenek, de általában az egész szelvényben megközelítően azonos szinten vannak, a mocsári és az ártéri erdők talajaiban a savanyúsági értékek a felszínhez közel a legnagyobbak, és a mélységgel csökkennek. A savanyodás nem csak a hidrolitos savanyúság értékeiben mutatkozik, jelentős kicserélődési savanyúság is fellép. Hasonlóképpen csökken a telítetlenség értéke is a felszíntől a mélyebb szintek felé. Gyakran találunk olyan szelvényeket, amelyekben a feltalaj telítettsége csak 20% körüli, a mélyebb szintekben 60–80%. E talajok vízgazdálkodása vízfelesleget mutat. Általában régi ártereken találhatók, így nagyobb árvizek esetén ma is időszakos vízborítás alá kerülnek. Erősen duzzadó–zsugorodó anyaguk hajlamos a repedezésre. Tápanyag-gazdálkodásuk kedvezőtlen. Kevés nitrogént tartalmaznak, a talaj szerves anyagának minősége is kedvezőtlen, az ásványi tápelemek felvétele fékezett. Az eredeti növénytakaró – az erdő – letarolása után szántóföldi művelés csak meszezéses talajjavítás után és különleges agrotechnikával (erőteljes lazítás) folytatható eredményesen. Főként a Szatmár-Beregi-síkon fordulnak elő. Típusokra és altípusokra a kevés adat miatt nem osztjuk. Változataik. Az elkülönítés során a savanyúság mértéke, a glejesedés és a talajvízállás az irányadó. Savanyúság alapján erősen és közepesen savanyú változatokat különböztetünk meg, a két változatot elválasztó határértékként a 4-es kicserélődési savanyúság értékét fogadva el. A glejesedés mértéke szerint felszínen glejesnek nevezzük azokat a talajokat, amelyek szelvényében a glejesedés a felső 20 cm-ben jelentkezik, mélyben glejesnek azokat, amelyekben 20 cm alatt. A talajvíz mélysége szerint: magas talajvízállásúak azok a szelvények, amelyekben a talajvíz legmagasabb szintje 50 cm felett, közepesek, amelyekben 50–100 cm között, és mélyek, amelyekben 1 m alatt van.

9. A folyóvizek, tavak üledékeinek és a lejtők hordalékainak talajai A talajosztályozási rendszer szerkezetéből következően itt ismét azokról a talajtípusokról van szó, amelyekben a talajképződési folyamat kialakulását valamely külső tényező akadályozza. Ebben az esetben a biológiai tevékenység egyazon felszínre gyakorolt hatását az időszakonként megismétlődő áradások és az utánuk visszamaradó üledék gátolja. A növénytakaró és az állatvilág ezért mindig újabb és újabb felszínre hat, hatásuknak tehát nem marad tartós és jellegzetes nyoma. Nincs a szelvényekben szintekre tagolódás, az egyes rétegek közötti különbségek csak az üledék tulajdonságaitól és nem a talajképző folyamatok hatásától függenek. Mint vízben lerakódott anyagban, amely a folyók árterén továbbra is víz hatása alatt állott, a hidromorf bélyegek jól felismerhetők, de ezek nem oly erősek és jellegzetesek, mint a réti talajokban. Ugyanebbe a főtípusba soroljuk a lejtőhordalék-talajokat, amelyeket szintén a víz szállítóenergiája mozdított el képződésük helyéről. Anyaguk már elsődleges helyén átalakult a talajképződés hatására, de az átalakult talajrészek másodlagos lerakódása megbontotta és megszakította az eredeti talajképződési folyamatot. Rétegzettségük és tulajdonságaik attól függenek, hogy a lejtőn lehordott anyag milyen sorrendben ülepedik le, és milyen arányban keveredik a különböző tulajdonságú foltokról szállított anyag, valamint ez milyen mértékben hígul a lehordott kőzet anyagával. A főtípushoz tartozó talajokban lejátszódó folyamatokat a következőkben jellemezzük. Humuszosodás. Az a kismértékű és a talajnak csak vékony rétegeit átható szervesanyag-felhalmozódás, amely az egyes vízborítások között eltelt idő alatt létrejöhet. Mivel az öntésterületeken általában a rét füves növényzete vagy az ártéri erdő az uralkodó, a keletkezett humuszanyagok tulajdonságai kedvezőek, csak mennyiségük csekély. Meg kell jegyeznünk, hogy az öntéstalajokban – ugyanúgy, mint a lejtő-hordalék-talajokban – a humuszosodás nyomai nemcsak a felszínen, vagyis a jelenlegi humuszrétegben találhatók meg, hanem a mélyebb részek eltemetett humuszrétegeiben is, amelyek sok esetben többször ismétlődnek a szelvényben. Lejtőhordalék-talajok esetében a humuszréteg vastagsága igen jelentős lehet (1–3 m), ami sem az éghajlattal, sem a talajképződés más tényezőivel nincs összhangban, vagyis csak az ismételt humuszos anyaggal való elborítás hatására alakulhat ki. Hordalékborítás. E talajokban általában megtalálhatjuk a nyomait. Nemcsak a szerves anyagok eloszlásában idéz elő különleges helyzetet, hanem más folyamatokéban is, úgy, hogy félbeszakítja azokat, és különböző 266 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

tulajdonságú rétegeket terít egymás fölé, kialakítja a talajok szelvényfelépítésének különleges képét. Így találhatunk olyan szelvényeket, amelyek a felső szintben szénsavas meszet tartalmaznak, míg az alattuk fekvőben nem, vagy amelyekben a feltalaj szervesanyag-tartalma kisebb, mint a mélyebben fekvő rétegeké. Igen gyakori, hogy az egyes talajrétegek ásványi anyaga is különböző aszerint, hogy a különböző időben lerakott hordalékanyag milyen szemcsézettségű és milyen összetételű volt. Ezért az egyes rétegek vizsgálati adataiból nem lehet következtetni a talajban lejátszódó anyagátrendeződési folyamatokra. Redukció. Az öntés- és a lejtőhordalék-talajokban nem a talajképződés elengedhetetlen tartozékaként és sajátosságaként jelenik meg, hanem az öntéstalajok kezdeti képződési szakaszának örökségeként maradt vissza. Abban az időszakban ugyanis, amikor a hordalékanyag lerakódása végbement, a folyók és a tavak vize kiszorította az üledék pórusaiból a levegőt, és a levegőtlen viszonyok, valamint az üledékben levő kevés szerves anyag bontásának következményeként gyenge redukció indul meg, amely kismértékű glejesedést vált ki. Miután az öntésterület mentesül a víz hatása alól és a talajvíz is mélyebbre süllyed, az előzőleg redukált anyagok oxidálódnak. Ezért az öntéstalajok szelvényében a gyenge glejesedés és a gyenge rozsdásodás együttjár. A főtípushoz tartozó talajokat három talajtípusba soroljuk: a nyers öntéstalajok, a humuszos öntéstalajok és a lejtőhordalék talajok típusába.

9.1. Nyers öntéstalajok Ide soroljuk a folyóvizek és a tavak fiatal képződményeit, amelyek a vízborítás alól szárazra kerülve a növényzet megtelepedésére alkalmassá váltak. Az ismétlődő vízborítás a megtelepedő növényzetet mindig újra elborítja, így a talajképződés mindig új anyagon indul meg, s ennek következtében mélyreható változást nem tud előidézni. A szelvényben esetenként az oxidációs viszonyokban különbségek vannak, ennek következtében a felszínhez közel rozsdás foltok, a mélyebb rétegekben gyenge márványozottság keletkezik. A humuszosodás a felszíni rétegben is csak jelentéktelen, és a szerves anyag mennyisége nem haladja meg az 1%-ot. Sem savanyúságban, sem a szénsavasmész-tartalomban nem mutatható ki törvényszerű változás a szelvényen belül. Egyes esetekben az üledékképződés hosszabb ideig megszakad, vagyis a felszín hosszabb ideig van a növénytakaró hatása alatt. Ilyenkor jelentősebb mértékű humuszosodás, réti-, esetleg lápos talajképződés indul meg. Ha a folyó ezeket újból elborítja a hordalékával, ún. két-, illetve többrétegű öntések képződnek. Vízgazdálkodásuk általában kedvező, de erősen függ az üledék szemcseösszetételétől. Mivel legtöbbször a talajvízszint hatása alatt is állnak, a száraz időszakokban a növények ellátására elegendő vizet tudnak szolgáltatni. Árterületeken azonban előfordulhat a tavaszi túlnedvesedés, ebben az esetben őszi vetések vagy álló kultúrák létesítése nem ajánlható. Tápanyag-gazdálkodásuk közepes, nitrogénellátottságuk gyenge, foszforellátásuk az üledék származásától függően közepes vagy gyenge, káliumtartalmuk általában kielégítő. Altípusok. Elsősorban a folyók hordalékának karbonáttartalma alapján különíthetjük el őket, karbonátos és nem karbonátos talajokra. A harmadik és negyedik altípus a kétrétegű szelvények csoportja, melyekben az eltemetett talajszint 2 m-nél közelebb van a felszínhez. Ez utóbbiakat a szénsavasmész-tartalom szerint két altípusba soroljuk, a karbonátos és a nem karbonátos kétrétegű talajok csoportjába. Változataik. Az elkülönítés során tekintetbe vesszük a karbonátok megjelenésének helyét, valamint a karbonáttartalmat, a glejesedést és az eltemetett talajszintek mélységét. A karbonátok megjelenése szerint három változatot különböztetünk meg: a felszíntől karbonátos változatokat, melyek szelvényében már 20 cm felett megtalálhatók a karbonátok, felszínhez közel és mélyen karbonátos változatokat, melyekben a szénsavas mész megjelenésének helye 20–40 cm, ill. ennél mélyebb. A karbonáttartalom alapján gyengén, közepesen és erősen karbonátos változatokat határolunk el aszerint, hogy az 50 cm mélységig található talajszintekben a szénsavasmész-tartalom 5%-nál kisebb, 5–10% vagy 10%-nál nagyobb. A glejesedés alapján három fokozatot: gyengén, közepesen és erősen glejes változatokat különböztetünk meg aszerint, hogy a glejesedés csak apró foltokban mutatható-e ki, vagy a talajszelvény falán, a glejes rétegben 20– 50% felületet foglal el, illetve a glejes foltok területe ennél nagyobb.

267 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

Az öntéstalajok szelvényében esetenként előforduló eltemetett talajszint mélysége alapján sekélyen, közepesen és mélyen kétrétegű változatokat határolunk el. Az első esetben az eltemetett humuszos talajszint 50 cm felett található, az utóbbiakban 50–100, ill. 100–200 cm közötti. Változatokat különíthetünk el a savanyúság és a kavicstartalom szerint is. A nyers öntéstalajok fizikai és kémiai sajátossága rendkívül változatos. A folyóhoz közeli fekvésben kavicsos, durva homokos öntéseket találunk. Minél távolabb megyünk az eredeti folyómedertől, annál finomabb rétegekből épül fel az öntéstalaj. A medertől legtávolabb az erősen kötött, agyagos iszapos öntések terülnek el.

9.2. Humuszos öntéstalajok Az e típusba tartozó szelvényekben a talajképződés első nyomai – elsősorban a humuszosodás – maradandó jellegűek. A humuszos réteg 20–40 cm vastag és szervesanyag-tartalma 1–2%. Ez a talajtípus rendszerint ott képződik, ahol az ártér hosszabb ideje mentesült az elöntéstől és az ennek következményeként visszamaradó iszapborítástól, ezáltal pedig a növényzetnek a növényi maradványok bomlásán keresztül lehetősége nyílik a szerves anyag felhalmozására. A talajképződés jele tehát kizárólag a gyenge humuszosodásban mutatható ki. A réti öntéstalajtoktól és az öntéscsernozjomoktól a humuszréteg kisebb vastagsága és szervesanyag-tartalma alapján különíthetők el. Határértéknek a 40 cm-es humuszréteg-vastagságot és az 1,5–2,0% szervesanyag-tartalmat vehetjük. Az utóbbi esetben a kisebb érték a homokos, a nagyobb érték az agyagosabb talajféleségekre vonatkozik. Sem a karbonáteloszlás, sem a savanyodás nem mutat a szelvényen belül törvényszerű elrendeződést. Vízgazdálkodásuk közepes. Minthogy a területek általában az elöntés alól már mentesek, túlnedvesedés ritkán fordul elő. A száraz időszakokban a talajvízből táplálkozó növények nem szenvednek vízhiányt. Tápanyagellátásuk közepes, nitrogéntartalmuk a humusztartalom függvénye, míg foszfor- és káliumellátottságuk az üledék tulajdonságaitól és származási helyétől függ. Általában káliumhiány nem észlelhető, foszfortartalmuk pedig közepes vagy gyenge. Altípusok. Öt altípust különböztetünk meg egyrészt a karbonáttartalom alapján, elválasztva a karbonátos és nem karbonátos szelvényeket, másrészt a felszíntől számított 2 m-en belül található, eltemetett talajszintek alapján a karbonátos illetve a nem karbonátos kétrétegű humuszos öntések talaját különítve el. Ötödik altípus a réti öntés, amely a réti talajok felé képez átmenetet, hordozva a humuszosodás réties jellegét. Változataik. Az elkülönítés alapja a humuszréteg vastagsága. A sekély humuszrétegűek a 20 cm-nél vékonyabb, a közepes humuszrétegűek a 20–40 cm humuszrétegű szelvények. A karbonátok megjelenése szerint megkülönböztetünk felszíntől karbonátos, felszínhez közel karbonátos és mélyen karbonátos változatokat, melyeknél 0–20, 20–40 cm-re, illetve 40 cm-nél mélyebben található a karbonátos szint. A savanyúság, a glejesedés alapján, az eltemetett talajszint mélysége és jellege szerint, valamint a talajvízszint mélysége alapján elkülönített változatok határértékei azonosak a nyers öntéstalajoknál közöltekkel.

9.3. Lejtőhordalék-talajok E típusba azokat a talajszelvényeket soroljuk, amelyekben az egyes rétegeket nem köti össze genetikai kapcsolat, mert azok nem a helyi talajképződés eredményei, hanem a közeli magasabban fekvő területekről lehordott talaj- és kőzetrészek egymásra halmozása útján jöttek létre. Mivel a hordaléktalajok anyaga csak a közvetlen környezetből származhat, összetételük attól függ, hogy milyen talajtípus található a magasabban fekvő helyeken, ezek milyen mértékben erodáltak, és a talajpusztulás a talajképző kőzetet eléri-e vagy sem. A víz által lepusztított anyag a lejtők pihenőin vagy a völgyekben rakódik le, és ott sok esetben több méter vastagságban halmozódik fel. Ezek alapján gyakran találunk olyan szelvényeket, amelyekben a humuszos anyag vastagsága az 1,5–2 m-t is eléri, vagy olyan talajokat, amelyekben a felhalmozódási szint anyaga az eredeti szelvényekben található B szintek vastagságának többszörösét éri el. A lejtőhordalék-talajok morfológiai bélyegei ezért a hordalékszállítás ütemétől és mértékétől, valamint a szállított hordalék jellegétől függenek. Vízgazdálkodásuk általában jó, amíg a hordalékban a talajrétegek anyaga az uralkodó. Ha a szállított anyagban sok a talajképző kőzet, a hordaléktalajok szerkezete és ezért vízgazdálkodása is romlik. 268 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Főtípusok, típusok és altípusok

Tápanyag-gazdálkodásuk attól függ, hogy a leülepedett hordalékban mennyi a humuszos szint anyaga. Ha viszonylag nagyobb mennyiségű, a talajok nitrogén-ellátottsága kedvező. Ha jó a szerkezet, akkor a felvehető nitrogénformák is a növények által igényelt ütemben szabadulnak fel. Hasonlóképpen befolyásolja a hordalék minősége a foszforellátottságot is. Altípusok. Aszerint különítjük el őket, hogy a hordalékanyag milyen talaj lepusztulásának a terméke. Meg kell különböztetnünk a csernozjomterületek lejtőhordalékát az erdőtalajok vagy a rendzinák hordaléktalajaitól, valamint a deluviális és alluviális vegyes üledékeket. Ezekben ugyan már nem érvényesül az eredeti talajtípus dinamikája, de a kialakult talajtulajdonságok nagyrészt megszabják a hordaléktalajok jellegét. Változataik. Az elkülönítés alapjául a humuszréteg vastagsága, humusztartalma, az esetleg fellépő glejesedés, a karbonáttartalom és -eloszlás, valamint a talajvíz mélysége szolgál. A humuszréteg vastagsága alapján sekély, közepes és mély humuszrétegű változatokat különböztetünk meg a 40, 40–80 és 80 cm határértékek alapján. A humuszréteg szervesanyag-tartalma alapján megkülönböztetünk gyengén (2%-nál kevesebb), közepesen (2– 3,5%) és erősen (3,5%-nál több) humuszos változatokat. A glejesedés, a savanyúság, a karbonáttartalom és eloszlás, valamint a talajvíz mélysége alapján elhatárolt változatok határértékei azonosak az öntéstalajoknál közöltekkel.

269 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

13. fejezet - A talajdegradáció, a talajromlás A talajképződés folyamatában nemcsak a termőföld kedvező tulajdonságai alakulnak ki, hanem a kedvezőtlenek is, amelyek következménye a talajpusztulás. A talajdegradáció a FAO értelmezése szerint felosztható a vízerózió, a szélerózió, a kémiai degradáció és a fizikai degradáció csoportjaira. E degradációs jelenségek az emberi tevékenység következményeként felgyorsulhatnak. A GLASOD (Global Assessment of Soil Degradation) éppen ezt az utóbbi ötven év alatt felgyorsult hatást vizsgálta. Felméréseik szerint a talajdegradáció egyes formáinak elterjedése a világban: vízerózió

1100 ∙ 106 ha 56% =

szélerózió

550 ∙ 106 ha 28% =

kémiai degradáció

236 ∙ 106ha 12% =

fizikai degradáció

79 ∙ 106ha = 4%

Összesen:

1965 ∙ 106ha 100 = %

1. Talajpusztulás, talajerózió A talajképződés folyamatainak, valamint a talajok fejlődésének útja nem töretlen. A víz, valamint a szél elhordja a már kialakult talajrétegeket, így véget vet a bennük lejátszódó folyamatoknak, a visszamaradó talajrészek tulajdonságait és termékenységét pedig sok esetben alapvetően megváltoztatja a talajpusztulás. A talajpusztulás folyamatainak és hatásának ismerete nélkül nem tudjuk megfelelően értékelni a talajok termékenységét, sem a termékenység fenntartásának és fokozásának helyes útjait megtalálni. A talajpusztulást előidéző tényezők értékelése során különbséget kell tennünk a természetes viszonyok, elsősorban a természetes növénytakaró alatt kialakuló, valamint az emberi tevékenység hatására módosuló talajpusztulás között. Az első, általában kisebb sebességű, a geológiai talajpusztulás hatásának eredményeként bekövetkező változások csak hosszú idő alatt fejlődnek ki. Gyorsított talajpusztulás az erdőirtás, a szántóföldi művelés következményeként fellépő, a szél és a víz által előidézett károsodás. Ez utóbbiak hatását értékelték a GLASOD keretében. A geológiai talajpusztulás hatására képződtek a hegyek és a völgyek, a homokdűnék és a szélbarázdák. A gyorsított talajpusztulás hatására a lejtők talajrétege elvékonyodik, és vízmosások képződnek, illetve homokverés és kifúvás lép föl. A továbbiakban talajpusztuláson csak a gyorsított talajpusztulást értjük. A talajpusztulás folyamataiban szerepet játszó tényezőket két csoportra oszthatjuk: • a talajpusztulást kiváltó, valamint • a talajpusztulást befolyásoló tényezőkre. A kiváltó tényezők a talaj elmozdításához és szállításához szükséges közeget és energiát szolgáltatják, a befolyásoló tényezők pedig ezeknek az energiáknak a talajra gyakorolt hatását csökkentik vagy fokozzák. A talajpusztulásnak két válfaját különböztetjük meg, aszerint, hogy a víz vagy a szél hatásának következményeként lép-e fel: a vízeróziót és a deflációt vagy széleróziót.

270 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajdegradáció, a talajromlás

1.1. A vízeróziót kiváltó és befolyásoló tényezők A víz által okozott talajpusztulás kialakulásában részt vevő tényezőket ugyancsak kiváltó és befolyásoló tényezőkre bontjuk: Kiváltó tényezők: – – csapadék cseppnagyság, : – hevesség, – tartam, – hómennyiség, – az ideje,

– lejtő:

olvadás

– meredekség, – hosszúság, – alak – kitettség,

Befolyásoló tényezők:

– a talaj állapota,

nedvességi

– a talaj vízgazdálkodása, – a talaj szerkezete, – a talajfelszín érdessége, – növényborítottság. Az egyes tényezőket és hatásukat vizsgálva, valamint a talajképződési folyamatokkal való kapcsolatukra utalva a következőket állapíthatjuk meg.

1.1.1. Csapadékviszonyok Eső. Egyes elemei közül elsősorban a csapadék hevességének és tartamának, valamint az ezek által megszabott csapadékmennyiségnek van hatása a talajpusztulásra. Erózió csak ott léphet fel, ahol a lejtőn felületi lefolyás képződik, ebből következik, hogy az adott időközben a csapadék hevességének és tartamának nagyobbnak kell lennie, mint a talaj vízbefogadásának. Ezért ugyanazon hevességű csapadék nem minden talajon idéz elő felületi lefolyást, csak azon a talajon vált ki eróziót, melynek vízgazdálkodása nincs összhangban a csapadékkal. A talaj vízgazdálkodása, így a vízbefogadás, a víznyelés és a vízvezetés nem statikus jelenségek, hanem még egyazon talaj esetében is jelentős mértékben változnak a talaj nedvességétől, vízzel való telítettségétől, valamint szerkezetétől függően. Ugyanazon a talajon az ugyanolyan hevességgel érkező csapadék nem vált ki minden

271 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajdegradáció, a talajromlás

esetben azonos hatást. Nagy általánosságban megállapítható, hogy akkor várható erózió, amikor a csapadék a napi 20 mm-t meghaladja. Hó. A hazai éghajlati viszonyok között a csapadék nemcsak eső, hanem hó alakjában is érkezhet. A hó felhalmozódhat a fagyott talajon, tehát a havazás nem vált ki közvetlenül talajpusztulást, sőt a hóréteg vastagságát csökkenti a párolgás, és így is csökken a veszély. A hó alakban felhalmozódott csapadék csak akkor tehet kárt, ha elolvad. Az olvadás körülményei is nagy jelentőségűek az erózió fellépése vagy elmaradása tekintetében. Ha az olvadással egyidejűleg a talaj felszíni rétegei is fölengednek, vagyis a víz befogadására képesek, akkor már csak az olvadás ütemétől függ, hogy az olvadékvíz teljes egészében a talajba szivárog-e, vagy felületi lefolyásként lefut a lejtőn. Fagyott állapotban a talaj nem tudja elnyelni az olvadékvizet, így bármilyen lassú legyen is az olvadás, felületi lefolyás lép fel. Ebből is látható, hogy a hó alakban talajra jutó csapadék talajpusztító hatása elsősorban az időjárási viszonyok alakulásától függ, és a talaj vízgazdálkodási tulajdonságai csak másodsorban jutnak érvényre. Hazánkban a hóolvadás következményeként kialakuló nagymértékű talajpusztulás nem általános, és hatásában kevésbé jelentős folyamat, mert tavaszra együttjár a talaj fölengedésével. Olvadási eróziót hazánkban csak az átlagostól eltérő időjárású néhány évben tapasztalhatunk. Európa havas és hosszú telű, kontinentális területein azonban a hóolvadási erózió veszélye az eróziós lehetőségek 70–80%-át teszi ki.

1.1.2. Lejtőviszonyok Az eróziót kiváltó tényezők másik csoportja a lejtőviszonyokkal kapcsolatos. A lejtők – amelyek a vízgyűjtők, a völgyek oldalait képezik –, meredékségükkel, hosszúságukkal, alakjukkal és kitettségükkel befolyásolják a talajpusztulás menetét. A lejtő meredeksége. A felületi lefolyás energiáját és azon keresztül talajpusztító hatását szabályozza. Ebből következik, hogy lejtőerózió csak akkor alakul ki, ha felületi lefolyás is van. Minél meredekebb a lejtő, annál nagyobb a felületen lefolyó víz energiája és erodáló hatása. A nagyobb energiájú víz több talajrészt képes elmozdítani a helyéről, és görgetve vagy lebegtetve elszállítani, tehát egyazon talaj esetében a meredek lejtők pusztulása gyorsabb, az erózió veszélyesebb formákat ölt, mint a kisebb lejtésű területeken. A lejtők meredekségét és a lejtőkategóriák határértékeit is fokokban vagy százalékokban adjuk meg. Lejtőkategóriák. Nemcsak az erózió veszélyének kifejezését szolgálják, hanem egyben az alkalmazható talajvédelmi eljárások megválasztásánál is iránymutatók. Beosztásuk a következő: Sík vagy hullámos területnek nevezzük az 5%-osnál kisebb meredekségű felszínalakulatokat. Ezeken az esetleg keletkező felületi víz elmozdulása csekély és kis energiájú. Az eróziós formák közül ritkán lép fel a felületi rétegerózió, a barázdás és vízmosásos formák pedig teljesen hiányoznak. Szikes talajokon a padkásodás jelenségével kell számolni. Az enyhén lejtős területeken, amelyek lejtése 5–12%-os, a felületi víz már jelentősen elmozdul a helyéről, közepes energiát nyer, ezért pusztíthatja a talajt. Ilyen lejtőviszonyok esetében a felületi rétegerózió gyakoribb, mint a sík vagy a hullámos területeken. A felületi lefolyás megjelenése jelentős mértékben függ a talajok vízgazdálkodási talajtulajdonságaitól. Amennyiben ezek kedvezőek, nem képződik felületi lefolyás és nem jelentkezik talajpusztulás. A közepes lejtésű területek meredeksége 12–17%. Ezeken a lejtőkön vagy a lejtőszakaszokon a talajok víznyelése már rendszerint nem elegendő a teljes csapadékmennyiség talajba juttatására, és az így keletkezett felületi lefolyás jelentősen felgyorsul. A felületi rétegerózió mellett a barázdás erózió formája is megjelenik. Kellő talajvédelem hiányában és helytelen talajhasználat esetében pedig vízmosások képződése is lehetséges. Az erősen lejtős területeken, amelyeken a lejtés 17–25%-os, mind a felületi vízlepel, mind az erekben egyesült vízfolyások energiája jelentősen nagyobb az előbb felsorolt lejtőkategóriákban tapasztaltaknál. A lejtőkön lefutó víz a felületi rétegerózió mellett – melynek erősebben fejlett fokozatai az uralkodók –, gyakrabban váltja ki a barázdás és a vízmosásos eróziót. Az ilyen lejtőviszonyoknál különösen nagy szerepet játszik a talajok erodálhatósága, amely megszabja a formák és a fokozatok arányát.

272 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajdegradáció, a talajromlás

A meredek lejtőkön a legnagyobb a talajpusztulás veszélye, itt a lejtési százalék 25%-nál nagyobb. Kis ellenállású talajokon a talajpusztulás következtében rendszerint már a talajképző kőzet kerül a felszínre. Nehezen erodálható talajokon is minden esetben észlelhető a talajpusztulás gyengébb vagy erősebb folyamata. A lejtők hosszúsága. A lejtőkategóriák önmagukban nem alkalmasak arra, hogy segítségükkel jellemezzük a talajpusztulást vagy a talajpusztulás veszélyét. A lejtőviszonyok közül a meredekség mellett a lejtőhosszt is tekintetbe kell vennünk. A lejtők hosszúsága szabja meg, hogy a felületi lefolyás milyen tömegű vizet szállít, és ez milyen sebességre gyorsulhat fel az adott meredekségű lejtőn. A lefolyó víz tömege a lejtő hosszával arányosan növekszik, ha a terület lejtése egyenletes. Minél hosszabb a lejtő, annál nagyobb energiát nyer a felületi lefolyás lepelszerű formája, amelynek a talajfelületeken jelentkező súrlódás szab határt. A lejtők hosszúságának jelentős szerepe van az eróziós erek kialakulásában és a barázdás erózió megjelenésében. Hosszú, egyenletes lejtőn a vízerek egyesülése, nagyobb energiájú vízsodrásokká alakulása nagyobb valószínűséggel következik be, mint a rövid lejtőkön. Általában azt tapasztaljuk, hogy enyhe és közepes lejtésszögnél, 10–20 m-es lejtőkön a talajpusztulás sokkal kisebb veszélyt jelent, mint az ugyanolyan lejtőkategóriába tartozó, de a 100 m-t megközelítő vagy meghaladó hosszúságú lejtőkön. Hazánkban azonban a felszínalakulásból következően ritkák a hosszú lejtők. A lejtők alakja szintén nagymértékben hat a talajpusztulásra. Megkülönböztetünk egyenes, domború, homorú és összetett lejtőalakzatokat. Az egyenes lejtőkön a felületi lefolyás mennyisége és energiája a lejtő hosszával arányosan nő, ezért a talajpusztulás a lejtő alsó harmadán a legerőteljesebb. Domború lejtőkön a felületi lefolyás a lejtő alsó részén éri el a legnagyobb energiát, a víz tömege attól függ, hogy a lejtő felett elhelyezkedő vízgyűjtő terület mennyi vizet szállít a lejtőre. A pusztulás elsősorban a lejtő felső harmadán kezdődik és lefelé haladva fokozódik. Homorú lejtőkön a lefolyó víz a lejtő középső harmadában jelentkezik a legnagyobb mennyiségben és a legnagyobb energiával, az alsó harmadban pedig lelassul, sőt sok esetben az energiacsökkenés következtében üledék rakódik le. A természetben azonban ritkán találunk kizárólag egyik vagy másik formához tartozó lejtőket, azok különböző tulajdonságú lejtőszakaszokból tevődnek össze. Az összetett lejtőkön egymást váltják az egyenes, a domború és a homorú szakaszok; ha ezek ismétlődnek, a keresztmetszet lépcsős. A talajpusztulás törvényszerűségeit az egyes lejtőszakaszok egymásutánja és formája szabja meg. A különböző lejtőalakok kapcsolatának gyakori formája az S alakú lejtő; a magasabban fekvő domború lejtőszakaszt a mélyebben elterülő homorú váltja fel. A két lejtőszakasz csatlakozásánál van az ún. inflexiós vagy áthajlási pont van. Ez a csatlakozás gyakran egyenletes, hajlás nélküli területté nyúlik, és ilyenkor inflexiós vagy áthajtási sávnak nevezzük. Ez azért fontos, mert a talajpusztulás sok esetében az inflexiós sávban jelentkezik először. Az inflexiós sávról meg kell jegyeznünk, hogy a felszín fejlődése következtében vándorol, éspedig a lejtő felső szakasza felé, így az erózió mindig újabb talajt kezd ki, a már erodált szakaszokon pedig csillapodik a hatása. Kitettség. A lejtőviszonyok negyedik tényezője a kitettség. Ezen azt értjük, hogy a lejtő vagy a lejtőszakasz milyen égtáj felé néz. Az eltérő kitettségű lejtőkön ugyanazon kőzet- és talajviszonyok esetében, azonos lejtőszög, -hossz és -alak mellett igen különböző lehet a talajpusztulás mértéke. Ennek magyarázata során egyrészt a csapadékviszonyokat, másrészt a sugárzási viszonyokat kell mérlegelni. Általában megfigyelhető, hogy a heves záporok egy adott területen rendszerint azonos irányú széllel érkeznek. Az erős szél hatására ferdén talajra hulló csapadék ütőhatása ott erősebb, ahol egybeesik a lejtő kitettsége és a szélirány, vagyis a cseppek majdnem merőlegesen érik a felszínt. A domb vagy hegy másik oldalán fekvő lejtőt kevésbé károsítja a csapadék. Ez az egyik magyarázata a heves záporok érkezési irányába néző lejtők pusztulásának.

273 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajdegradáció, a talajromlás

A másik tényező, amely az erodáltságban különbségeket idéz elő, a besugárzással függ össze. A déli kitettségű lejtőkön nagyobb mértékű a talaj kiszáradása és fölmelegedése, mint az északin, ezért a száraz talajt érő csapadék szétrobbantja a talaj aggregátumait. Az így bekövetkező szerkezetromlás, majd beiszapolódás fokozza a felületi lefolyást és az erózió mértékét. Az eróziót előidéző hatások másik csoportja, a befolyásoló tényezők, nem közvetlenül hatnak a felületi lefolyás megjelenésére és energiájára, hanem a felületi lefolyás keletkezésének és a már létrejött felületi víz talajpusztító hatásának a feltételeit szabályozzák.

1.1.3. A talaj nedvességi állapota A talaj nedvességi állapota jelentős mértékben befolyásolja a talajpusztulás kialakulását. A száraz talajfelszín elsősorban a csepperózió tekintetében jelent veszélyt, mert az esőcseppek hatására a kiszáradt talajmorzsák szétrobbannak, szétesnek kisebb egységekre. Nedves talajfelszínen ez nem következik be, mert a talajra hulló csapadék a felszín víznyelő képességének megfelelő sebességgel jut a talaj mélyebb szintjeibe. Abban az esetben viszont, ha a talaj felszíne a huzamosabb esők hatására a víztartó képességéig telített, már kisebb hevességű eső is felületi lefolyást vált ki, amely a túltelített talajfelszín pépes részeit könnyen elmozdítja, erodálja; ezt nevezzük sárfolyásnak.

1.1.4. A talaj vízgazdálkodása A legfontosabb befolyásoló tényező a talaj vízgazdálkodása. Mind a víznyelő, mind a víztartó képessége jelentősen hat a talajpusztulás kialakulására. A talajok víznyelő képessége tekintetében legnagyobb szerepe a felszín vízgazdálkodásának van. Ez szabja meg, hogy a talajra jutó csapadék képes-e teljes egészében a mélyebb szintekbe szivárogni, vagy egy része felületi lefolyás alakjában jelenik meg. A rövidebb ideig tartó kis és közepes intenzitású esők hatását elsősorban ez befolyásolja. A mélyebben fekvő talajrétegek vízáteresztő képessége viszont az egész szelvény beázását és a huzamosabb ideig tartó csapadékok talajpusztító hatását módosítja. Az egész szelvény vízáteresztő képességét mindenkor a legrosszabb vízáteresztő képességű réteg szabja meg. Jelentősen módosítja a csapadék sorsát a leggyengébb vízáteresztő képességű réteg felszíntől való távolsága is. Ha a felszínhez közel, például 30–50 cm mélységben a vizet kevéssé áteresztő réteg található a talajszelvényben, huzamosabb csapadék esetében a felette levő, vizet jobban áteresztő réteg telítődhet, és a kezdeti egyenletes csapadéknyelés után a talaj felszínén fölösleges víz jelenik meg, felületi lefolyást képezve. Különösen veszélyes, ha a felszíni jó és az alatta fekvő rossz vízgazdálkodású talajszintek között vízáteresztés tekintetében nagy különbség van. Ez elsősorban szikes vagy pangó vizes barna erdőtalajoknál fordul elő, de kisebb mértékben hasonló hatása van a csernozjom talajokon gyakori barázdafenék-tömődöttségnek is. A víznyelő képességhez hasonló hatása van a talajok vízgazdálkodása másik tényezőjének, a talajok víztartó képességének. Ez befolyásolja a talaj kiszáradásának feltételeit, és közvetve a talajon élő növényzet vízszükségletének biztosítása útján hat a talajvédő növénytakaró kialakulására.

1.1.5. Talajszerkezet Atalajok szerkezete részben a talajok vízgazdálkodását módosítja, részben pedig megszabja a talaj erodálhatóságát. Ismeretes, hogy a jó szerkezetű talajok vízáteresztése és víztartó képessége egyaránt kedvező. A talajszerkezet másik hatása az erodálhatóságban nyilvánul meg. Ennek az a lényege, hogy a nagyobb – a víznek jobban ellenálló – szerkezeti elemek nehezebben mozdíthatók el a helyükről, nehezebben szállíthatók, mint az elporosodott, könnyen szétiszapolódó talajszerkezet részei. Különösen vulkáni területeket övező lösszerű üledéken vagy nyirokon kialakult talajoknál tapasztaljuk, hogy nagyobb csapadék esetében sem lép fel talajpusztulás, annak ellenére, hogy a felületi lefolyás jelentős. Azonos lejtőviszonyok esetében viszont a leromlott, elporosodott szerkezetű csernozjom talajokon már kisebb csapadék is jelentős talajmennyiséget szállít az erozióbázis felé. Ez a különbség elsősorban a talajszerkezettel magyarázható. Minél nagyobbak a talajmorzsák, és minél jobb a vízállóságuk, annál kisebb az erodálhatóságuk.

1.1.6. Növényborítottság Az negyedik befolyásoló tényező a vízeróziót szabályozó növényborítottság. A különböző növénytakarók különbözően befolyásolják a vízeróziót, lényeges különbség mutatkozik a talajpusztulás folyamatára gyakorolt hatásuk között.

274 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajdegradáció, a talajromlás

Erdő. Általában elmondhatjuk, hogy az erdő – az egyik ősi növénytakaró – jelentősen mérsékli a talajra jutó csapadék hatását. A nagy felületi lombkoronára jutó csapadék egy része elpárolog, más része a levélfelület benedvesítésére szolgál. A csapadék javarészt az ágakon és a gallyakon, majd a fa törzsén jut a talajra, és csak a töredéke jut csepp alakban tovább. Többszintű faállomány esetén ez a szűrőhatás fokozódik, mert az első és a második koronaszint alatt a cserjeszint is jelentős mennyiségű csapadékot fékez le. Az így csökkent mennyiségű és fékezett csapadék sem jut közvetlenül a talajfelszínre, mert nagyrészt felfogja az erdei aljnövényzet, valamint az alomtakaró. Az erdők alomtakarója igen sok nedvességet képes visszatartani, ugyanakkor az el nem nyelt vízmennyiséget a csepperózió hatásának kikapcsolásával továbbítja a talajba. Kedvező az alomtakaró hatása a talaj vízgazdálkodására is, mert alatta nehezebben szárad ki a talaj, és huzamosabb ideig megőrzi jó szerkezeti állapotát. Összefoglalóan megállapíthatjuk, hogy az ősi erdei növényállomány jelentősen csökkenti a talajpusztulás hatását. Lényeges különbség van azonban az egyes erdőtípusok talajvédő hatása között. Még nagyobb a különbség az ősi erdőtípusok, valamint a kultúrtípusok között – elsősorban a rontott és a legeltetett erdők esetében. Ez utóbbiakban, ahol az alomtakaró mennyisége csökkent, a faállomány degradált, a talaj felszínének vízgazdálkodását pedig a legelő állatok taposása lényegesen lerontotta, jelentősen fokozódik a talajpusztulás veszélye. Erdős puszták. A másik ősi növénytakaró – az erdős puszták füves növényzete – zárt növényállomány esetén szintén védelmet nyújt a talajpusztulás ellen, hatása azonban nem éri el az erdőét. Talajvédő részben azért, mert visszatartja a csapadék egy részét, és azért is, mert elősegíti az összegyűlt felületi vizek erózió nélküli lefutását. Azokban a völgyhajlatokban, amelyekben zárt, füves növényzet van, a lezúduló víz lehajlítja a fűszálakat, és szövedékük felett könnyen elsiklik, így nem tesz kárt a talajban. Megművelt területek. Ott, ahol az ember az ősi növénytakarót megváltoztatta, a növényzet talajvédő hatása, így a talajpusztulás lehetősége is módosult. Az erdők letarolása és helyükön a legeltetés bevezetése csökkentette a növényzet talajvédő hatását. Még jobban módosította a talajpusztulás feltételeit a szántóföldi művelés. Itt most nem foglalkozunk a talajművelés talajok vízgazdálkodására és szerkezetére gyakorolt hatásával, kizárólag a termesztett növények talajvédő hatását értékeljük. Minél zártabb a növényállomány és minél több szintű a termesztett növény levélzete, annál jobban véd a csapadék szerkezetromboló hatásától. A nagyobb levélfelület jobban párologtatja a reá hulló csapadékot, és benedvesedésével nagyobb részt tart vissza belőle. A növények – fejlődésük és növekedésük különböző szakaszaiban – más-más növényfedettséget adnak. A talajvédelem szempontjából igen lényeges tényező, hogy mely időpontban legteljesebb a talajborítás, és milyen hosszú ideig tart. Hazánkban a legnagyobb talajrombolást előidéző záporok tavasz végén és nyáron vannak, ezért a jó talajvédelem előfeltétele az olyan növénytakaró, mely a tavaszi, nyári időszakokban adja a legnagyobb takarást. Megállapítható, hogy a növényfedettség szempontjából a talajpusztulást legjobban az őszi kalászosok és a szálas takarmányok fékezik meg, melyek a tavaszi és nyár eleji záporok idején védik legjobban a talajt. Sokkal kedvezőtlenebb a talajvédelem szempontjából a kapásnövények, elsősorban a kukorica, a napraforgó és a répafélék növénytakarója, mert ezek legnagyobb levélfelülete csak a nyár második felében alakul ki, a veszélyes csapadékok idején a talajfelszínt csak alig védik.

2. A vízerózió formái A vízerózió folyamata a természeti viszonyoktól, valamint az ember tevékenységétől függően különböző alakokban jelenhet meg, amelyeket eróziós formáknak nevezünk. A formák kifejlődésének mértékét pedig az eróziós fokozatokkal jelöljük. A víz által előidézett talajpusztulás – röviden az erózió – többféle lehet, ezeket a mezőgazdasági művelés és a terület művelhetősége szerint három csoportba osztottuk. Ezek egymástól elsősorban az átművelhetőség tekintetében különböznek.

2.1. Felületi rétegerózió Ebbe a csoportba azok a talajpusztulási jelenségek tartoznak, amelyek a vízszintes vagy majdnem szintvonalas talajművelést nem akadályozzák. A talajpusztulás egy időben nagyobb, esetenként több száz négyzetméternyi 275 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajdegradáció, a talajromlás

területet sújt egységesen. A felületi rétegerózió hatására a felszínen egyenletes talajlehordás vagy a szántott réteg vastagságát meg nem haladó, sűrű, sekély – már sekély talajműveléssel, így tárcsázással is elegyengethető – vízhálózat képződik. Ez részben érzékelhető szemmel, részben nem. Rejtett erózió vagy mikroszoliflukció. A felületi rétegerózió több részfolyamat különböző arányú összegeződéséből származhat. Egyik ilyen részfolyamat a rejtett erózió vagy mikroszoliflukció. Szemmel részleteiben nem érzékelhető. Akkor következik be, amikor a vízkapacitáson túl telített talajra újabb csapadék hull. Az elfolyósodott talajfelszín pépszerű állapotban elmozdul, és a lejtőn lefelé csúszva vékony rétegben, de nagy területen a helyi erózióbázis felé halad. Mivel a folyamat keletkezésekor nem képződik vízérhálózat, és a talajfelszín közel összefüggő rétegben egyenletesen mozog, a jelenség szemmel nem érzékelhető. Hogy mégis tudomást szerezhettünk a folyamatról, azt a sugárzó izotóppal végzett kísérleteknek köszönhetjük. Ezek szerint a talajrészek egy-egy csöndes eső alatt néhány deciméteres utat is megtehetnek. Az évszakonként ismétlődő jelenség összegződéséből azonban jelentős változás következhet be a felszíni formákban. A meredek lejtők anyaga feltölti a völgyeket, s ezáltal mérséklődik a lejtők meredeksége. Általában az ország legcsapadékosabb vidékein fordul elő, elsősorban olyan talajokon, amelyek szelvényében a feltalaj vízáteresztő képessége nagyobb, mint az alatta következő szinté. Csepperózió. A felületi rétegerózió egy másik tényezője a csepperózió. Az esőcseppek ütőhatása váltja ki. Másként érvényesül száraz és nedves talajfelszínen. Ha a csapadék cseppjei száraz talajfelszínt, azaz kiszáradt talajszemcséket nedvesítenek be, a hirtelen nedvesedés hatására a talajmorzsák robbanásszerűen szétesnek apróbb részekre. Ez a hirtelen bekövetkező folyamat a száraz talaj mohó nedvszívása és az így keletkező, a pórusokba bezárt levegő túlnyomása következtében lép fel. A létrejött apróbb talajrészek könnyebben mozdulnak el mind a felületi lefolyás, mind a cseppek mechanikai ütőhatása következtében. A csepperózió másik része az esőcseppek mechanikai ütőhatására vezethető vissza. Általános törvényszerűség, hogy a hevesebb záporok általában nagyobb cseppek alakjában érnek a talajra. Ha tehát a zápor heves, vagyis nagy a cseppek földre érkezés pillanatában mért sebessége, ezenkívül nagy a cseppek tömege, akkor nagy az energiája is. A nagy energiával érkező cseppek a talajfelszín pépes részeit szétfröccsentik és – lejtős területeken – az adott energiával más mennyiségű talajt szállítanak a lejtőn fel, mint lefelé. Összegezve a cseppek ismétlődő becsapódásának hatását, a talajrészecskék a lejtőn lefelé elmozdulnak. Mindez jól szemléltethető úgy, hogy nagyobb záporok idején egy keretre erősített, enyvezett vásznat helyezünk ki néhány percre, a talajfelszínre merőlegesen. A cseppek hatására felcsapódó talajrészek a vászonra tapadnak, jelentős mennyiségben a vászon alsó 20 cm-es részére, de felcsapódhatnak 1 m magasságig is. A cseppek robbantó- és fröccsentőhatása együttesen idézi elő a csepperóziót, amelynek folyamata szemmel ugyanúgy nem látható a lejtős területeken, mint rejtett erózió esetében. Lepelerózió. A felületi rétegerózió harmadik alkotóeleme a felületi lefolyás hatására lepelszerűen, nagy területen, egy időben elmozduló víztömeg által szállított talajrészekkel jellemezhető. A felületet nagyjából egyenletesen borító vízlepel a víz mennyiségétől, a lejtő meredekségétől függően kisebb vagy nagyobb energiát nyer. A vízlepel energiája a felázott és sok esetben szétiszapolódott talajfelszín részecskéit magával ragadja, és a völgy – a helyi erózióbázis – felé szállítja. A vízlepel sokszor nem teljesen egyenletes, mert a felszín kisebb mélyedéseiben egyesülve ereket hoz létre, amelyek már nagyobb energiájúak, így az általuk elmozdított talaj mennyisége is nagyobb. A létrejövő eróziós érhálózat azonban csak néhány cm mély, sűrű és a felületet megközelítően egyenletesen borítja. Mint az előzőekben már említettük, a felületi rétegerózió ez utóbbi jelenségének nyomai már sekély talajműveléssel is eltüntethetők. Megjegyzendő, hogy a mindeddig vízlepelnek nevezett felületi lefolyás korántsem tiszta víz, hanem különböző sűrűségű talajszuszpenzió, melynek erodáló hatása nagyobb a tiszta víznél. A leírt talajpusztulási forma hatására a lejtők felszíne tarka képet mutat. A feltalaj – vagyis a humuszos szint – barna színét nagyobb foltokban vöröslő vagy kivilágosodó árnyalatok váltják fel. Ezek az erdőtalajok felhalmozódási szintjének, illetve a csernozjomok B szintjei anyagának vagy a talajképző kőzetnek felszínre került maradványai.

2.2. Barázdás erózió A barázdás erózió az, amikor a felszínen képződött kisebb vízerek egymással egyesülnek, és összefüggő vízlepleken, valamint sekély, kis energiájú érhálózatokon kívül nagyobb vízfolyások is képződnek. A vízfolyások általában a lejtők kisebb hajlataiban koncentrálódnak, azután bevágódnak a laza felszínbe, és a talajt sodorvonaluk mentén elhordják. A barázdás erózió tehát már megközelítően sem egyenletesen hat a felszínre, hanem vonalas erózió alakjában jelentkezik. A vonalas eróziónak ez az enyhébb formája a felszínt eróziós 276 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajdegradáció, a talajromlás

barázdákkal szabdalja fel. Ezek sekély talajműveléssel már nem tüntethetők el, de a vízszintes, a lejtőn keresztben végzett gépi talajművelést még nem akadályozzák. Képződésüket sok esetben egy-egy keréknyom vagy választóbarázda segíti elő, de kialakulásuk oka lehet a helytelenül végzett sáncolás is. Vízszintes sáncok esetében a sáncárok feltöltődése után a visszatartott víz áttöri a sáncgerinc gyengébb részeit, és hirtelen nagy energiával zúdul az alatta levő területre, amin árkos eróziót vált ki.

2.3. Vízmosásos erózió A vízmosásos erózió a vonalas eróziónak erősebben fejlett formája, amely a felületen összegyülemlett víz egyesülése útján folytonosan mélyülő és terjedő vízmosáshálózat alakját ölti. A vízmosások talajművelő eszközökkel nem szüntethetők meg, és nem járhatók át, ezért ez a talajpusztulási forma akadályozza a szintvonalas talajművelést, és azt csak a vízmosások közötti területre korlátozza. A talaj rétegzettségétől és fizikai tulajdonságaitól függően a vízmosások keresztmetszete többféle. Van V és U alakú vízmosás, köztük elsősorban az elhordott talaj mennyiségében van különbség. Van élő és holt vízmosás annak alapján, hogy fejlődésük ma is folytatódik-e, vagy pedig már megállapodott. Az élő vízmosások egyrészt visszavágódás, vagyis a lejtővel ellentétes irányban való előrehaladásuk által fejlődnek tovább, másrészt elágaznak, amikor a mellékvízmosások alakjában jelentik a talajpusztulást. A vízmosások meredek falain gyakran következik be suvadás, rogyás vagy a falak beomlása. Aszerint, hogy az említett kísérőjelenségek közül melyik lép fel, változhat a vízmosás, keresztmetszete azonban minden esetben szélesedik. Az idősebb, holt vízmosásokban gyakran észleljük a fenék feltöltődését, ami vízszintes völgytalpat hoz létre. A vízmosások alakulását, megjelenésük sűrűségét jelentősen befolyásolja az emberi tevékenység. Különösen legeltetéssel idézhetjük elő a vízmosásos talajpusztulás folyamatának jelentős felgyorsulását. Legeltetett területeken gyakori, hogy a vízmosások kialakulása nem fokozatos és folyamatos visszavágódás, hanem egyes szakaszainak összeolvadása következtében jön létre. A meredek lejtőkön legelő állatok járatai a legelő hajlataiban a lépcső alakú vízmosások csíráivá lesznek, amelyek idővel az egymás alatt fekvő részek összeolvadásával összefüggő, nagy vízmosássá egyesülnek. Az eddig ismertetett eróziós formák azonban általában nem önmagukban képviselik a talajpusztulás jelenségét az adott területen, hanem a különböző formák különböző arányokban társulnak. A lejtőviszonyoktól, a talaj fizikai tulajdonságaitól függően a különböző formák egymáshoz viszonyított aránya más és más. Löszterületeken általános törvényszerűség, hogy a talajpusztulás folyamatának erősségétől függően először a felületi rétegerózió, majd ehhez társulva a barázdás erózió, és a legerősebb talajpusztulás esetében a vízmosásos erózió formái lépnek fel. Agyagos talajképző kőzet esetében, elsősorban erdőtalajokon, az arányok eltolódnak az eróziós formák között, és már kisebb mértékű talajpusztulás esetében is a mezőgazdasági művelés szempontjából káros és a talajvédelem tekintetében nehezebben leküzdhető formák kerülnek túlsúlyba.

2.4. Padkásodás A sík, szikes területek jellegzetes talajpusztulási formája a padkásodás. Az erózió hatására – a látszólag sík felszínen – néhány deciméter mély, meredek falú mélyedések alakulnak ki. A padkatetőt – amely a szikes talajok A szintjével fedett – többnyire zárt gyeptakaró borítja, a mélyebben fekvő ún. padkafenekek felszínén kivirágoznak a sók, fehér porszerű kovasav gyűlik össze bennük, és e kedvezőtlen viszonyok között csak gyér, szárazság- és sótűrő növényzet található. A padkásodás a meredek padkaperemek pusztulása által terjed. Kialakulásának megindítója sok esetben a zárt növénytakarónak csordajárás vagy dűlőút által megszaggatott, kikopott foltjaiban keresendő.

2.5. Szedimentáció Az erózió formáinak tárgyalását nem zárhatjuk le anélkül, hogy ne szólnánk a talajpusztulás következményeként jelentkező kártétel formáiról, a szedimentációról vagy eliszapolásról. A lejtős területekről lepusztult talajrészek leülepednek, amint csökken a felületi lefolyás energiája. Leülepedésük helyén a elborítják a növényzetet, ezáltal kárt okoznak. Ugyancsak jelentős károkat okoz az eliszaposodás a közutakon és a vasúti pályákon. Az eliszaposodás helye lehet a helyi erózióbázis, de lehetnek az összetett lejtőkön kialakult, enyhébb lejtésű tereprészek – az ún. pihenők – is.

3. A vízerózió fokozatai Az eróziót a folyamatain és a formáin kívül a fokozata is jellemzi. Fokozaton azt az állapotot értjük, amelyet valamely talajpusztulási folyamat hatására az eróziós forma elért. 277 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajdegradáció, a talajromlás

3.1. Felületi rétegerózió Fokozatait: a gyengén, a közepesen és az erősen erodált talajszelvényeket a talajpusztulás százalékos értéke a területre jellemző, nem erodált talajszelvény alapján határoljuk el egymástól. A nem erodált talajszelvény szintjeit együttesen tekintjük 100%-nak, és ehhez viszonyítjuk a vizsgált erodált talajszelvény szintjeinek együttesét. Az A, valamint a fokozatosan csökkenő szervesanyag-tartalmú B szintek, a barna erdőtalajoknál pedig a kilúgozási és a felhalmozódási szintek együttesen képezik az elbírálás alapját. A vizsgált talajszelvény szintjeinek vastagságát lemérve, a centiméterekben kifejezett értékeket az összehasonlítási alapul szolgáló talajszelvény szintjeinek vastagságával osztva és 100-zal szorozva kapjuk a százalékos értéket, az eróziós fokozat megállapításához. Az ismertetettek figyelembevételével gyengén erodáltnak nevezzük azokat a talajszelvényeket, melyekben az eredeti szelvény talajszintjeinek legalább 70%-a, közepesen erodáltnak azokat, amelyekben 70–30%-a, erősen erodáltnak, melyekben kevesebb, mint 30%-a maradt meg, illetve ez utóbbiba soroljuk azokat a talajokat is, amelyekben – függetlenül a százalékos értéktől – 30 cm-nél vékonyabb talajréteg maradt meg. Az eróziós fokozatok kifejezhetők a lepusztult talajréteg százalékos értéke alapján is, ami nem elvi, hanem számszerű különbséget jelent a meghatározásban. Gyengén erodált az a talaj, amelyben az eredeti szelvény talajszintjeinek 30%-a, közepesen erodált, amelyben 30–70%-a és erősen erodáltak, amelyben több mint 70%-a pusztult le.

3.2. Barázdás erózió Fokozatait célszerűen a barázdákból kimosott talaj mennyisége alapján határozhatjuk meg, úgy, hogy a lejtőn kiválasztunk egy vagy több, a terület átlagát képviselő mintaterületet. Ezek 10 × 10 m-es négyzetek, lehetőség szerint egyenletes lejtőszögnél kitűzve és úgy, hogy a lejtésirány egyben a négyzet függőleges oldalaival párhuzamos legyen. A mintaterületek felső és alsó vízszintes határán, valamint a kettő között lévő, 5 m magasságban húzható vízszintes vonal mentén mérünk. E három vonalat kitűzve egyenként megmérjük a vonalat keresztező vízmosásbarázdák átmérőjét, mélységét, és megfigyeljük a keresztmetszet alakját. A három vonal mentén mért keresztmetszeteket átlagoljuk, és a mintaterület hosszanti oldalával (10 m-rel) megszorozva megkapjuk a területről lepusztult talaj mennyiségét. Ennek alapján határoljuk el egymástól a barázdás erózió fokozatait, úgy, hogy a barázdák térfogatát megszorozzuk a talaj térfogattömegével. A lepusztult talaj mennyiségét t/ha-ban fejezzük ki. Gyengén erodáltnak nevezzük azokat a területeket, melyekben ez az érték kisebb mint a 40 t/ha, közepesnek, ha 40–100 t/ha között van és erősen erodáltnak 100 t/ha-nál nagyobb érték esetén.

3.3. Vízmosásos erózió Fokozatainak eldöntésekor célszerű nagyobb területet egységül venni. A szakirodalom általában a vízmosás hosszát veszi alapul a határértékek megállapításakor, a mért adatokat m/km2-ben kifejezve. Az említett elv figyelembevételével gyengén vízmosásosnak nevezzük azt a területet, amelyen a vízmosások hossza kevesebb, mint 200 m/km2, közepesen, illetve erősen vízmosásosnak pedig a 200–500 m/km2, illetve 500 m/km2-nél nagyobb értékű területeket.

3.4. Padkásodás Fokozatait a területi elterjedés alapján határozzuk meg. Ott, ahol a padkásodás által elpusztított felszín, vagyis a padkafenekek peremek által határolt területei az összterület 10%-ánál kisebb nagyságrendet érnek el, gyengén padkás területről beszélünk. Ott, ahol ez az érték 10–30%, közepes padkásodásról, ha viszont a padkafenekek területe az összterület 30%-át meghaladja, erős padkásodásról szólunk. Az ország eróziós viszonyairól a 13.1. táblázat adatai, valamint a 13.1. ábra nyújtanak áttekintést.

3.1. táblázat - Az erózió által károsított talajok területi elterjedése megyénként, 1000 haban Erősen

Közepesen

Gyengén

Megyék erodált, 1000 ha 278 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Összesen

A talajdegradáció, a talajromlás

Vas

29

36

45

110

Zala

44

83

47

174

Somogy

37

162

121

320

Baranya

24

67

70

161

144

52

51

247

Győr

12

26

59

97

Komárom

17

65

100

182

Fejér

28

46

130

204

Tolna

40

90

75

205

Nógrád

63

59

25

147

Pest

43

44

52

139

Heves

19

39

29

87

Borsod-Abaúj-Zemplén

54

116

54

224

Veszprém

Összesen

2297

13.1. ábra - Talajpusztulás Magyarországon. 1. erős, 2. közepes, 3. gyenge vízerózió, 4. nem erodált mezőgazdasági területek, 5. szedimentáció, 6. szélerózió által gyakran sújtott területek, 7. erdők

4. A talajpusztulási folyamatok fejlődése

279 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajdegradáció, a talajromlás

Az eddigiekben a talajpusztulás folyamataira, formáira és fokozataira vonatkozó adatokat foglaltuk össze, ismertetve azok tulajdonságait és elterjedését, a továbbiakban az erózió várható alakulását vázoljuk. Tesszük ezt azért, hogy a talajvédelem tervezése esetén előnyben részesíthessük azokat a területeket, amelyeken a talajpusztulás várható fejlődésének üteme különösen veszélyes. A talajpusztulási viszonyok ismertetése során rámutattunk arra, hogy a talaj- és a kőzetviszonyok gyakran megszabják az erózió formáját és folyamatának fejlődését. Az eróziós fokozatok egymásutánja viszont – a különböző feltételek között – másként hat a talajpusztulási folyamatok kifejlődésének sebességére. A továbbiakban ezen összefüggések magyarázatát és az okok feltárását foglaljuk össze.

4.1. Csernozjomokon Csernozjom talajokon – elsősorban akkor, ha azok löszön vagy homokos löszön képződtek – a talajpusztulás, az erózió lassan indul meg. Amint azonban elérte a gyengén erodált fokozatot, tehát a talajszelvény legértékesebb és legjobb szerkezetű, egyenletesen humuszos szintjei lepusztultak, nő az erózió sebessége. Ez azt jelenti, hogy ugyanolyan lejtési viszonyok és ugyanannyi csapadék esetén is több talaj pusztul le a területről, mint a nem erodált részeken. Ahogy pedig a talaj közepesen erodálttá válik, azaz a felszínre a kevesebb humuszt tartalmazó, kevésbé vízálló szerkezetű réteg kerül, még gyorsabb lesz a talajpusztulás, még több talajt hord le a víz a lejtőről. Ha a vízgazdálkodási tulajdonságok leromlásához hozzászámítjuk azt is, hogy a talajpusztulás folyamatának előrehaladásával a lejtő is változik, kezdetben meredekebbé válik, érthető lesz, hogy a közepesen erodált talaj még kevésbé képes ellenállni az eróziónak. A talajpusztulás folyamatának legnagyobb sebességét a talajképző kőzeten, a löszön éri el. A nem erodált csernozjomtól a felszínre került löszig, vagyis az erősen erodált területekig, a felületi rétegerózió fejlődésének sebessége fokozatosan gyorsul, a talajpusztulás veszélye állandóan nő. Magyarázatul szolgál erre a csernozjom talajok mélységgel fokozatosan csökkenő humusztartalma, agyagosodása és ezek következményeként a szerkezetességnek a szerkezet vízállóságának, valamint a vízgazdálkodásnak a romlása.

4.2. Barna erdőtalajokon Csernozjom barna erdőtalajok vagy barnaföldek esetében a folyamat alakulása más ütemet követ, mint csernozjomok esetében. A kezdeti erózióval szembeni ellenállás megmarad, mert a humuszos szintek ellenálló képessége a csernozjomokéhoz hasonló. Azonban amint eltávolította ezeket a talajpusztulás, csökken a folyamat sebessége. Ennek az az oka, hogy a felszínre az agyagos, vízálló szerkezetű és ezért ellenálló felhalmozódási szintek kerülnek, amelyek fékezik az eróziót. Ezeknél a talajtípusoknál tehát a gyengén és közepesen erodált fokozatok talajai nem gyorsítják fel a talajpusztulást, azonban amint elhordja a talajszinteket a felületi rétegerózió, vagyis a talajképző kőzet, a lösz kerül a felszínre, rohamosan felgyorsul a pusztulás. Gyakran találunk a löszön agyagbemosódásos barna erdőtalajokat, amelyek a felületi rétegerózió hatására többé-kevésbé lepusztultak. Ennél a talajtípusnál azt látjuk, hogy a kilúgozási szint könnyen válik a talajpusztulás martalékává, mert a kolloidokban szegény feltalaj szerkezete rossz, kevés szerves anyagot és agyagot tartalmaz. A gyors kezdeti erózió azonban hamarosan fékeződik, amint a felhalmozódási szint anyaga kerül a felszínre. A vasas ásványi kolloidokkal összeragasztott szerkezeti elemek eróziós ellenállása jóval nagyobb, mint a szerves anyaggal kötött morzsáké. Mind a csepperózió, mind a felületi rétegerózió hatásának erősen ellenállnak. A morzsákon belüli pórustér kisebb ugyan az erdőtalajok morzsáiban, mint a csernozjomokéban, de ezek a pórusviszonyok az erodáltság szempontjából kedvezőbbek. Sokkal nehezebben robbannak szét a talajmorzsák, kevésbé áznak el a vízben, tömörebbek, ezért nagyobb a térfogattömegük, és vízben nehezebben szállíthatók. Az erdőtalajok felhalmozódási szintjében kialakult talajszerkezet másik kedvező tulajdonsága, hogy mechanikai eszközökkel helyreállítható, míg a csernozjom talajok morzsái csak biológiai hatásokkal regenerálhatók. Az erőteljesen fejlett agyagbemosódásos barna erdőtalajok felhalmozódási szintje gyakran két részre osztható. A felső rész több agyagot tartalmaz, szerkezetessége jobb, ennek következményeként kevésbé erodálódik. A felhalmozódási szint alsó fele, amely több agyagot tartalmaz ugyan a talajképző kőzetnél, a felette levő szintnél kevésbé jó szerkezetű. Ezért a felhalmozódási szint eróziója sem egyenletesen halad előre, hanem aszerint, hogy a talajpusztulás hatására a felszínen a felhalmozódási szint felső vagy alsó része található, az erózió folyamata is kevésbé, ill. gyorsabban fejlődik.

4.3. Lösz talajképző kőzeten 280 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajdegradáció, a talajromlás

Amint a talajpusztulás a talajszinteket, tehát a felhalmozódási szint maradványait is elhordta, és a pusztulás a talajképző kőzet – adott esetben a lösz – anyagát károsítja, az erózió üteme hirtelen felgyorsul és ugyanolyan kártételek jelentkeznek, mint a csernozjom területeken. Sok esetben a talajpusztulás még jelentősebb is, mert a csernozjom területeken a felületi lefolyás a közepesen és gyengén erodált területekről csak közepes, az erdőtalajok felhalmozódási szintje felett képződött vízmennyiség nagyobb lehet a szintek gyengébb vízáteresztő képessége következtében. A nagyobb tömegű víz pedig ugyanabban a talajképző kőzetben nagyobb kárt tesz. Összefoglalóan megállapíthatjuk, hogy a löszön kialakult agyagbemosódásos barna erdőtalajok területén a talajpusztulás előrehaladásának mértéke szerint az erózió folyamata először nagy sebességgel indul meg, majd csökken a talajpusztulás mértéke, tehát a folyamat sebessége fékeződik. Amint elhordja a talajszinteket az erózió, a löszös talajképző kőzetben ugrásszerűen megnő a talajpusztulás sebessége.

4.4. Agyagos talajképző kőzeten Más a helyzet, ha az agyagbemosódásos barna erdőtalajok nem löszön, hanem agyagos talajképző kőzeten képződtek, például vulkáni kőzetek málladékain, szénsavas meszet nem tartalmazó lösszerű vályogon és agyagon vagy agyagos, karbonátmentes tengeri üledéken. Ezeken a talajokon a talajpusztulás üteme megegyezik a löszön kialakult barna erdőtalajokéval mindaddig, amíg az erózió a felhalmozódási szintet el nem hordja. Amint eléri a talajpusztulás a talajképző kőzetet is, a folyamat sebessége tovább csökken, mert az agyagos üledék felszínre kerülve, legalább olyan mértékben ellenáll a talajpusztulásnak, mint a felhalmozódási szint anyaga. Ezekben a talajokban tehát a talajpusztulás üteme nem gyorsul, hanem a kezdeti intenzitás után fokozatosan csökken.

4.5. Tömör kőzeten Különleges helyzet áll elő akkor, ha a talajpusztulás rendzina vagy savanyú, nem podzolos barna erdőtalaj által fedett területekre hat. Ilyenkor a kezdeti gyors erózió a viszonylag gyorsan elhordja a sekély talajréteget, és a visszamaradó tömör kőzetrészek hirtelen lefékezik a talajpusztulás folyamatát. Ennek következtében a rendzinaterületeken – a gyakori kopárosok, sziklás területek ellenére – a lepusztuló talaj mennyisége csekély, annál nagyobb azonban a felületi lefolyás, amely meggyorsítja a szomszédos területek talajpusztulását.

4.6. Szikeseken A szikes talajok különleges talajpusztulási folyamata a padkásodás. Kialakulása és az eróziós folyamat sebessége a talaj duzzadó- és zsugorodóképességétől, a szolonyecszelvények A és B szintjei között fennálló agyagtartalom-különbségtől függ. Minél agyagosabb és ennek következményeként minél jobban repedező a talaj, és minél több kicserélhető nátriumot tartalmaz, annál nagyobb a padkásodás valószínűsége, és annál gyorsabb a folyamat előrehaladása. A duzzadás és a zsugorodás a talajszintek vastagságában, nagy sokszögek alakjában elrendeződött, függőleges repedéseket idéz elő, amelyekbe befolyik a felső talajszintek anyaga, ezáltal sík, mikrodomborzat nélküli területen is megindítja a padkásodást. A talajok kicserélhetőnátrium-tartalma a talaj anyagának pépszerű elfolyását vonja maga után; ennek a tulajdonságnak a padkásodás kialakulásában döntő szerepe van.

4.7. A talajképző kőzet hatása a vízerózióra A különböző talajképző kőzeteken kialakult talajokon különböző a felületi, barázdás és vízmosásos erózió, valamint az eróziós fokozatok arányának erősödése. Azt tapasztaltuk, hogy a löszön és a homokos löszön kialakult talajoknál a felületi rétegerózió az uralkodó, ha a terület gyengén és közepesen erodált. A barázdás és különösen a vízmosásos erózió pedig csak akkor jelenik meg erőteljesebben, ha a talajpusztulás már előrehaladott és elérte az erős erózió határát. Löszvályogon azonban – vagyis olyan talajképző kőzeten, amely a lösszel egykorú, a képződési körülményei következtében több agyagot és kevesebb szénsavas meszet tartalmaz – másként alakul a helyzet. Már gyenge és közepes erózió esetén is viszonylag gyorsan fellép a barázdás eróziós forma, a talajpusztulás fokozatának további fejlődése pedig eltérő képet mutat aszerint, hogy a területet szántóföldi művelésre hasznosítjuk vagy legeltetünk rajta. A túllegeltetés következtében a legelőkön már közepes erózió esetén is megjelenik a formák között a vízmosás, a szántókon viszont az erős erózió sem halad túl a barázdás formán.

281 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajdegradáció, a talajromlás

Még inkább eltér az erózió képe az előbbiekben vázoltaktól nyirokon és agyagon képződött talajok esetében. Ezeken már a gyenge talajpusztulás is barázdás formát ölt, a közepes és különösen az erős erózió pedig igen sok vízmosás kialakulását okozza. Ezek a különböző talajképző kőzeteken kialakult talajok pusztulása közötti különbségek lényegesen befolyásolják a talajvédelem módját és költségeit. A terület erodáltsága és az uralkodó eróziós fokozat elterjedése között is van összefüggés. Különböző talajviszonyok esetében a terület ugyanolyan mértékű erodáltságához lényegesen különböző eróziós fokozatok tartozhatnak. A löszön képződött talajokon a terület erodáltságával arányosan fejlődik a gyenge, a közepes, majd az erős erózió, tehát a talajpusztulás területi kiterjedése és fokozata egymással szorosan kapcsolódik egymáshoz. Homokos löszön ez a kapcsolat különböző szakaszokra osztható. Kisebb területi erodáltság esetén az erózió alig pusztítja a talajt, és a lepusztulás egyenletes. Ha a terület lepusztulása az megközelíti 50%-ot, ugrásszerűen nő a közepes, majd az erősen erodált területek mennyisége. Ezzel szemben löszvályog esetében még viszonylag nagyobb területű erodáltságnál sem tapasztalunk magasabb eróziós fokozatokat, vagyis a talajpusztulás nagy területet érint ugyan, de az okozott kár, az elhordott talaj mennyisége kisebb, mint a löszön kialakult talajokon. Még eltérőbb képet mutat az összefüggés a nyirokon és az agyagokon képződött talajok pusztulásakor, mert ebben az esetben nagy területű erózió is csupán gyenge eróziós fokozatokat idéz elő a talajok kedvező eróziós ellenállása következtében. Ha viszont a terület teljes egészében vagy túlnyomórészt erodált, megjelennek az erős erózió nyomai is. Kőzettörmelékes és kavicsos rétegek felszínrekerülése szintén fékezi az eróziót, de növeli a felületi lefolyást.

5. A szélerózió vagy defláció Talajpusztulást nemcsak a víz válthat ki, hanem előidézheti a szél is. Ezt a jelenséget deflációnak nevezzük. Általában úgy vélik, hogy a defláció csak homokon vagy lápon léphet fel. Ez a megállapítás azonban nem pontos, mert elméletileg mindenféle fizikai tulajdonságú talajon felkaphatja és elszállíthatja a szél a talajszemcséket vagy a szerkezeti elemeket, ha az energiája elegendő a talajrészek méretéhez és tömegéhez viszonyítva. Ezt különösen a száraz tavaszok szeles időszakai igazolták, amikor az agyagos vályog kötöttségű csernozjom talajokon is kifújta a szél a talajt a tavaszi vetések alól.

5.1. A széleróziót kiváltó és befolyásoló tényezők A defláció esetében ugyanúgy megkülönböztethetünk kiváltó tényezőket, amelyek a talajpusztulás energiaszükségletét fedezik és befolyásoló tényezőket, amelyek az energiák talajra gyakorolt hatását módosítják, mint azt a víz által előidézett erózió tárgyalásánál tettük. Kiváltó tényezők: – a – sebessége, szél: – örvénylése.

Befolyásoló tényezők:

– a deflációs terület hossza,

– a talaj szemcseösszetétele, – a talaj szerkezetessége, – a talaj szervesanyag-tartalma, – a talajfelszín érdessége nedvessége,

és

– a felszín növényborítottsága. Ezeket röviden a következőkben jellemezzük. 282 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajdegradáció, a talajromlás

5.1.1. Szélviszonyok Szélsebesség. A szélviszonyok hatása elsősorban a szélsebességgel jellemezhető, mert a talajrészecskék mozgását a talaj felszínére ható szélerők okozzák. Meg kell azonban jegyezni, hogy ebben az esetben a talaj felszínére nem az a szélsebesség hat, amelyet a meteorológiai állomások mérései alapján ismerünk. Míg e meteorológiai észlelések általában 8 m, egyes esetekben pedig 2 m magasságra vonatkoznak, a talaj felszínén jelentkező szélhatás ennek sokszor csak a töredéke. A szabad légmozgást – amelynek határa általában 10 m-nek vehető – fokozatosan fékezik a talajfelszín domborzati formái, a növényzet, valamint a felszín érdessége. A felszín felett elsuhanó szél sebessége különböző magasságokban mérve jelentősen eltérő. A szél sebessége a felszín közelében a legkisebb, és a felszín feletti magassággal logaritmikusan nő. Ez a sebességrádiens szabja meg a szél hatását. A talaj felszínének közvetlen közelében – általában 2 mm-nél kisebb távolságban – a szél sebessége 0-nak tekinthető. Az említett szint feletti, igen vékony rétegben egyirányú a légáramlás, egyenletes, vagyis lamináris, felette örvénylő vagy turbulens. Ez a turbulens légáramlás hozza létre azokat az erőket, amelyek a talajrészecskék mozgását okozzák. Általános törvényszerűségként megállapítható, hogy a leginkább mozgékony talajrészecskék, a mintegy 0,1 mm átmérőjűek, akkor mozdulnak el a helyükről, ha a szél sebessége – a talaj felszíne felett kb. 30 cm magasságban mérve – vízszintes irányban 28–30 km/h, ugyanakkor a függőleges irányban érvényesülő örvénylő mozgás sebessége 3–4 km/h. A levegő örvénylő és lökésszerű mozgása jelentős, sokszor nagyságrendi különbségeket idézhet elő. Ezek legnagyobb vagy legkisebb értéke sok esetben a felszín bizonyos formáihoz kötött, így egy talajrög szél felőli élén többszörösen nagyobb, mint a szélárnyékban fekvő részein. Küszöbsebesség. Azt a sebességet, amely mellett az adott talajra ható szél elmozdítja a talaj szemcséit, küszöbsebességnek nevezzük. A kritikus sebesség vagy küszöbsebesség néhány tájékoztató adatát a 13.2. táblázatban foglaltuk össze.

13.2. táblázat - A kritikus szélsebesség értékei 0,15 mm-es talajrészecskékre számítva A talajrészecskék átmérője, mm

A szél sebessége, m/s a talaj felszínén

a felszín felett 8 m-rel

0,1 –0,25

0,28

4,17

0,25–0,50

0,32

4,75

0,50–1,00

0,39

5,80

1–2

0,51

7,59

2–3

0,63

9,38

3–4

0,74

11,01

4–5

0,82

12,20

Ugyanebben a táblázatban találunk adatokat a szél sebessége és a talajfelszíntől való távolság közötti összefüggésre. Megállapítható, hogy a talaj felszíne felett mért szélsebesség 8 m magasságban 15-szörösére nő.

5.1.2. A deflációs terület hossza A deflációs terület hossza – vagyis az a terület, amelyre a szél akadálytalanul hat – szintén fokozza a defláció veszélyét, mert a talajrészek egymáshoz ütődve elmozdulnak, és ezek a hatások lavinaszerűen összegeződnek.

5.1.3. Szemcseösszetétel 283 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajdegradáció, a talajromlás

A defláció folyamatát befolyásoló tényezők között elsőként a talaj szemcseösszetételét kell kiemelnünk. Minél kisebb szemcsékből áll a talaj és minél lazábban kapcsolódnak egymáshoz, valamint a talajfelszínhez a szemcsék, annál nagyobb annak a lehetősége, hogy a szél elragadja őket. A 13.3. táblázatban néhány tájékoztató adatot mutatunk be a szél által szállítható szemcsék méretére és a szállítás távolságára vonatkozóan. A szemcsenagyság azonban nem mutat egyenes és folytonos összefüggést a defláció veszélyével. A finomabb talajrészek – elsősorban az agyagos részek – általában összetapadnak és másodlagos vagy harmadlagos halmazokat, morzsákat hoznak létre.

13.3. táblázat - A szél által szállítható szemcsék mérete és a szállítás távolsága A részecskék átmérője mm

A szállítás távolsága

8–1

néhány m

1–0,125

1–1,5 km

0,125–0,0625

néhány km

0,0625–0,0312

300 km <

0,0312–0,0156

1500 km <

< 0,0156

végtelen

5.1.4. Szerkezetesség Ahogyan növekszik a talajszemcsék átmérője, úgy csökken a szemcséket összetapasztó erő és ezáltal a szerkezet kialakulásának lehetősége. Azokban a talajokban, melyekben a finom homok az uralkodó és csak kevés a kolloid – tehát a humusz és az agyag –, szárazon a tapadás már elhanyagolható. Ilyenkor a legnagyobb a szél pusztító hatásának veszélye. A kolloidtartalom szerint általában három csoportra oszthatjuk a homokokat: Azok a talajok, amelyek 5%-nál kevesebb szervetlen kolloidot és 1%-nál kevesebb szerves kolloidot tartalmaznak, a futóhomokok. Az 5–10% szervetlen kolloidot és 1–1,5% szerves kolloidot tartalmazó homoktalajok már valamivel kedvezőbb ellenállást mutatnak a széllel szemben; ezek a gyengén kötött homoktalajok. Kötöttnek akkor tekinthetünk egy homokot, ha legalább 10–20% szervetlen kolloidot és 1,5%-nál több szerves kolloidot tartalmaz. Meg kell azonban jegyeznünk, hogy teljesen száraz állapotban, nagyobb szél esetén még az utóbbi talaj is károsodhat. A talaj szemcséinek növekedésével tehát bizonyos mértékig fokozódik a defláció veszélye. Bizonyos határon túl azonban a talajrészecskék átmérőjének növekedése már csökkenti a defláció veszélyét; a tömör, apró kavics már oly nagy tömegű és sűrűségű, hogy ellenáll a szél mozgatóerejének. Ez a határ általában a 2–3 mm-es szemcseátmérő. Jelentős szerepet játszik a szél által előidézett talajpusztulás szempontjából a talajszemcsék sűrűsége, illetve a talajmorzsák térfogattömege is. Az egyes szemcsék sűrűségét az ásvány, illetve az ásványok minősége szabja meg, a szemcsékből összeálló halmazok, morzsák térfogattömegét az azokat alkotó szemcsék sűrűségén kívül egymáshoz való illeszkedésük módja is befolyásolja.

5.1.5. Szervesanyag-tartalom A talaj szerves anyagának – a humusznak – kicsi a sűrűsége. A sok szerves anyagot tartalmazó morzsák tehát részben ezért könnyűek, részben pedig azért, mert a szerves anyag az ásványi szemcséket szivacsszerűen tapasztja össze. Ezáltal a sok szerves anyagot tartalmazó talajmorzsák térfogattömege száraz állapotban kis értékeket mutat. Ezért következik be a szél pusztító hatása a sok szerves anyagot tartalmazó talajoknál: a láptalajon és egyes rendzinákon.

284 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajdegradáció, a talajromlás

Az előzőekből következik, hogy a talajok szervesanyag-tartalma jelentősen fokozhatja a szél által előidézett talajpusztulás veszélyét, ha olyan mennyiségű, hogy a talajmorzsák fizikai tulajdonságait megszabja. Nem mindegy, hogy az ásványi rész homokos vagy agyagos, ezért nehéz általánosan érvényes határértékeket megállapítani a szervesanyag-tartalomra vonatkozóan. A tapasztalatok szerint ha a szerves anyag mennyisége 5%-nál több, a homok már könnyebben mozdul el. Agyagtalajokon ez a határérték csak 10–20% szervesanyagtartalomnál jelentkezik aszerint, hogy a humuszanyagok milyen minőségűek. A jobban humifikált talajok szerves anyaga mind a láptalajok, mind a rendzinák esetében erősebben köti össze a talaj ásványi részeit, ezért még viszonylag nagy szervesanyag-tartalom esetében sem segíti elő a szél talajpusztító hatását.

5.1.6. A talajfelszín érdessége és nedvessége Érdesség. A talajfelszín érdességén azokat a kis magasságkülönbségeket értjük, amelyek néhány cm nagyságrendűek, ugyanakkor előidézői annak, hogy a magasabban fekvő talajrészek a széláramlás örvénylő rétegébe jutnak, és a mélyebb részek felé estükben a felfelé irányuló légmozgás szárnyára kerülhetnek. A felszín érdessége növeli annak a rétegnek a vastagságát, amelyben a levegő mozgása elhanyagolható. Meg kell jegyeznünk, hogy a felszín érdességét a növénytakaró is befolyásolja, ennek hatására azonban a növényborítottság tárgyalásakor térünk ki. Nedvesség. A talajfelszín érdességével együtt jelentkezik a felszín nedvességi állapotának hatása. Ennek oka abban keresendő, hogy a nedves talajszemcsék térfogattömege jelentősen nagyobb a száraz szemcsékénél, és a nedves szemcsék között a tapadóerő sokkal nagyobb, mint a száraz talajrészecskék között. Különösen nagy erővel jelentkezik a talajnedvesség hatása a sok szerves anyagot tartalmazó talajok esetében. A lápos talajok szemcséinek térfogattömege száraz állapotban néhány tized gramm köbcentiméterenként, nedvesen ugyanaz a szemcse jóval nagyobb tömegű. A talajok vízgazdálkodásának másik hatása abban mutatkozik meg, hogy a nedves talajszemcsék jobban tapadnak egymáshoz, mint a szárazak, így a szél küszöbsebessége sokkal nagyobb, mint száraz állapotban. Ez a hatás elsősorban a homoktalajokon nagy jelentőségű, mivel sűrűségük és térfogattömegük mind nedves, mind száraz állapotban közel egyforma. Igen nagy különbség észlelhető viszont a száraz és a nedves homok tapadása között. A talajok vízgazdálkodása tehát jelentős mértékben hat a szél talajpusztító hatásának érvényesülésére. A vízgazdálkodás szabja meg, hogy milyen hosszú ideig őrzi meg a felszín azt a nedvességtartalmat, amely a talajpusztulás folyamatát még képes fékezni, és mikor szárad ki oly mértékben, hogy a deflációnak már csak kevéssé tud ellenállni.

5.1.7. Növényborítottság A felszín növényborítása, a növényfedettség a defláció ellen is jelentős védelmet nyújt. A zárt, jól fejlett növénytakaró jelentős mértékben csökkentheti a szél által előidézett talajpusztulás mértékét. Ez a módosító hatás egyrészt arra vezethető vissza, hogy a zárt növényállomány – de a magasabb növekedésű, ritkás növénytakaró, valamint a felszínt borító holt növényi részek is – lényegesen csökkentik a szél erejét. Ennek köszönhetően a szél sebessége nem éri el a talajviszonyok által megszabott küszöbsebességet, tehát nem lép fel defláció. A növénytakaró másik hatása a már mozgásban lévő talajszemcsék megkötése, fékezése. Mind homokos, mind lápterületeinken – tehát a defláció szempontjából szélsőségesen veszélyeztetett talajokon – megfigyelhető, hogy az állandó zárt növénysávok vagy -foltok a talajrészek felhalmozódásának helyei. Így képződnek a fasorok mentén sokszor méteres magasságot elérő terephullámok, amelyek csökkentik a homokmozgást és a homokverést. A növénytakaró harmadik hatása a talajfelszín beárnyékolása, ezáltal a kiszáradás csökkentése. Ezt a szolgálatot mind az élő, mind a holt növényi részek képesek ellátni. Az a felszín ugyanis, amelyet a napsugárzás közvetlenül érint, könnyebben szárad ki, mint a beárnyékolt. Ezt a hatást fokozza a növényzet szélsebességet csökkentő befolyása is, mert így kisebb a száraz szelek nedvességcsökkentő hatása. A művelés alatt álló területeken fokozódhat a természetes növénytakaró és talajállapot esetében fellépő talajpusztulás veszélye. A helytelen időben való talajművelés, az eredeti növénytakaró megbontása, és olyan növények termesztése, amelyek a veszélyes tavaszi, szeles és száraz időszakokban nem nyújtanak elegendő védelmet, elősegítik a deflációt.

5.2. A szélerózió formái

285 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajdegradáció, a talajromlás

A szél talajpusztító hatása által károsított területeken a talajok termékenységének csökkenését az idézi elő, hogy a felszín könnyen elmozdítható részecskéit felkapva vagy elmozdítva elszállítja a szél. A szél talajmozgató hatására új felszíni formák képződnek: szélfodrok, szélbarázdák, garmadák, valamint buckák. Szélfodrok. Nagyságuk csak néhány centiméter, elhelyezkedésük a vízfelszín hullámaihoz hasonló. A fodrok iránya a felszínt alakító szél irányára merőleges. Általában növényzettel nem borított, szabad felszíneken jönnek létre, száraz, majdnem egyenletes szemcséjű homokból. Szélbarázdák. Jelentősen nagyobb méretűek, néhány m-esek lehetnek. Megnyújtott mélyedések, hossztengelyük a szél irányával párhuzamos. Könnyen felismerhetők arról, hogy a barázdák fenekén nagyobb szemű talajalkotórészek, apró kavicsok vagy mészkiválások maradnak vissza. A szélbarázdák úgy képződnek, hogy a homokfelszín felett valamilyen oknál fogva koncentrálódik a szél, és mintegy csatornát képezve, irányának megfelelően a hosszanti vonal mentén felkapja és elszállítja az apróbb talajrészeket. Homokbuckák. A szél lerakódásának nagyobb formái a garmadák, a különböző típusú buckák és a dűnék, amelyeket népiesen összefoglalva homokbuckáknak nevezünk. Nagyságuk eléri a néhány métert, sőt hazai viszonyok között, kivételes esetekben 10–20 m szintkülönbség is kialakul keletkezési területükön. A homokdűnék hazánkban általában torzult parabola alakúak, hossztengelyükkel az uralkodó szélirányt követik, rendszerint aszimetrikusak. A homok mozgásának irányában különböző meredekségűek a lejtők. A szél felőli oldalon a lejtők lankásabbak, ahol a szél leejti a homokszemcséket, meredekebbek. Lepelhomok. Ugyancsak a szél által szállított homok lerakódásának formái közé tartozik a lepelhomok. Ismertetőjele, hogy 1–2 m mélységben megtalálhatók – a valamikor felszínt alkotó – talajszintek vagy löszszintek. A lepelhomok felszíne általában sík, és jelenlétéről csak a talaj mélyebb rétegeinek feltárása útján tájékozódhatunk.

5.3. A talajszemcsék mozgása A szél talajpusztító hatásában részt vevő folyamatok – amelyek a leírt formákat létrehozzák – a mozgás módját, jellegét illetően eltérnek egymástól. Megkülönböztetünk gördülő, pattogó és lebegő mozgást. Gördülő mozgás. A felszíni kúszás és a gördülés abban az esetben következik be, ha a szél sebességéhez és energiájához viszonyítva túl súlyosak a talaj részecskéi, ezért a szél nem tudja fölemelni őket. A mozgás alapjául szolgáló energia egyrészt a szél sebességétől származik, másrészt a szél által felragadott és szállított apróbb talajrészecskék ütközéséből. Ezek a föld felszínére esve mozgási energiájuk egy részét annak a testnek – jelen esetben a talajszemcsének – adják át, amelyhez hozzáütődnek. Az ütközés ereje rendszerint a talajszemcse elfordulását, gördülését idézi elő, mivel nem a középpontjában éri azt. A gördülő mozgás általában a 0,5–0,2 mm nagyságú tömör homokszemek vagy az annál nagyobb méretű, porózus talajmorzsák sajátossága. Természetesen az e mozgásforma által jellemzett szemcsék mérete az adott szélsebességtől is függ. Pattogó mozgás. A másik jellegzetes mozgásforma a talajszemcsék pattogó vagy – nem egészen helyesen mondva – ugráló mozgása. Ennek a mozgásformának az a lényege, hogy a talajszemcsék, elhagyva a talajfelszínt, hosszabb-rövidebb utat tesznek a levegőben. A felszínre visszaesve, ott a rugalmas testek ütközésének törvényszerűsége alapján újból a magasba pattannak, meglökve a felszínen lévő talajszemeket, vagy mozgási energiájukat jórészt elveszítve gördülő mozgást végeznek tovább. A pattogás által a levegőben megtett út hossza néhány centimétertől 1–2 m-ig terjedő távolság lehet. Ez a mozgásforma általában a 0,05–0,2 mm átmérőjű tömör homokszemcsék vagy az annál valamivel nagyobb méretű apró talajmorzsák sajátja. Lebegés. A szél által előidézett talajpusztulás harmadik mozgásformája a lebegés. Ennek során a talajról felragadott vagy a pattogó mozgás által levegőbe jutott szemcsék – többnyire finom porrészecskék – hosszabb ideig maradnak a levegőben. Előfeltétele, hogy a talajfelszín közelében lévő, kisebb sebességű és egyenletes szélmozgásból a magasabb légrétegekre jellemző, örvénylő, fölfelé áramló légrétegbe jussanak a szemcsék. Az ilyen örvénylő légáramlatok sebessége függőleges irányban legalább 3–5 km/h. Ez a sebesség szükséges ahhoz, hogy a porrészecskéket vagy az apró szemcsékké összeállt agyagot, a szerves anyaggal összetapasztott kollidokat felemelje és nagyobb távolságra szállítsa a szél. A lebegésre képes szemcsék kialakulását kismértékben a gördülő, nagyobb mértékben a pattogó talajmozgás is elősegíti. A gördülés által súrlódó, valamint a pattogás által ütődő szemcsék vagy morzsák felületéről kisebb részecskék válnak le, melyek megfelelő körülmények között lebegésre képesek. 286 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajdegradáció, a talajromlás

Lavinahatás. A defláció folyamatának egyik lényeges tényezője a lavinahatás. Minél hosszabb úton hat a szél a talajpusztulásnak kitett talajfelszínre, annál inkább hatványozódik a talajpusztulás. Minél hosszabb a szél hatásának vonala, annál többször ütődnek az egyes részecskék a felülethez, így több szemcse kerül mozgásba, és nagyobb a valószínűsége a szemcsék aprozódásának. A szemcsék kinetikus energiája – a gördülés és a pattogás folyamán – mind több és több talajrészt mozgat meg. A hatásoknak ez a halmozása nevezhető összefoglaló néven lavinahatásnak. A defláció által sújtott terület szél felőli részén ezért jelentéktelen a talajmozgás, a szél irányában viszont a távolsággal arányosan nő, míg eléri azt a maximumot, amely megfelel a szél által szolgáltatott energiának. Ez a maximum a talaj tulajdonságaitól és állapotától függően különböző lehet. Minél jobban hajlamos egy talaj a deflációra, és minél több feltétel segíti elő a defláció érvényesülését, annál nagyobb a talajpusztulás lavinaszerű növekedésének üteme, így annál rövidebb az a távolság, amelynél a folyamat eléri a maximális talajmozgást. A defláció folyamán levegőbe került talajrészecskék és a levegő között fellépő súrlódás, a részecskék egymással való ütközése következtében elektromos erők keletkeznek. Ennek hatására egyrészt a repülő részecskék, másrészt a felszín nyer elektromos töltést, ami a lebegést, valamint a lerakódást segíti vagy gátolja, aszerint, hogy azonos vagy különböző a részecskék és a felszín töltése.

6. A szélerózió fokozatai A víz által előidézett talajpusztulás formáinak esetében viszonylag jól meghatározható értékek alapján határoljuk el egymástól a fokozatokat. A szél által okozott kártétel erősségét már nehezebb meghatározni. A szél okozta talajpusztulás, a defláció formái sokszor nem jelenkori folyamatok, erősségükben a geológiai közelmúlt hatása is érvényesül. A geológiai értelemben vett erózió, azaz a felszínpusztulás és -letarolódás a külső jelek alapján viszonylag jól elhatárolható az ún. gyorsított eróziótól, ám a defláció formáinál összegeződnek ezek a hatások, és határuk elmosódik. Ezért a deflációs fokozatok megállapításakor csak a legfiatalabb talajpusztulás nyomait értékelhetjük, pl. a vetések elborítását, a gyepes területek – út menti sávok, fasorok köze, bokros területek – felmagasodását. A gyengén, közepesen és erősen fejlett fokozatok elhatárolásakor a frissen szállított talajanyag mennyiségét, valamint az általa elborított terület nagyságát vehetjük alapul. Az erózió és a defláció együttes hatása. Sok esetben egy területen, egymás mellett jelenik meg az erózió és a defláció. Különösen a Dunántúli-középhegység északi előterében lévő löszdombságon gyakori jelenség, hogy a dombtetőről a völgy felé két kifehéredett és humuszrétegétől megfosztott sáv követi egymást. A dombhát gerincén húzódó a szél hatására pusztult le, a lejtő derkán található sáv pedig a víz hatására erodálódott. Ugyanígy társul a két jelenség vízválasztókon, pl. a Pilis, a Bakony vagy a Mecsek területén, ahol a löszön képződött talajokat vagy a rendzinákat vékonyítják el egyesült erővel. A defláció elterjedését az Állami Biztosító homokverésre vonatkozó, Karácsony János által feldolgozott, országos adatai alapján ismertetjük (lásd 13.2. ábra).

13.2. ábra - Magyarország széleróziós kártérképe az Állami Biztosító által 1997–1986-ig kifizetett kárértékek alapján (KARÁCSONY J. és HARKÁNYINÉ SZÉKELY ZS. feldolgozásában)

287 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajdegradáció, a talajromlás

Amint az országos képből látható a szél pusztító hatása nem csak a homok- és lápterületeken lép fel, hanem minden szabad talajfelszínen, amelyet nem véd a növényzet. A talaj nedvességállapotától és szerkezetességétől függ, hogy milyen erősségű szél képes a részecskéket felkapni és elszállítani. Száraz, szeles időben a leromlott szerkezetű szántókon a csernozjom talajok táblái mellett vezető utakat és árkokat elborítja és feltölti a szél által mozgatott talaj. A defláció jelentős károkat okoz. Egyrészt a lepusztult talaj termékenységének csökkenésével, másrészt a mozgó homok ütőhatása következtében károsodott növények által (homokverés), valamint a kifúvás hatásaként. Ha a növények szára és gyökere alól kifújja a szél a homokot, azok elvesztve támaszukat eldőlnek, gyökereik pedig – a szél és a nap együttes hatására – kiszáradnak. A defláció sújtotta területek termékenységének csökkenése – ugyanúgy, mint az erózió esetében – a talaj víz- és tápanyag-gazdálkodásának romlására vezethető vissza. A szerves kolloidokban és tápanyagokban viszonylag gazdag felszíni talajszintek elhordása után a kis víztartó képességű és kevés tápanyagot tartalmazó rétegek maradnak vissza, amelyek a növények igényeit kevésbé tudják kielégíteni. Ezért a szélerózió elleni védekezés legalább olyan fontos, mint a vízerózió elleni talajvédelem.

7. A talajpusztulás várható alakulásának országos képe Az erózió mértékének és ütemének a talajok tulajdonságai és szintekre tagozódása következményeként meghatározott különbségei jelentős mértékben megszabják a talajpusztulás országos elterjedését és a jelenlegi helyzet alakulását. Ezt a képet mutatjuk be a 13.3. ábrán, amelyen a talajpusztulás várható alakulását tüntettük fel az ország területére vonatkozóan.

13.3. ábra - A talajpusztulás (víz- és szélerózió) dinamikája. 1. Gyors pusztulás, kis eróziós ellenállás, nagy felületi lefolyás. 2. Erősödő fokozatokkal rohamosan gyorsuló vízerózió. 3. Gyenge erodáltság esetén lassan, közepes eróziónál erősen gyorsuló vízerózió. 4. Kezdeti gyors talajpusztulás után lassul a felületi rétegerózió, majd ismét fokozódik és vízmosások jelennek meg. 5. A vízerózió előrehaladásával fokozatosan erősödő talajpusztulás, a vízmosásformák uralkodnak. 6. Nagy ellenálló képesség, az erózió előrehaladásával fokozatosan fejlődő talajpusztulás enyhe formákkal. 7.

288 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajdegradáció, a talajromlás

Vízerózió előrehaladásával fokozatosan fékeződő talajpusztulás, enyhe eróziós formák. 8. Szélerózió, por- és homokviharok. 9. Defláció, fekete viharok. 10. Padkásodás

289 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

14. fejezet - Talajjavítás Talajjavításnak (meliorációnak) tekintjük az olyan kémiai, biológiai, fizikai vagy vízszabályozási beavatkozásokat, amelyeket a szokásos agrotechnikai műveleteken túlmenően, a termékenység fokozása érdekében végzünk, s amelyek a talaj egyes tulajdonságait tartósan és lényegesen megváltoztatják. A talajjavítás célja a termékenységet kedvezőtlenül befolyásoló (fizikai és/vagy kémiai) tulajdonságok megváltoztatása, ill. a káros folyamatok szerepének csökkentése. A talaj termékenységét gátló legfontosabb tényezők: • a savanyú kémhatás, • a szikesség, • atúlzottan nagy agyagtartalom, • az erős vízhatás (láposodás vagy mocsarasodás), • a nagy homoktartalom, ill. a velejáró kolloidszegénység, • a felszínhez közeli összefüggő, tömör képződmény (nem mállott tömör kőzet, mészkőpad, vaskőfok), valamint • a talajpusztulás. Bizonyos mértéken túl, bármelyik tényező előtérbe jutása maga után vonja a talaj biológiai állapotának, víz- és tápanyag-gazdálkodásának – végsősoron a termékenységének – jelentős romlását. A kedvezőtlen adottságok és tulajdonságok területi megoszlását a 14.1. ábra mutatja.

14.1. ábra - A talaj termékenységét gátló tényezők területi eloszlása Magyarországon (SZABOLCS és VÁRALLAY szerint) 1. nagy homoktartalom, 2. savanyú kémhatás, 3. szikesedés, 4. szikesedés a talaj mélyebb rétegeiben, 5. nagy agyagtartalom, 6. láposodás, 7. erózió, 8. felszínközeli tömör kőzet

Szélsőséges esetekben nemcsak egy, hanem egyidejűleg több kedvezőtlen sajátság is megtalálható (pl. a savanyú kémhatás – nagy agyagtartalom – túlnedvesedés vagy szikesség – nagy agyagtartalom – vízhatás), 290 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajjavítás

amikor rendkívül gyenge termékenységű talajok alakulnak ki. Ezek hatékony javításához különböző eljárások komplex alkalmazása szükséges. A káros tulajdonságok elsősorban a talaj genetikai adottságainak, kialakulásának és fejlődésének következményei (pl. az eleve szikes és a savanyú, az erősen agyagos talajok vagy a savanyú szerkezetnélküli homoktalajok), jelentős területeken tapasztalható azonban antropogén hatásokra fellépő degradáció is (másodlagos szikesedés, savanyodás, fokozott talajpusztulás, talajszennyeződés).

1. Talajjavítási módszerek A talajok javításához különböző fizikai (más szóhasználattal: mechanikai), kémiai és biológiai módszereket lehet alkalmazni.

1.1. Fizikai talajjavítási módszerek 1. Altalajlazítás (vagy mélylazítás): a tömődött, vizet záró réteg fellazítása forgatás nélkül. 2. Talajcsövezés (vagy drénezés): a talajra került és a talajban felhalmozódó vízfelesleg elvezetése, a mélyebb rétegekben létesített elszívórendszer (drénhálózat) segítségével. 3. Lecsapolás. A káros víztöbblet eltávolítása megfelelő felszíni csatornarendszerrel. 4. Mélyforgatás. Célja a kedvezőtlen fizikai tulajdonságú, felszínhez közeli, tömör réteg feltörése és összekeverése a kedvezőbb fizikai állapotú rétegekkel. Ezáltal a talaj levegősebbé válik, vízgazdálkodása javul. Nem használható olyan területen, ahol a mélyforgatással szikes, köves, kavicsos vagy glejes szint kerülne a felszínre. (Elsősorban tömődött homoktalajoknál alkalmazzák). 5. Homokrónázás (planírozás). A hullámos felszínű homokterületeken a buckák szélárnyék felőli oldala rendszerint olyan meredek, hogy akadályozza a talajművelést. A felszínt a homokbuckák anyagának mélyedésekbe történő hordásával igyekeznek kiegyenlítetté tenni. 6. Az Egerszegi-féle réteges homokjavítás (vagy altalaj-trágyázás). A homoktalajok rossz víz- és tápanyaggazdálkodásának kedvezőbbé tétele, 40 és 60 cm mélységben kialakított (1–3 cm vastag) összefüggő trágyaréteg talajba vitelével. (Ehhez kb. 80–100 t/ha szerves trágya vagy komposzt szükséges). Istállótrágya helyett bentonitos tőzeg, zeolittal és tőzeggel kevert híg trágya stb. is felhasználható.

1.2. Kémiai talajjavítás A kémiai talajjavítás fogalomkörébe tartoznak a talaj kedvezőtlen kémiai tulajdonságainak megszüntetésére, jobbá tételére irányuló eljárások. 1. Meszezés. A nagymértékű savanyúság és telítetlenség megszüntetése vagy csökkentése, illetve a kolloidok Ca-telítettségének biztosítása céljából CaCO3-tartalmú anyagokat (mészkőport, lápi meszet, cukorgyári mésziszapot stb.) juttatnak a talajba. A javításhoz mintegy 5–20 t/ha hatóanyag szükséges. 2. Meszes altalajterítés (digózás). Kalciumkarbonát-tartalmú altalajt (löszt) terítenek a savanyú talajra, majd azt bemunkálják a szántott rétegbe. A módszer nálunk Tessedik Sámuel munkássága nyomán terjedt el. A javításra használt altalaj kevés vízoldható sót (< 0,2%-ot) és minimum 5% CaCO3-ot tartalmazzon. Egyes szikes talajok javítására előnyösebben használhatók azok a talajok, amelyekben – amellett hogy a fenti követelményeknek eleget tesznek – néhány % gipsz is található. A felhasznált anyagmennyiség általában 200–500 m3/ha között változik. Ez a nagy tömegű anyag mintegy 5–7 cm ráhordást jelent. 3. Gipszezés (gipszes talajjavítás). A gipsztartalmú anyagokat lúgos kémhatású szikes talajok kémiai javítására lehet használni. Lúgos közegben (ha a pH > 7,5) ugyanis a CaCO3 gyakorlatilag nem oldódik, a gipszből (CaSO4 ∙ 2H2O) viszont, a kémhatástól többé-kevésbé függetlenül, jelentős mennyiségű Ca2+ kerül a talajoldatba (14.2. ábra).

14.2. ábra - A kalcium-karbonát (CaCO3) és a gipsz (CaSO4 ∙ 2 H2O) oldhatósága 20 °Con,különböző pH-jú oldatokban

291 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajjavítás

4. Kombinált eljárások. A meszezést vagy a digózást gipszezéssel (ill. savanyú kémhatású feltalaj talajra vitelével) együtt alkalmazzák azért, hogy a mérsékelten lúgos feltalajú szikeseken a CaCO3 oldódása és a talaj javulása biztosított legyen. 5. Lignitporos javítás. A lignitport a Duna–Tisza közi (sós szikes szoloncsák) gyepterületek javítására Herke Sándor használta 60–350 t/ha mennyiségben.

1.3. Biológiai talajjavítás Biológiai talajjavításnak minősítjük mindazokat a beavatkozásokat, amelyek a célszerűen kiválasztott növények termesztésével is elősegítik a talaj javulását. Ilyen módszer pl. a homokterületek zöldtrágyázása, vagy amikor egyes növények (somkóró, napraforgó, lucerna) erős gyökérzetének lazító hatása javítja a kötött talaj víz- és 292 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajjavítás

levegőgazdálkodását. A gyökérzet áttöri, lazítja a tömődött rétegeket, s a későbbi vetemények számára viszonylag kedvező körülményeket teremt.

2. A savanyú (nem szikes) talajok javítása Hazánk mezőgazdaságilag hasznosított területének több mint 25%-án (mintegy 2,2 millió ha-on) savanyú talajokat találunk. A savanyú kémhatású, telítetlen talajok kialakulásának alapvető oka: – a talaj folyamatos, erős kilúgozása vagy – az eleve savanyú talajképző kőzet lehet. (Egyes talajoknál ez a két hatás együtt jelenik meg, így igen nagy mértékű lehet a talaj elsavanyodása). Az előbbiekből következik, hogy a genetikailag savanyú talajok csoportjába különböző talajtípusok tartoznak. Jelentős részük az erdőtalajok főtípusába, más részük pedig a savanyú réti és a savanyú öntéstalajok csoportjába sorolható. A mezőgazdaságilag hasznosított területek savanyodását sok helyen előidézheti vagy gyorsíthatja a savas hatású műtrágyák használata, egyes helyeken pedig az ipari és közlekedési eredetű légköri savas üledékek.

2.1. A savanyúság káros hatásai A savanyú talajokban viszonylag nagy a H+-ionok (a protonok) mennyisége, s ez kihat a talajok szerkezetére, kémiai tulajdonságaira és biológiai aktivitására. 1. Savanyú közegben nem következik be a humuszanyagok koagulációja. A szerves és ásványi komponenseket összekapcsoló, stabilizáló Ca-hidak száma kicsi, ezért tartós, morzsás szerkezeti elemek nem tudnak kialakulni. A talaj szerkezete rendszerint tömődött, víz- és levegőgazdálkodása kedvezőtlen. 2. A savanyúság erősödésével (amikor a pH < 5,5) nő az oldatban a szabad alumínium-(Al3+) és mangán(Mn2+) ionok mennyisége, s ez egy meghatározott értéken túl toxikus hatású a növények számára. Az Al3+ nagy koncentrációja emellett korlátozza a foszfor, a kalcium, a magnézium és a vas felvételét is. 3. Savanyú talajban a biológiai tevékenység is csökken. A mineralizáció vontatottabb, a nitrifikáció visszaszorul, és kismértékű ammóniumfelhalmozódás figyelhető meg. A különböző típusú, szemcseösszetételű és tömődöttségű savanyú talajok termékenysége azonban jelentősen eltérő lehet. Egyesek – pl. a pangó vizes barna erdőtalajok vagy az erősen kötött, nehéz agyagtextúrájú öntéstalajok – nagyon gyenge termékenységűek, más savanyú talajokon viszont kielégítő terméseket lehet elérni a szokásos agrotechnikai módszerek alkalmazásával is. A termékenység növelése érdekében azonban mindegyik savanyú talajnál szükséges a káros savanyúság megszüntetése és a talaj tulajdonságaihoz alkalmazkodó agrotechnikai módszerek kiválasztása.

2.2. A javítóanyag-szükséglet kiszámítása A savanyú talaj javításához szükséges mészadag megállapítására többféle elméleti és tapasztalati módszer használható. Ezek közül – a kitűzött céltól, az elvárt pontosságtól, a szaktanácsadói hálózat laboratóriumi hátterétől stb. függően – országonként egyiket vagy másikat részesítik előnyben. a) A hazai gyakorlatban használt tapasztalati képlet. Nálunk a gyakorlatban évtizedek óta a hidrolitos aciditás (y1) és a kötöttségi szám (KA) értéke alapján történik a mészdózis kiszámítása. A Kreybigés munkatársai által bevezetett tapasztalati összefüggés szerint, ha az y1 értékét megszorozzuk a kötöttségi szám (KA) első – tizes helyiértékű – számjegyével, megkapjuk az 1 kh (kataszteri hold) terület felső 20 cm-es rétegének javításához szükséges CaCO3 mennyiségét q-ban. Pl.: ha: y1 = 14; KA = 48; akkor CaCO3 q/kh = 14 × 4 = 56 q/kh; 293 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajjavítás

1 ha-ra átszámítva pedig: 14 × 4 × 1,74 = 14 × 6,96 = 97,5 q; azaz 9,75 t/ha, ahol: 1,74 a kh-ról ha-ra történő átszámítás szorzófaktora. A fenti séma alapján, azonban ugyanennyi y1, de KA = 50 esetén, a CaCO3 adag 70 q/kh-nak, illetve 121,8 q/hanak (12,2 t/ha-nak), azaz lényegesen többnek adódik. A bemutatott egyszerű sémával tehát – tekintettel a kötöttségi szám meghatározásakor elkövethető – 2–4 cm3/100 g értékű hibára – a tényleges szükséglettől jelentősen eltérő dózisokat is kaphatunk. (Pl. 49-es kötöttségi szám esetén 4-es, 50 és 51 KA értéknél pedig 5-ös szorzófaktort kell alkalmazni, holott a KA közötti különbségek kisebbek, mint a meghatározás hibája). Ezért a KA első számjegyéből adódó szorzótényezők helyett a KA/10-nek megfelelő érték használatát javasoltuk (Filep, 1976). Így pl. ha KA = 4l, akkor 4,1; ha KA = 46, akkor 4,6; KA = 51-nél pedig 5,1-es faktort kell figyelembe venni, és így tovább. Ennek megfelelően a számítási formula a következő:

(14.1.a. egyenlet) és (14.1.b. egyenlet) A számított mennyiség tiszta CaCO3-ot jelent, ezért a talajra kerülő javítóanyag-dózis megállapításakor figyelembe kell venni a felhasznált anyag CaCO3-tartalmát is. A leggyakrabban használt meszezőanyagok közül a cukorgyári mésziszap 45–50% CaCO3-ot, a mészkőpor 90– 96%, a lápi mész pedig 35–60% CaCO3-ot tartalmaz. b) A talaj adszorbeált H-ion-tartalmából kiinduló számítás. Elméletileg jól értelmezhető, mivel ekkor a 100 g vagy 1000 g talajban lévő H-ionok mennyiségéből, ill. annak könnyen mobilizálható hányadából kell kiindulni. A számítás gondolatmenete a következő: mivel 1 mgeé H-ion (proton) közömbösítéséhez, helyettesítéséhez 0,5 mól, azaz 1 mgeé CaCO3 (50 mg CaCO3) szükséges, ha ismerjük a talaj reaktív H-tartalmát, s a javítandó talajréteg tömegét, a mészdózis egyszerűen kiszámítható. Általánosan:

(14.2.a. egyenlet) ahol: H’ = a talajban lévő mobilis protonok mennyisége, mgeé/100 g; A = a javítandó terület nagysága, m2; M = a javítandó réteg vastagsága, m-ben; ρ = a talaj térfogattömege, t/m3; E = a javítóanyag egyenértéktömege (CaCO3 esetén, E = 50); az A ∙ M ∙ ρ = az adott talajréteg tömege tonnában. Ha A = 1 hektár = 10 000 m2, akkor egyszerűsítés után,

(14.2.b. egyenlet) s ha a javítandó réteget 20 cm-nek (0,2 m-nek), a térfogattömget 1,5 t/m3-nek vesszük, akkor

(14.2.c. egyenlet) Ennél a számítási módnál tehát sem a KA-at, sem az ezzel összefüggő T értéket nem vesszük figyelembe. A H’ megközelítő mennyisége legegyszerűbben a talaj hidrolitos aciditásából számítható ki. Kappenszerint a mészadag becslésénél általában az y1 érték 3,1-szeresét célszerű alapul venni. A (14.2.b és c) képletek 294 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajjavítás

alkalmazásakor azonban y1-et (az 50 g talajból felszabadult, s 0,1 n NaOH-oldattal közömbösített savanyúságot) át kell számítani mgeé/100 g egységekre. (A H mgeé/100 g, a 100 g talaj Ca-acetátos szűrletére fogyott 1 n NaOH cm3-einek számával egyenlő). Ezért az y1-et 2-vel kell szorozni a 100 g-ra, 10-zel osztani a 0,1 n lúgfogyasztásról az 1 n fogyásra történő átszámítás miatt, azaz (14.3. egyenlet) A gyors becslésre alkalmas összefüggés tehát a következő lesz: (14.4. egyenlet) Általános szabály, hogy ha: y1 < 4; nem szükséges a talajt javítani, amikor y1 4–8 közötti; csak savanyúságra érzékeny növények termesztése esetén kell meszezni, és ha y1 > 8; a talaj javítása mindenképpen indokolt. A területre egyenletesen kiszórt javítóanyagot először csak a talaj felső 10–12 cm-es rétegébe kell bemunkálni, majd a következő években kell fokozatosan mélyebbre vinni.

2.3. A meszezés hatása A talajjavítás után megváltozik a talaj kémiai, fizikai és biológiai állapota. A meszezés hatása a talaj kémiai tulajdonságaira. A javítóanyag fokozatos oldódása miatt módosul a szilárd és folyékony fázis közötti egyensúly, megnő a talajoldatban a Ca-ionok koncentrációja, s megváltozik az egyes vegyületek oldhatósága. Így végső soron: • nő az adszorbeált Ca-ionok részaránya, azaz csökken a talaj telítetlensége, • csökken a talaj aktuális és potenciális savanyúsága (azaz csökken az y1-érték, s emelkedik a pH), • csökken vagy jelentéktelenné válik az oldatban lévő Al3+ és Mn2+ mennyisége (toxikus hatásuk megszűnik), • ugyanakkor csökken a legtöbb mikroelem (pl. B, Cu, Zn) felvehetősége is. Emiatt – több kutató szerint – nagy adagú meszezés után mikroelemhiány mutatkozhat. Figyelembe kell venni azonban egyrészt azt, hogy a talaj pH-jának változása, s az említett elemek oldhatóságának romlása sok esetben nem nagymértékű, illetve lassan megy végbe, másrészt a javítóanyagokkal – különösen a cukorgyári mésziszapokkal – is számottevő mennyiségű mikroelemet viszünk a talajba, ezért meszezés által előidézett mikroelemhiányra csak szélsőséges esetekben kell számítani. A javítás hatása a talaj fizikai és biológiai tulajdonságaira. A Ca-telítettség növekedésével érvényre jut a Caionok koaguláló és szerkezetstabilizáló hatása. Ennek eredményeként: • javul a talaj szerkezete, levegő- és vízgazdálkodása, • jobb lesz a szerves anyag minősége (bár ez a változás viszonylag lassan játszódik le), • csökken a talaj cserepesedési hajlama és a művelőeszközökkel szembeni ellenállása. A fizikai és kémiai változások következtében (a kedvezőbb kémhatás s a javuló víz- és levegőgazdálkodás hatására) nő a mikroorganizmusok mennyisége, s élénkebb lesz a talajélet. Mindezek összhatásaként megváltozik a talaj tápanyagforgalma: intenzívebbé válik a nitrifikáció, fokozódik a tápanyagok feltáródása, és jobb lesz a műtrágya-hasznosulás. A meszezés hatása a termésre. A meszezés termésnövelő hatása az adott talaj fizikai és kémiai tulajdonságaitól, a talaj pH-jának javítás utáni értékétől, s a termesztett növény pH-igényétől (savérzékenységétől) függ. A szántóföldi növények közül: • savanyúságra érzékeny, mészkedvelő pl.: a lucerna és a cukorrépa,

295 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajjavítás

•  savanyúságra kevésbé érzékeny: a búza, kukorica, napraforgó, borsó, • savanyúságot jól tűrő: a burgonya, rozs, zab. A meszezés termésnövelő hatása legjobban a savanyúságra érzékeny növényeknél mutatkozik meg, a savanyúságot jól tűrő növényeknél viszont a számukra szükségesnél nagyobb adagú mész, a nagyobb mértékű pH-növekedés termésdepressziót okozhat (14.3. ábra).

14.3. ábra - A különböző savérzékenységű növénycsoportok termésének változása a talaj pH-jától függően

Magyarországon a jelenlegi agrotechnikai színvonal mellett a meszezés: gabonaféléknél 0,5–1,5 t/ha, pillangósoknál pedig 30–40%-os terméstöbblet elérését teszi lehetővé. Máté (majd mások) szabadföldi dóziskísérletei alapján az a vélemény alakult ki, hogy az y1 és a KA alapján számított mészadag – a nagy kolloidtartalmú savanyú talajok kivételével – általában jóval nagyobb, mint ami ökonómiai szempontból indokolt. Ezért savanyú talajú területeinken csökkentett adag (ún. féladag) kiszórása is elegendő. A (14.4.) képlettel számítva, a kevésbé savanyú talajoknál valamivel nagyobb, az erősebben telítetlen talajoknál pedig kisebb mészdózist kapunk, mint a (14.1.) összefüggés alapján (Filep és Csubák). A meszezés tartamhatása. Mivel a savanyú talajok kialakulását előidéző természeti és antropogén tényezők, továbbra is hatnak az adott területen, a javítás hatása nem tekinthető véglegesnek. A savanyúságot tompító Caionok mennyisége ui. idővel csökken (kilúgozódás, növény általi felvétel), így a talaj telítetlensége lassan ismét növekszik. A javítás kedvező hatása – a szakirodalom szerint – általában 6–15 évig tart, s legerősebben a meszezést követő harmadik évben jelentkezik. A 14.1. képlet alapján számítotthoz képest kevesebb CaCO 3 (fél-, vay negyed dózis) alkalmazása esetén azonban valószínűleg rövidebb idő alatt savanyodik el ismét a talaj, mint az ún. teljes adagok alkalmazásakor. A fentiekből nyilvánvaló, hogy a meszezést időszakonként meg kell ismételni (fenntartó meszezés). A savanyú talajok javítása – ott ahol a terület közelében megfelelő meszes altalaj található – digózással is történhet. A digózás hatása jóval hosszabb ideig tarthat, mint a meszezésé. 296 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajjavítás

2.4. A savanyú talajok komplex javítása A meszezés (kémiai javítás) önmagában nem, még trágyázással kiegészítve sem mindig vezet a kívánt eredményre. Olyan területeken, ahol a savanyúság nem az egyedüli (vagy nem a legjelentősebb) termékenységcsökkentő tényező, a fizikai eljárásokat és az egyes speciális agrotechnikai módszereket is fel kell használni a talaj termékenységének növelése érdekében. Nagy agyagtartalmú, tömődött talajoknál, ahol kicsi a durva pórusok részaránya, a talaj rossz víz- és levegőjárhatósága gátolja a gyökérzet optimális fejlődését. A tömődött rétegek (tömődött B szint) fizikai tulajdonságait, levegőzöttségét, vízbefogadó képességét legeredményesebben talajlazítással lehet javítani. A lazítás mélysége általában 50–60 cm, tartamhatása legtöbbször 2–4 év. Hatására javul a talaj levegőzöttsége, vízáteresztése, s visszaszorulnak a redukciós folyamatok. Vízhatás alatt álló, vagy időszakos túlnedvesedésre hajlamos területeken gondoskodni kell, a káros víztöbblet elvezetéséről, lejtős területeken pedig a megfelelő talajvédelemről is. A savanyú talajok javítását tehát az adottságokat figyelembe vevő javítási módok komplex alkalmazásával lehet és kell megvalósítani, s az adott területen leghatékonyabb eljárások kiválasztásával kell a célt elérni. Agyagbemosódásos barna erdőtalajon pl. a meszezést altalajlazítással és talajvédelemmel együtt kell alkalmazni. Pangóvizes barna erdőtalajoknál ezenkívül még vízrendezés, drénezés is szükséges. Mély fekvésű réti agyagtalajokon pedig a kémiai javítást vízrendezésnek és altalajlazításnak kell kiegészítenie.

3. A szikes talajok javítása A szikes főtípusba sorolható talajok kiterjedése Magyarországon mintegy 600 ezer hektár. Figyelembe véve a szikes jellegű és a szikesedés által veszélyeztetett területeket is (szolonyeces réti, mélyben sós csernozjom talajok stb.) megállapítható, hogy hazánkban több mint egymillió ha-on (az összterület mintegy 10%-án) jelentkezik szikesedés. Ezért a szikesek részletes tanulmányozása és szakszerű javítása nálunk különösen fontos. A szikesedést okozó tényezők nemcsak a talaj vízgazdálkodására, hanem a talajszerkezetre, a tápanyagforgalomra s a növényi anyagcsere-folyamatokra is károsan hatnak. Mindezek összhatásaként alakult ki a talaj gyenge termékenysége. A szikes talajok javításának elvi alapjai. A szikjavítás célja a talaj kedvezőtlen fizikai és kémiai sajátságainak megszüntetése, ill. a kémhatás, a vízgazdálkodás és a tápanyag-szolgáltató képesség kedvezőbbé tétele. Ennek alapjait egyrészt a talajoldat káros anyagainak csökkentésével, másrészt a kilúgozási lehetőségek javításával lehet megteremteni. Az eredményes javítás feltétele tehát az, hogy a szikesedést kiváltó és fenntartó tényezők (felszínhez közeli szikes-sós talajvíz, szikes öntöző- és csurgalékvizek) hatását kiküszöböljük. Ezért a kémiai és fizikai javítást a legtöbb esetben vízrendezéssel kell összekapcsolni. Mivel a különböző szikes talajok tulajdonságai (kémhatása, Na-tartalma, rétegezettsége stb.) között jelentős különbségek vannak, a használatos javítóanyagok kémiai összetétele sem egyforma. Hazánkban jelenleg főleg digóföldet, mészkőport,cukorgyári mésziszapot vagy gipszet,gipsziszapokat használnak a szikes talajok javítására. Kémiai javítás eredményeként a javítóanyag Ca-ionjai kicserélik a kolloidokon adszorbeált Na-ionokat, s javulnak a talaj termékenységét károsan befolyásoló fizikai és kémiai adottságok.

3.1. A javítóanyag kiválasztása és mennyiségének megállapítása Javítási szempontból a szikes talajokat három csoportba sorolhatjuk: • a gyengén savanyú (vagy semleges) feltalajú szikesek; pH < 7,5 • a gyengén lúgos feltalajú; pH = 7,5-8,5, illetve • az erősen lúgos feltalajú (meszes-szódás) szikes talajok; pH > 8,5.

297 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajjavítás

Az első javítási és hasznosítási csoportba tartozó sztyeppesedő réti szolonyecek, valamint a szolonyeces és erősen szolonyeces réti talajok kilúgzási szintje (A szint) aránylag vastag. Ezek a talajok alkalmasak leginkább szántóföldi művelésre. A szántott réteg CaCO3-ot (meszet) nem tartalmaz, vizes szuszpenzióban mért pHja < 7,5. Kalcium-karbonát legfeljebb 30–40 cm-nél mélyebben fordul elő. Bár a feltalaj kicserélhető-Natartalma általában számottevő, sok esetben jelentős hidrolitos aciditás (y1) is jelentkezik. Az ilyen talajok javítása meszezéssel vagy digózással megoldható. A mészszükségletet (CaCO3 hatóanyagban) a kicserélhető-Na-tartalom alapján, a felső 0–20 cm vastag rétegre adjuk meg. A számítás módja (a 14.2. egyenletnél említetthez hasonló meggondolás alapján): (14.5. egyenlet) ahol: Nax = a talaj kicserélhető nátriumtartalma mgeé/100 g; A = 10 000 m2 (1 ha); M = a javítandó réteg vastagsága méterben; ρ= a talaj térfogattömege, t/m3; E = a CaCO3 egyenértéktömege (= 50). Olyan savanyú feltalajú szikeseknél, amelyeknél jelentős a hidrolitos aciditás – sok esetben nagyobb, mint 8 – célszerű figyelembe venni a savanyúság közömbösítéséhez szükséges mészmennyiséget is (a savanyú nem szikes talajoknál említett módon). A kiadandó hatóanyagdózist ekkor a talaj hidrolitos aciditása (y1) és kicserélhető-Na-tartalma ismeretében úgy kell megválasztani, hogy ez a két jellemző javítás után a megfelelő mértékben változzék. Digózás esetén a digóföld CaCO3-tartalma önmagában nem adhat alapot sem a felhasználandó mennyiségének, sem az anyag alkalmas voltának megítéléséhez. Ehhez – Arany szerint – laboratóriumi ülepítési kísérleteket kell végezni, amelyekkel megállapítható, hogy milyen mennyiségű digóföld képes a vizes szuszpenzióban koagulálni a javítandó talajt. A talajba dolgozott nagy mennyiségű meszes, porózus sárga föld hatása igen összetett, nemcsak kémiailag, hanem fizikailag is előnyösen hat a javított rétegre. A kémiai javításon kívül, a szikeseken is igen fontos a fizikai (mechanikai) javítás és a helyes talajművelés. Mélyművelésre ezeken a talajokon is szükség van, de ez – a B szint szikes sajátságai miatt – csak mélylazítással oldható meg szakszerűen. Ezeken a szikeseken tehát az A szint forgatását és a B szint lazításos művelését kell alapelvként szem előtt tartani. A talajlazítás jelentőségét meggyőzően bizonyítják a 14.1. táblázatban közölt adatok. Figyelemre méltó, hogy a B szint lazítása kedvezőbb hatású, mint a lazítás nélkül alkalmazott meszezés. Nem szabad figyelmen kívül hagyni a terület vízrendezését (elsősorban a felszíni vizek elvezetését) sem, mert anélkül a javítás nem vezet a kívánt eredményre.

14.1. táblázat - A meszezés és az altalajlazítás termésnövelő hatása sztyeppesedő réti szolonyec talajokon (8 év átlageredményei, Karcag) Kezelések

Terméstöbblet (őszi búza)

A szint

B szint

t/ha/év

20,0 t/ha mészkőpor

–

0,38

–

lazítás

0,81

20,0 t/ha mészkőpor

lazítás

1,07

A második javítási csoportba soroljuk azokat a szikeseket, amelyeknek vékony a kilúgzási szintje, ezért a talaj termékenysége sokkal gyengébb, mint az előző csoportba tartozóké. A mérsékelt kilúgozásból eredően az adszorpciós komplexum Na-telítettsége nagy, ezért a feltalaj kémhatása is gyengén lúgos (pH = 7,5–8,5), szénsavas meszet (CaCO3-ot) általában nem tartalmaz.

298 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajjavítás

Ilyen talajok: a felszínben mészhiányos (szódát nem tartalmazó) közepes és kérges réti szolonyecek. Mivel lúgos közegben a CaCO3 csak igen gyengén oldódik, javító hatása jelentéktelen. A pH 7,5-nél lúgosabb kémhatású talajoknál a meszezés nem vált ki számottevő javulást. Az ilyen talajok kémiai javítását – a lúgos közegben is hatékony és jól oldódó – gipszőrlemény (CaSO4 ∙ 2H2O) alkalmazásával, vagy ún. kombinált javítással lehet megoldani. A kombinált javítás hazai alkalmazását az tette szükségessé, hogy a perkupai gipszbányából nyerhető anyagban a CaSO4 ∙ 2H2O mellett, jelentős mennyiségű anhidrit (CaSO4) is található. Az anhidrites gipszőrlemény pedig vízzel érintkezve cementálódik, ezért nem lehet egyenletesen kiszórni és megfelelően a talajba keverni. Ennek megelőzése céljából az őrlőüzemben mintegy 40%-nyi lignitporral keverik a kitermelt anyagot, ami jelentősen drágítja az amúgy sem olcsó gipszezést. Kísérletekben igen hatékonynak és gazdaságosnak mutatkozott a foszforműtrágya-gyártás melléktermékeként keletkező foszforgipsz. Ez azonban jelenleg csak külföldről szerezhető be. Idevonatkozó vizsgálatok azt mutatták, hogy ha a szükséges hatóanyag 1/3-át 1/4-ét gipsz formájában viszik a talajra, az a gyengén lúgos feltalaj pH-ját csökkenti annyira, hogy a kiadott CaCO3 is megfelelően oldódik. Ilyen szikesek javítása tehát savanyító hatású anyag + mész együttes alkalmazásával (gipsz + mész vagy savanyú feltalaj + digóföld stb.) is eredményesen megoldható (Kombinált javítás). A javítóanyag-szükséglet kiszámítása a kicserélhető Na-alapján, a már ismert összefüggés szerint történhet. A gipszdózis megadásánál természetesen nem a CaCO3, hanem a gipsz egyenértéktömegét kell a képletbe helyettesíteni. (Gipsz esetén: E = 86,1). A szikesek javításához szükséges gipszmennyiség számításának általános képlete:

(14.6. egyenlet) (f = 1/3–1/4; vagy 1). Ha ρ = 1,5 átlagos térfogattömeget veszünk figyelembe, 1 mgeé/100 g kicserélhető Na helyettesítéséhez, 10 cmes rétegenként 1 ha-ra 1,30 tonnaCaSO4∙ 2H2O hatóanyag szükséges. Ennek alapján – a kicserélhető Na mennyiségét ismerve – gyors tájékoztató számításokat lehet végezni. A gyengén lúgos feltalajú szikesek javítása – különösen akkor, ha a szántóföldi hasznosítás a cél – sokrétű, komplex beavatkozást igényel. Az átfogó (a felszíni és felszín alatti vizekre kiterjedő) vízrendezés, a megfelelő kémiai és fizikai javítás, s az agrotechnikai módszerek egybehangolt alkalmazása, elengedhetetlen feltétele a tartós javulásnak. Ilyen költséges komplex beavatkozást elsősorban a jobb területek közé ékelődött szikes talajfoltokon indokolt végrehajtani. Gyepgazdálkodás azonban az eredeti talajvízállás mellett is kielégítő eredménnyel folytatható, ezért az ilyen talajok legnagyobb részét célszerű rét-legelőként használni. A nagyobb termés elérése érdekében azonban tanácsos a gyep újratelepítését elvégezni, s a hatékonyságot műtrágyázással, felszíni vízrendezéssel fokozni. Lúgos feltalajú, ún. meszes–szódás szikesek (pH > 8,5). Ide tartoznak: a felszíntől karbonátos, szoloncsákos kérges réti szolonyecek, ill. a szoloncsák-szolonyecek és a szoloncsák talajok. Javításukhoz csak jól oldódó, savanyító hatású anyagokat lehet használni. Mivel ezeknél a talajoknál csak igen nagy költséggel; átfogó vízrendezéssel, nagy mennyiségű javítóanyag talajba vitelével, ill. megfelelő mértékű trágyázással s igen gondos talajműveléssel (és lehetőség szerint öntözéssel) lehetne számottevő javulást elérni, legcélszerűbb rét-legelő gazdálkodást folytatni rajtuk. Kémiai javításuk gipszezéssel vagy lignitporral (esetleg alumínium- vagy Fe(III)-szulfáttal) történhet. A lignitpor 40–50%-ban szerves anyag. Hatóanyaga: a benne lévő 2–3%-nyi elemi kén, illetve pirit (FeS2), valamint a kisebb mennyiségű vas- és alumínium-szulfát; pH-ja 3–6 közötti. Kéntartalma a talajban kénsavvá oxidálódik, s az csökkenti a talaj lúgosságát, illetve oldatba viszi a talajban levő CaCO3-ot. A talajjavításához szükséges gipszmennyiséget az előzőekben ismertetett számítással vagy laboratóriumi ülepítési eljárásokkal lehet megállapítani. Az ülepítési módszerekkel a telített gipszvíz koaguláló-képességét vizsgáljuk. A javítandó talaj vizes szuszpenziójához növekvő mennyiségben gipszoldatot adva, meghatározott 299 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajjavítás

idő múlva megfigyeljük a koaguláció mértékét. Amelyik kezelésnél már jól láthatóan megindul a koaguláció, az ahhoz adott gipszmennyiség lehet a számítás kiindulópontja. Összefoglalva: a szikes talajok hatékony javítását csak komplex beavatkozásokkal lehet megvalósítani. A komplexitás ezeknél a talajoknál is az adott helyen szükséges és célravezető fizikai, kémiai és műszaki eljárások összehangolt és megfelelő sorrendben történő alkalmazását jelenti. Az esetenként használt megoldások nagymértékben függnek a szikes talaj tulajdonságaitól. Pl.: a sztyeppesedő réti szolonyeceknél – ahol a talajvíz viszonylag mélyen van és süllyedő tendenciát mutat – a talajvízszint szabályozása nem szükséges, azonban a legtöbb esetben ekkor is gondoskodni kell a felszíni vizek elvezetéséről. Azokon a szikeseken viszont, ahol a talajvíz közel van a felszínhez és nagy mennyiségű káros sót tartalmaz – a felszíni vízrendezésen túlmenően – a talajvízszint szabályozását, süllyesztését is meg kell oldani. Ezek után lehet csak remélni, hogy a kémiai és fizikai beavatkozások a kívánt eredményre vezetnek. A gyakorlati szikjavítási módszerek egyszerűsített összefoglalását a 14.2. táblázat tartalmazza.

14.2. táblázat - A szikjavítási módszerek áttekintése Javítási csoportosítás

Genetikai besorolás

1. Gyengén sztyeppesedő réti savanyú és szolonyecek semleges körüli (közepes és mély), feltalajú szikesek szolonyecesréti talajok (pH < 7,5) 2. Gyengén lúgos feltalajú, nem meszes szikesek (pH = 7,5–8,5)

mésztelen (nem karbonátos) közepes és kérges réti szolonyecek

Javítási eljárások

a) meszesedés b) digózás

a) kombinált javítás

mélylazítás

(felszíni vízrendezés)

mélylazítás

vízrendezés

b) gipszezés a) gipszezés

meszes3. Lúgos feltalajú szoloncsákos ún. meszeskérges és közepes szódás) szikesek réti szolonyecek; (pH > 8,5) szoloncsákszolonyecek

b) lignitezés (esetleg lazítás)

c) egyéb savanyító anyagok

3.2. A szolonyec talajok A + B szintjének kémiai javítása A szolonyecek tömör, szikes B szintje a legtöbb esetben gátolja a feltalaj javulását, ill. a javulás csak a talaj felső rétegére terjed ki. Kísérletekben ezért olyan megoldást is kipróbáltak, amely nemcsak az A szintet érinti, hanem a B szintre is kiterjed (A+B szint javítása). A gyengén savanyú feltalajú szikes talajoknál a feltalajra CaCO3-ot szórnak, a mindenkor lúgos kémhatású B szintbe pedig (alkalmas gépekkel) gipszet juttatnak. Ez a megoldás a talaj tulajdonságaiban lényegesen nagyobb változást okoz, mint a hagyományos feltalajjavítás. A módszer gyakorlati elterjedésének azonban ez idő szerint technikai és ökonómiai akadályai vannak.

3.3. A szikjavítás hatása a talajra A komplex javítás eredményeként megnő a talajoldatban a Ca-ion koncentrációja, s ezzel összefüggésben: • csökken a kicserélhető Na+mennyisége és módosul a talaj kicserélhető kationösszetétele, • kedvezőbbé válik a talaj kémhatása, • javul a talaj szerkezete és vízgazdálkodása, • meggyorsula káros sók lemosódása s 300 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajjavítás

• javul a talaj tápanyag-gazdálkodása. A jelenleg rendelkezésre álló adatok szerint (DATE Kut. Int., Karcag) a javítás eredménye 10–14 év múlva is egyértelműen megmutatkozik. A digózás hatása pedig ennél is jóval tovább tart (20–30 év vagy annál is több).

4. A homoktalajok javítása A váztalajok főtípusába tartozó futóhomok és a gyengén humuszos homoktalajok összterülete hazánkban mintegy 350 ezer ha. Közös jellemzőjük az, hogy – a kolloidszegénység következtében – nagy a durvább pórusok mennyisége, víztartó képességük igen kicsi, s tápanyag-gazdálkodásuk rossz (a szerves anyag gyorsan ásványosodik, a tápanyagok bomlása, ill. kimosódása jelentékeny). A javítás alapvető célja tehát a talaj víz- és tápanyag-gazdálkodásának kedvezőbbé tétele.

4.1. Javítási módszerek Réteges homokjavítás vagy altalaj-trágyázás. Lényege az, hogy a talajban 40, ill. 60 cm mélyen elhelyezett két (kb. 1–3 cm vastag) összefüggő trágyaszőnyeg fékezi a víz és a tápanyagok lefelé mozgását. Javul a feltalaj víztartó képessége és tápanyag-ellátottsága. Az aljtrágyázott talajon nagyobb lesz a gyökértömeg, ezért növekszik a szerves anyag mennyisége, s csökken a mineralizáció üteme. Végső soron nő a talaj termékenysége. Kísérletekben ez a javítási mód egyes területeken és egyes növényeknél 200–300%-os termésnövekedést biztosított. A módszer azonban a gyakorlatban nem tudott elterjedni, mert egyrészt sok szerves anyagot igényel, másrészt a trágya szőnyegszerű elhelyezése is költséges. Később istállótrágya helyett más anyagokat is kipróbáltak (műtrágyával kevert bentonit, tőzegkorpa, lápföld), ill. a célnak megfelelő gépek kialakításával kísérleteztek. A költséges eljárás csak intenzív kultúrák (szőlő, zöldség, gyümölcs) termesztése esetén látszik célravezetőnek. A többi javítási módszert és javítóanyagot aszerint célszerű csoportosítani, hogy savanyú, vagy meszes homoktalajoknál használhatók-e elsősorban. A savanyú homoktalajok javítása mésztartalmú anyagokkal. A Nyírség savanyú humuszszegény talajainak javítására az 1960-as évektől kezdték nagyobb mértékben felhasználni a helyben található természetes anyagokat. Javításra alkalmas anyagok a buckák közötti mély vonulatokban képződtek, ahol a vízbőség következtében a lápi és réti talajképződési folyamatok váltak uralkodóvá. A talajok javítási lehetőségeinek felmérése során kitűnt, hogy a Nyírségben igen sok helyen és nagy mennyiségben fordul elő javításra alkalmas meszes lápföld, amely nemcsak sok szerves anyagot, hanem jelentős mennyiségű ásványi kolloidot és CaCO 3-ot is tartalmaz. A javítóanyag-dózis a talaj tulajdonságaitól és az anyag összetételétől függ. Futóhomok-területeken – a digózáshoz hasonlóan – nagy mennyiségű (300–500 m3/ha) javítóanyagot célszerű használni, melyet a talaj felső 35–40 cm-es rétegébe szántással kell bekeverni. Így biztosítható, hogy az átlagos művelési mélység alatt mintegy 15–20 cm-es érintetlen javított réteg maradjon, amelyik kedvezően befolyásolja a feltalaj víz- és tápanyag-gazdálkodását. Ez a megoldás természetesen csak az anyaglelőhely közvetlen közelében alkalmazható gazdaságosan. A gyengén humuszos savanyú homoktalajok javítása már lényegesen kevesebb, néhányszor tíz tonna lápi mésszel is megoldható, mivel ezeknél a szerves anyagok felhalmozódása és a kolloidtartalom növelése lényegesen kedvezőbb körülmények között történhet. A mészszegény vagy mészmentes savanyú lápföldet: mészkőporral, vagy lápi mésszel kombinálva kell alkalmazni. Lápi mész és lápföld hiányában a csupán savanyúságcsökkentő meszezés használható. A többnyire Mg-hiányos savanyú homoktalajok (és a homoktextúrájú barna erdőtalajok) javításánál a csak CaCO3-ot tartalmazó meszezőanyagok helyett, lehetőség szerint a Ca- és Mg-tartalmú dolomitőrleményeket vagy az önporló dolomitokat kell előnyben részesíteni. Hasonló eljárások alkalmasak a dél-somogyi savanyú homoktalajok javítására is. A meszes homoktalajok javítóanyagai. A Duna–Tisza közi meszes homoktalajok javítását mészben szegény, sok szerves kolloidot tartalmazó anyagokkal lehet megoldani. Ilyenek: a savanyúlápföld, a savanyú tőzeg, de 301 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajjavítás

perspektivikusan gondolni kell a lignit nagy arányú alkalmazására is. (A mátrai külszíni bányában évente több millió tonna lignitpor képződik hulladékként).

4.2. Komplex homokjavítás és hatása a termésre A homoktalajok tartós javulása is csak a komplex javítás különböző elemeinek alkalmazásától remélhető. A komplexitás itt azt jelenti, hogy a kolloidtartalom növelésére irányuló javítást • trágyázással, • talajvédelemmel, • helyes talajműveléssel, s lehetőség szerint • öntözéssel, ahol szükséges • terepegyengetéssel kell összekapcsolni. Üzemi felmérések alapján a javítás után a termés átlagosan mintegy 5 GE/ha-ral (gabonaegyenérték/ha) lesz nagyobb.

302 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

15. fejezet - Talajszennyeződés, talajtisztítás Az ipari–technikai fejlődéssel együtt jelentősen megnőtt a levegőbe, a talajba‚ és a felszíni vizekbe kerülő káros anyagok mennyisége, a környezet szennyeződése. A szennyezőanyagok további sorsa azonban alapvetően másként alakul a talajban, mint a másik két környezeti elemben. A légtérben és a felszíni vizekben ugyanis gyorsan szétterjednek (és felhígulnak), a talajban viszont csak lassan – vagy egyáltalán nem – mozognak, s gyakran nagymértékben és tartósan felhalmozódnak. A szennyezőforrások természetes vagy emberi (antropogén) eredetűek, más szempontból nézve pedig pontszerű és nem pontszerű (diffúz) források lehetnek (15.1. táblázat).

15.1. táblázat - A talajszennyeződés legfontosabb forrásai Pontszerű szennyezőforrások

Nem pontszerű szennyezőforrások

a) Természetes eredetű források • Ásványi lelőhelyek

• természetes (pl. vulkáni) eredetű nedves és száraz kiülepedés a légkörből

• Egyes geológiai képződmények

• árvizek, nagy esők, erős szelek által szállított anyagok • természetes radioaktív sugárzások b) Emberi eredetű (antropogén) források • Szennyvizek

• légszennyeződésből származó nedves és száraz kiülepedés

• Szennyvíziszapok

• mezőgazdasági vegyszerek:

• Híg trágyák • Különböző szilárd)

hulladékok

(folyékony,

• műtrágyák • peszticidek stb.

• Különféle ipari emissziók

• tüzelőanyagok elégetése (ipar, közlekedés)

A különösen veszélyes és/vagy általánosan elterjedt toxikus anyagokat a következő csoportosításban tárgyaljuk. I. Szervetlen szennyezőanyagok • toxikus nehézfémek (Pb, Cd, Ni, Hg). II. Szerves mikroszennyezők • peszticidek, • policiklikus aromás szénhidrogén-(PAH = Polyciclic Aromatic Hydrocarbon-) vegyületek, • poliklórozott bifenilek (PCB) és egyes származékaik. III.

Ásványolaj és ásványolaj-termékek.

A különböző anyagok (embereket, állatokat és/vagy növényeket) károsító hatása több tényezőtől függ. Ezek közül a legfontosabbak:

303 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajszennyeződés, talajtisztítás

• az ion/vegyület kémiai tulajdonságai, oldhatósága, mozgékonysága, felvehetősége • a káros hatást növelő vagy csökkentő más anyagok jelenléte, mennyisége, ill. hiánya, • a hatás tartama és a szervezetbe jutott toxikus anyag koncentrációja, • az élő szervezet állapota (kora, fejlettsége, tápláltsága), alkalmazkodóképessége. A rövid idő alatt nagy mennyiségben felvett toxikus vegyületek akut megbetegedést idéznek elő, vagy az egyed pusztulását okozhatják. A rendszeres és tartós hatás azonban a toxikus anyag kis koncentrációja esetén is káros lehet. A dózis és a toxicitás közötti összefüggést jól mutatja pl. az, hogy a növények számára nélkülözhetetlen mikrotápanyagok (Cu, Zn, Mo, B stb.) vagy a humántáplálkozásban fontos egyes elemek (Co, Se, As, I) nagy koncentrációban káros hatásúak, ugyanakkor, nagyon kis mennyiségben a közismerten toxikus elemek (Pb, Cd, Hg) vagy a mérgező szerves vegyületek sem gátolják a növények fejlődését, és az emberi szervezetben sem okoznak kimutatható károsodást (15.1. ábra).

15.1. ábra - A makrotápanyagok, a mikrotápanyagok és a toxikus elemek koncentrációjának hatása a növény fejlődésére

Az akut toxikusság mellett nagyon fontos az egyes anyagok természetes lebontással szembeni ellenálló képessége (perzisztenciája) is. Minél perzisztensebb egy vegyület, annál nagyobb annak a veszélye, hogy felhalmozódik a környezetben és bekerül az élő szervezetekbe. Lassan bomló (perzisztens) szerves vegyületek pl. a klórozott szénhidrogének és a policiklikus aromás szénhidrogének többsége. Egyáltalán nem degradálódnak a nehézfémek.

1. Toxikus nehézfémek A toxikus nehézfémek – ugyanúgy, mint a fémionként hasznosuló tápelemek – különböző mozgékonyságú formákban vannak jelen a talajban (15.2. ábra). A folyadékfázisban hidratált ionként, oldható szerves és szervetlen komplex vegyületek formájában, valamint finom diszperz lebegő kolloidok alkotórészeként találhatók. A szilárd fázisban pedig oldhatatlan csapadékokban, a szerves és szervetlen kolloidok felületén kicserélhető és specifikusan adszorbeált állapotban, illetve a szilikátok kristályrácsában fordulnak elő. A különböző formák között, a rendszer tulajdonságai által megszabott dinamikus egyensúly alakul ki. Ha pl. nagy mennyiségű toxikus anyag kerül a talajba, az adszorpciós és a csapadékképződési reakciók válnak dominánssá. A talaj savanyodásakor viszont jelentősen megnő a mobilis ionok mennyisége, a fémion oldatbeli koncentrációja (15.3. ábra). A talajsavanyodás különösen veszélyes a már szennyezett területeken, mert a talaj 304 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajszennyeződés, talajtisztítás

eredeti állapotában oldhatatlan nehézfémvegyületek, mobilizálódva súlyos környezeti károkat okozhatnak (időzített kémiai bomba).

15.2. ábra - A toxikus nehézfémek megoszlása a talajban és a környezetben

15.3. ábra - A talajoldat nehézfém-koncentrációjának függése a közeg pH-jától

305 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajszennyeződés, talajtisztítás

Az előzőekből következik, hogy a talajszennyeződés környezeti hatásának megítéléséhez – a talaj tulajdonságain kívül – nemcsak a toxikus fém összes mennyiségét, hanem a mobilis készletet is mindig számításba kell venni. A könnyen mobilizálódó (oldott és kicserélhető) ionokat sóoldatokkal, többek között 0,05 vagy 0,5 M CaCl2-dal, illetve KCl-dal is ki lehet vonni a talajból. A szilárd fázis szerves anyagaihoz komplex kötéssel kapcsolódó, valamint a fémoxidokhoz és az agyagásványokhoz specifikusan kötött (nem mozgékony) formák extrahálásához savanyú kémhatású (kb. 3,3 pH-jú) ammónium-oxalát pufferoldat, az összes mennyiség kivonásához pedig HNO3/HF, ill. HNO3/H2O2 használható. A kétvegyértékű nehézfémek adszorpcióképessége nagymértékben függ a talajkolloidok minőségétől és a közeg pH-jától. Néhány toxikus, illetve toxikus mennyiségben is felhalmozódó nehézfém adszorpcióképessége, a Caés Mg-ionokéhoz viszonyítva, a következő sorrendben csökken: kaolinit (pH = 3,5–6); Pb > Ca > Cu > Mg > Zn > Cd, illit (pH = 3,5–6); Pb > Cu > Zn > Ca > Cd > Mg, montmorillonit (pH = 3,5–6); Ca > Pb > Cu > Mg > Cd > Zn, hematit (Fe2O3); Pb > Cu > Zn > Co > Ni, goethit (FeOOH); Cu > Pb > Zn > Cd, huminsav (pH = 4–6); Cu > Pb > Cd > Zn, talaj szerves anyag nélkül (pH = 5,0); Pb > Cu > Zn > Cd, talaj, 2–4% szerves anyaggal: Pb > Cu > Cd > Zn. A különösen veszélyes nehézfémek (Pb, Cd, Ni, Hg) humán- és növényélettani hatásában, talajbeli viselkedésében és növény általi akkumulációjának feltételeiben jelentős különbségek vannak.

1.1. Ólom (Pb) 306 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajszennyeződés, talajtisztítás

Az ólom humán- és állategészségügyi szempontból erősen toxikus elem. A táplálékkal és a belélegzett levegővel jut az ember szervezetébe, s elsősorban a májban, a csontokban és a fogakban halmozódik fel. A növények számára a talajban levő ólom általában kevés veszélyt jelent. A szárra és a levélzetre lerakódott Pbtartalmú porból kevés ólom jut be a növénybe, az állatok szervezetébe azonban a takarmánynövényekkel együtt nagy mennyiségben bekerülhet. Erősen szennyezett talajon a növényen is speciális toxicitás, a gyökerek és föld feletti részek fejlődési zavarai léphetnek fel. Az ólomszennyezés fő forrásai: az ólomtartalmú üzemanyagok elégetése, a fémkohók és ólomfeldolgozó üzemek, a szénégetés, az ólomtartalmú hulladékok, a szennyvíziszapok, valamint Pb-tartalmú peszticidek. Nagyobb területeken, elsősorban az ülepedő porszemcsékre rátapadva, a levegőből kerül ólom a talajba. A nem szennyezett talajokban az ólomkoncentráció rendszerint 2–20 mg/kg (=ppm), fémkohók és ólomfeldolgozó üzemek közelében azonban 3000 mg/kg érték is lehetséges. Nagy forgalmú utak mentén pedig – az úthoz közeli 10–15 m-es sávban – átlagosan 500–600 mg/kg körüli az ólomterhelés. Az utóbbi években, az ólommentes hajtóanyagok elterjedése óta, a közúti forgalomból eredő emisszió lényegesen csökkent. A legtöbb szervetlen Pb2+-vegyület (karbonát, szulfát, szulfid, foszfátok) oldhatósága kicsi. Az ólom megkötődése, viselkedése a talajban. A talaj sajátságaitól függően változik a kötési formák aránya. Oldhatósága és koncentrációja a talajoldatban, elsősorban a pH-tól, a kolloidok mennyiségétől és minőségétől függ. Szerves komplexek képződése és specifikus adszorpciós folyamatok révén az ólom a legerősebben lekötött fém. Leginkább a Fe- és Mn-oxidok adszorbeálják. Nagyon immobil, s ha a pH > 5, az oldhatósága elenyészően csekély. A Pb2+ lemosódása ezért csak igen kis mértékű. Mérsékelten savanyú és bázikus talajokban az össz-Pb-tartalom 75–85%-a az oxidokhoz (különösen a gyengén kristályos oxid-hidroxidhoz) kötötten van jelen. Ha a pH 4,5–4alatt van, megnő a kicserélhető és az oldható Pb mennyisége, de túlsúlyban van a humuszanyagokhoz kötött, nem mobilis forma (fém-szerves komplexek). A 6 pH alatt mindig jelen lévő oldott kelátképzők viszont a mobilizálódást segítik elő. Nagy ólom- és foszfortartalmú talajokban nehezen oldható ólomfoszfátok; Pb 3(PO4)2, Pb4O(PO4)2, meszes talajokban PbCO3, redukciós körülmények között pedig PbS-csapadék keletkezik.

1.2. Kadmium (Cd) A Cd az emberre és az állatokra már nagyon kis mennyiségben toxikus hatású. Csontzsugorodást és a vesék károsodását (funkciós zavarait) idézi elő. A belélegzett levegővel szervezetbe került nagyobb mennyiségű kadmium pedig tüdőkárosodást okozhat. A szennyezetlen talajok Cd-tartalma < 1 mg/kg. Nagy forgalmú utak közelében 3 mg/kg körüli, a nagyvárosi parkokban pedig 0,5–5 mg/kg. A környezet szennyeződését az ércbányászat, a fémfeldolgozás, a hulladékelégetés, a csatornaiszapok, egyes foszfortrágyák talajba vitele és a közlekedés okozzák. A közlekedéssel kapcsolatos emissziónak két fő forrása van: a gumiabroncsok kopásából származó por (20–90 mg Cd/kg abroncs) és a dízelolaj Cd-tartalmú égéstermékei. A porszemcsékkel és a gázokkal a levegőbe jutott Cd világviszonylatban kb. 8000 t/év. (Közép-Európában a terhelés 1,5–35 g/ha/év). A Cd-nak több mint 80%-a légköri csapadékkal, oldott állapotban kerül a talajba. A kadmium kémiailag szoros rokonságban van a cinkkel, így nem terhelt talajokban és a kőzetekben relatíve állandó Zn/Cd arányt találunk. A Cd2+ viselkedése a talajban. Növekvő pH-értékkel nő a Cd2+adszorpciója (és az adszorbeált mennyiség), az oldatbeli koncentráció pedig csökken. A pH 7 körül mérhető igen alacsony érték erősen megnő, ha a pH kisebb, mint 6,5–6. Semleges és lúgos talajban jelentős a Cd (és más nehézfémek) specifikusan adszorbeált formájának részaránya, ha viszont a pH < 6,5, a nem specifikus adszorpció kerül előtérbe. Olyan talajokban, amelyekben a pH = 5, az összes Cd-nak már több mint 30%-a nem specifikusan, a növények számára hozzáférhető formában adszorbeálódik. 307 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajszennyeződés, talajtisztítás

Bár a Cd a gyenge komplexképző nehézfémek közé tartozik, a humuszanyagok savanyú közegben jobban csökkentik a Cd felvehetőségét, mint az ásványi komponensek. Az oldható szerves komplexképzők azonban elősegítik a Cd2+és más nehézfémek oldatba jutását. A klorid- és szulfátionok koncentrációja is számottevően befolyásolja a Cd oldhatóságát, mivel mindkét anionnal stabil oldható komplexet képez. Emiatt az utakra kiszórt só hatására és KCl-os trágyázás után, a felső talajrétegben jelentős Cd-mobilizálódás indulhat meg. A kloridionokkal létrejövő Cd-komplexek: a CdCl+, CdCl02, CdCl3–, CdCl42–, a szulfátionokkal pedig főként CdSO04 képződik. A szulfátionok komplexképző hatása azonban kisebb, mint a Cl–-ionoké. Rosszul oldódó Cd-vegyületek a CdCO3, a lúgos közegben (pH > 8,5 esetén) képződő Cd(OH) 2; és anaerob környezetben a CdS. Redukciós körülmények között már nagyon kevés S– jelenlétében is CdS, nagy CaCO3-tartalmú talajban pedig CdCO3 csapódik ki. A Cd a Zn-hez hasonlóan a relatíve könnyen mobilizálható, felvehető fémek közé tartozik.

1.3. Nikkel (Ni) A nikkelt az acélipar, a galvánipar és az elektromos ipar hasznosítja. Ezekből a forrásokból főként az ipari szennyvizekbe; a kommunális szennyvíziszapokból és komposztokból pedig közvetlenül a talajra/talajba kerül a nikkel. A kőolaj- és a nikkeltartalmú üzemanyagok elégetésénél mérgező Ni-karbonil jut a levegőbe. Az 1950es évek óta megnövekedett Ni-emisszió összefügg az olaj nagymértékű (és fokozódó) felhasználásával. A nikkel néhány állatfaj számára esszenciális nyomelem, s nagyon kis koncentrációban növényélettani hatása is kedvező. A táplálékokkal felvett nikkel káros hatását embereknél sem tapasztalták, nikkelporok (Ni-oxid, szulfid, -karbonát por), s a nikkel karbonillal szennyezett levegő tartós belélegzése viszont tüdőkárosodást okoz. A nem szennyezett talajok általában 5–50 mg/kg (ppm) nikkelt tartalmaznak. Fémolvasztók és Ni-feldolgozó üzemek környezetében viszont a feltalaj szennyezettsége a 1000–5000 mg Ni/kg értéket is elérheti. A nikkel viselkedése a talajban. A Ni2+ mobilis és nem mobilis formái közötti arányt is döntően a talaj kémhatása szabja meg. Ha a pH < 6, jelentősen megnő az oldatban a Ni2+mennyisége, s elsősorban a Ni2+, NiSO40, NiHPO40‚ és az oldható szerves Ni-komplexek dominálnak. Lúgos talajban pedig a Ni2+, NiCO30 és a NiHCO3+ formák vannak oldatban. Hidroxokomplex (NiOH+) csak akkor képződik, ha pH > 8. A Ni adszorpciója főként az agyagásványokon, valamint a Fe-, és Mn-oxidokon/hidroxidokon következik be. Redukáló közegben pedig NiS-csapadék válhat ki. A Ni-koncentráció a növényben összefügg a talaj oldható és kicserélhető-Ni2+-tartalmával. Meszezés és szerves anyag bevitele csökkenti a talajban a mobilis-Ni-koncentrációt és a növény által felvett Ni2+mennyiségét.

1.4. Higany (Hg) A higany gőze és oldható vegyületei rendkívül mérgezőek. A talajba, a felszíni vizekbe és a levegőbe főként a fa- és fémfeldolgozó iparból, a komposztált lakossági hulladékok és csatornaiszapok kijuttatásával, Hg-tartalmú fungicidekkel, szemétégetéssel és a kőolaj elégésekor kerül higany. (A kőolaj 0,002–50 mg/kg körüli Hg-t tartalmaz.) A nem szennyezett és a csak kevéssé terhelt talajok Hg-tartalma legtöbbször kevesebb, mint 0,1 mg/kg száraz talaj. Ipari és városi területeken 0,1–0,4 mg Hg/kg, szennyezett területeken pedig ~ 7–10 mg/kg a higanykoncentráció. A Hg és a talaj kölcsönhatása. A redoxi viszonyoktól függően a higany különböző oxidációs fokozatokban jelenik meg: Hg0(0), Hg2+ (+ 2), Hg22+ (+ 1). Viselkedése a talajban nagymértékben függ a: Hg 22+↔ Hg2+ + Hg0 egyensúlyt meghatározó körülményektől. (Az egyenletben feltüntetett formák közül a Hg22+-ionok a környezetben csak közti termékként fordulnak elő). A biológiai folyamatokban – megfelelő körülmények között – alkil-Hg- és fenil-Hg-vegyületek is keletkeznek. Képződésük a redoxi állapottól függ (15.4. ábra).

15.4. ábra - A higany kémiai és biológiai átalakulása a talajban, ill. a légtérben

308 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajszennyeződés, talajtisztítás

A metil-Hg és a dimetil-Hg egymáshoz viszonyított arányát a közeg kémhatása szabja meg. Ha a pH < 7,8, a stabilis CH3Hg+, ha pedig pH > 7,8, az illékony (CH3)2Hg forma dominál. A higany fontosabb formái három nagy csoportba tartoznak: • illékony anyagok: Hg0, (CH3)2Hg, • oldatbeli formák: Hg2+, HgX02, HgX–3, HgX42– (ahol X = OH–, vagy Cl–) és az oldható szerves –Hgkomplexek, • nem oldható vegyületek: CH3Hg+, CH3HgCl, CH3HgOH, HgS, valamint a humusz-Hg-komplexek. A Hg2+-ionokat és a higanygőzt az ásványi és a szerves kolloidok erősen adszorbeálják. Az adszorbeált higany nagy része nem kicserélhető. A szerves anyagokkal kialakított stabil komplexkötés megakadályozza a Hg elpárolgását, kimosódását és gátolja a növények általi felvételt. Ha a talaj pH-ja kisebb mint 4, a szerves anyagok Hg-megkötő képessége nagymértékben csökken. A higanyt – rendkívül gyenge mozgékonysága miatt – a termesztett növények csak kismértékben tudják kivonni a talajból. Ezért a növények Hg-tartalma rendszerint kicsi ( < 0,04 mg Hg/kg sz.a.). Az erdei gombák viszont – Brümmer szerint – nem szennyezett talajokból is nagy mennyiséget akkumulálnak (kb. 21,5 mg Hg/kg sz.a.).

2. Szerves szennyező anyagok A szerves szennyező anyagok többsége a talaj folyékony, szilárd és gáz fázisában egyaránt előfordul. A fázisok közötti megoszlásukat és további sorsukat alapvetően a vegyület tulajdonságai (elektronszerkezete, vízoldhatósága, halmazállapota stb.), valamint a talaj sajátságai szabják meg. A 15.5. ábrán vázolt lehetséges

309 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajszennyeződés, talajtisztítás

folyamatok közül egyes anyagoknál a lemosódás, másoknál a bomlás vagy a gázképződés játszik meghatározó szerepet.

15.5. ábra - A talajra került szerves mikroszennyezők sorsa

A szerves szennyezők túlnyomó többsége méregként hat az állati szervezetekre. Toxikus hatásuk nemcsak a szájon keresztül, hanem belélegezve vagy a bőrön át felszívódva is érvényesülhet. A talajba csak kis mennyiségben bekerülő ilyen anyagokat (peszticidek, poliklórozott bifenilek, policiklikus aromás szénhidrogének stb.) összefoglalóan szerves mikroszennyezőknek nevezzük.

2.1. Peszticidek A különböző funkciójú és változatos szerkezetű peszticidek közül a mezőgazdaságban a herbicideket (gyomirtó szereket) és az inszekticideket (rovarölő szereket) használják nagyobb mennyiségben. Néhány jellegzetes peszticid – vegyülettípus szerinti – csoportosítása a 15.2. táblázatban, az alapvegyületek vagy az egyszerűbb származékok képlete a 15.6. ábrán látható.

15.2. táblázat - A talajba kerülő fontosabb peszticidtípusok(H = herbicid; I = inszekticid) Kationok

Gyenge bázisok

Gyenge savak

Apoláris vegyületek

310 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajszennyeződés, talajtisztítás

Bipiridiniumsók:

s-triazinok:

Fenoxi-ecetsavak:

• dikvát (H)

• antrazin (H)

• 2,4-D (H)

• parakvát (H)

• simazin (H)

• MCPA (H)

• terbutrin (H)

• 2,4,5-T (H)

• metribuzin (H)

Benzoesavak:

Halogénezett szénhidrogének: • aldrin (I) • dieldrin (I) • lindan (I) • heptaklór (I)

• dikamba

• DDT (I) Pikolinsav-szárm.: • pikloram (H)

Karbamidszármazékok • monuron (H) • diuron (H) • linuron (H) • – karbaril (I)

15.6. ábra - Néhány peszticid alapvegyületének képlete

A peszticidek és az egyéb szerves mikroszennyezők a talajoldatban kationok, anionok vagy poláris és nem poláris molekulák formájában lehetnek jelen (15.2. táblázat). Kation típusú herbicidek a bipiridinium-kationok sói; a dikvát és a parakvát. (A dikvát a „Reglone”, a parakvát a „Gramoxone” márkajelzésű készítmény hatóanyaga). Vízben igen jól oldódnak‚ és erősen kötődnek a talajkolloidokhoz. Savanyú talajban a kolloidok pH-függő töltéseinek protonálódása (az ioncsere kapacitás csökkenése) miatt kisebb mértékű az adszorpció, mint semleges és lúgos kémhatás esetén.

311 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajszennyeződés, talajtisztítás

Megfelelő pH-tartományban, a gyenge bázis- és gyenge savkarakterű peszticidek enyhén poláris molekulái is ionizálódnak. A gyenge bázisok (pl. az s-triazinok, s-triazolok, szerves aminok) savanyú közegben protont vesznek fel, s kationként viselkednek. Semleges és lúgos talajokban viszont nincsenek ionos állapotban, ezért jóval gyengébben adszorbeálódnak (molekulaadszorpció). A gyenge savak (pl. a fenoxi-ecetsav, a halogénezett alifás karbonsavak) pedig savas közegben semleges molekulák, gyengén lúgos és lúgos kémhatásnál azonban protonvesztéssel anionokká alakulnak. A főként negatív töltésű talajkolloidok a nem disszociált molekulákat gyenge fizikai erőkkel kötik, az anionos formákat pedig taszítják. A gyenge szerves savak (2–4 D, dikamba, pikloram stb.) molekulái tehát számottevő mennyiségben csak savanyú kémhatású és nagy szerves anyag tartalmú talajokban adszorbeálódnak. A nem poláris molekulákból álló vegyületek vízben gyengén vagy gyakorlatilag egyáltalán nem oldódnak, és az említetteknél jóval gyengébben (van der Waals erőkkel)‚ és jóval kisebb mértékben kötődnek a talaj szilárd fázisához. Ezeket elsősorban a humuszanyagok hidrofób gyökei, hidrofób felületelemei (pl. a humuszsavak alifás oldalláncai, s a lipidszerű komponensek) tudják adszorbeálni. A poláris és apoláris molekulák töltését és adszorpcióképességét a közeg kémhatása nem befolyásolja (15.7. ábra).

15.7. ábra - A közeg pH-jának hatása a szerves molekulák polaritására és töltésére

312 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajszennyeződés, talajtisztítás

A különböző peszticidek adszorpciós affinitásának egyszerű becslése a megoszlási koefficiensek (k d) alapján lehetséges:

Adott rendszerben minél nagyobb egy komponens megoszlási koefficiense, annál nagyobb mértékű az adszorpciója. Mivel egy anyag mozgékonysága fordítva arányos az adszorpcióképességével, a kd alkalmas a különböző peszticidek mobilitásának kifejezésére, összehasonlítására (15.3. táblázat). A felhalmozódás vagy kimosódás veszélyének megítéléséhez azonban, a mozgékonyságon kívül, figyelembe kell venni a vegyület perzisztenciáját is. A növényvédő szerek átlagos perzisztenciája a talajban a következőképpen alakul: kicsi ( < 3 hónap); pl. 2,4 – D; 2, 4, 5,-T; MCPA; közepes (3–12 hónap); diuron, dikamba, linuron, atrazin, simazin; 313 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajszennyeződés, talajtisztítás

nagy (1–3 év); heptaklór, lindan (HCH); igen nagy (> 3 év); DDT, dieldrin.

15.3. táblázat - A peszticidek relatív mozgékonysága a talajban (több szerző alapján) Növekvő mobilitás → igen kicsi DDT Növekvő Parakvát mobilitás Heptaklór ↓ Dieldrin

kicsi

mérsékelt

nagy

igen nagy

Linuron

Simazin

2,4-D

Dikamba

Diuron

Atrazin

MCPA

Trikamba

Terbutrin

Monuron

Pikloram

Dikvát

2,4,5-T Fenuron

Lindán (HCH) A nagy stabilitású, nagymértékben perzisztens vegyületek – annak ellenére, hogy használatukat sok országban évtizedekkel ezelőtt betiltották – a környezetben ma már mindenütt előfordulnak. A DDT pl. megtalálható az emberi/állati zsírszövetekben, a tengervízben, a tengeri élőlényekben, s még az Antarktiszon is kimutatható. A szétterjedésben, más tényezők mellett, a tápanyagok természetes körforgalma is jelentős szerepet játszott. Magyarországon a DDT alkalmazása 1969, a dieldrin forgalmazása pedig 1970 óta tilos.

2.2. Poliklórozott bifenilek (PCB) és policiklikus aromás szénhidrogének (PAH) Az apoláris molekulákból felépült, poliklórozott bifenilek és policiklikus aromás szénhidrogének vízben igen gyengén, de apoláris oldószerekben meglehetősen jól oldódó hidrofób anyagok, ezért az emberi és állati szervezetbe jutva a zsírszövetekben feldúsulhatnak.

2.2.1. Poliklórozott bifenilek és származékaik A poliklórozott bifenilek kizárólag ipari eredetűek. Vízben nem oldódó, hidrofób anyagok. Nagy viszkozitásuk, termikus és kémiai stabilitásuk miatt – többek között – hidraulikai folyadékokban, szigetelő- és hűtőanyagokban használhatók. Annak ellenére, hogy a fejlett országokban a gyártásuk mintegy másfél évtizede megszűnt, a környezetben majdnem mindenütt jelen vannak. Egyrészt a PCB-tartalmú „fáradt” hulladékokból (párolgással) jelentős mennyiségben kerülnek a levegőbe s onnan a talajra, másrészt a DDT bomlástermékének, a DDE-nek átalakulása révén is képződnek. A PCB-ket elsősorban a humuszanyagok hidrofób felületrészei tudják adszorbeálni (hidrofób adszorpció). Hasonlóan a DDT-hez, elsősorban a zsírszövetekben akkumuláIódnak, fiziológiailag a DDT-nél is lassabban bomlanak le. Mind az emberi, mind az állati szervezeteket (az idegrendszert és az anyagcsere-szerveket) nagymértékben károsítják. Globális környezetszennyezőnek tekinthetők, a legkülönbözőbb élő szervezetekben kimutathatók. Különböző égési folyamatoknál (szemétégetés, erdőégés stb.) a PCB-ből és más klórozott vegyületekből nagy stabilitású, rendkívül toxikus poliklórozott dibenzo-furánok (PCDF) és poliklórozott dibenzo-dioxinok (PCDD) képződnek. Az alapvegyületek általános képlete:

314 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajszennyeződés, talajtisztítás

A PCB-k összegképlete: C12ClxH(10-x); a PCDF-ok összképlete: C12ClyH(8-y)O

2.2.2. Policiklikus aromás szénhidrogének A policiklikus aromás szénhidrogének (PAH) három vagy több kondenzált aromás gyűrűt tartalmazó hidrofób, rezisztens anyagok. A vegyületcsoport több tagjának rákkeltő hatása is bizonyított. A kőolaj képződése során, valamint a tüzelő- és üzemanyagok (tűzifa, szén, gázolaj, benzin) elégetésekor vagy erdők, lápterületek stb. égésekor keletkeznek. Mindig megtalálhatók a füstgázokban, a cigarettafüstben‚ és a gépjárművek kipufogó gázában. Az égéskor/égetéskor képződő PAH a porszemcsékre tapadva, a légáramlással együtt mozog, majd a légköri üledékek kísérőanyagaként bekerül a talajba és a felszíni vizekbe. Egyes területeken (kőolajvezetékek, kőolajfinomító üzemek, gázgyárak környékén) különösen nagy a PAH-szennyezés veszélye. A PAH-vegyületek talaj általi adszorpciója is a humusztartalommal és a humusz minőségével van szoros összefüggésben. A vegyületcsoport ismertebb képviselői: az antracén, fenantrén, pirén, s a benz(a)pirén:

A PAH-vegyületek közül a benz(a)pirén karcinogén hatása a legrégebben ismert. A tetőfedőknél, akik munkájuk során a kátránygőzökkel jelentős mennyiséget lélegeznek be, a benz(a)pirén toxicitását meggyőzően bizonyították. A cigarettafüst károsító hatását is a benz(a)pirén tartalmának tulajdonítják. A 3 gyűrűt tartalmazó PAH-vegyületek perzisztenciája kicsi (kb. 6 hónap alatt lebomlanak a talajban), a nagyobb kondenzáltságú tagok [a benz(a)pirén és mások] ellenben olyan kismértékben oldódnak és olyan erősen adszorbeálódnak, hogy a mikrobiológiai lebontásuk csekély.

315 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajszennyeződés, talajtisztítás

2.3. Olajipari termékek A talajokba esetenként nagy tömegben bejutó szerves folyadékok közül a legfontosabbak: a kőolaj, a belőle készített termékek és az ún. fáradt olajok. A nyersolaj különböző szerkezetű és molekulatömegű alifás (paraffinok), aliciklikus (pl. cikloparaffinok, naftének) és aromás szénhidrogének (benzol, toluol, piridin stb. és származékaik) elegye. Feldolgozása során öt termékcsoportot állítanak elő: • folyékony gázok, • benzinek, • középolajok (dízelolaj, fűtőolaj), • kenőolajok, • nehéz fűtőolajok és a bitumen. Talajszennyeződés gyakran előfordul a kőolaj kitermelése, feldolgozása, az olaj és az egyes termékek (továbbiakban: olaj) szállítása, szakszerűtlen tárolása folyamán. A káros hatás függ a szennyeződés mértékétől, a kiömlött anyag tulajdonságaitól és a környezeti feltételektől (talajadottságok, talajvíz mélysége, éghajlat, időjárás). A nyersolajtermékek közül a benzin, a középpárlatok és a kenőolajok okozhatnak nagyobb mértékű talajszennyeződést. A folyékony gázok ugyanis a beszivárgás előtt jórészt elpárolognak, a nehéz olajok és a bitumen pedig be sem tudnak szívódni a talajba. A környezeti ártalom kiterjedése szempontjából a vízben oldódó mozgékony vegyületek a legveszélyesebbek, mert könnyen bekerülnek a talajvízbe és a vízgyűjtőkbe is.

2.3.1. Az olaj szétterjedése a talajban A talajra/talajba kerülő olaj behatol a pórusokba, majd ott a gravitációs és a kapilláris erők hatására továbbmozog. A beszivárgás mélységét és az átitatott zóna (az ún. olajtest) alakját számos tényező befolyásolja. Ezek közül a legfontosabbak: • a talaj tulajdonságai (olajvisszatartó képessége, rétegezettsége, a rétegek olajáteresztő képessége), • az olaj mennyisége, minősége és az, hogy • adott térfogatú szennyező anyag mennyi idő alatt jut a talaj felszínére. Homogén, egynemű talajban az olaj által átitatott zóna közel szabályos (15.8.ábra a). A talaj rétegezettsége azonban, az egyes rétegek különböző áteresztőképessége miatt, lényegesen módosítja a szabályos profilt (15.8. ábra b). Ugyanis, ha a leszivárgás intenzitása nagyobb, mint az adott talajréteg olajáteresztő képessége, a függőleges irányú mozgás fékeződik vagy megszűnik, s a réteg fölött megnő (vagy uralkodóvá válik) a folyadék oldalirányú mozgása.

15.8. ábra - Az olaj szétterjedése a talajban

316 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajszennyeződés, talajtisztítás

A függőleges és vízszintes irányú szétterjedésre, az olajtest alakjára, jelentős hatással van az is, hogy milyen gyors a szennyező anyag utánpótlása. Ha pl. egy tartályból csak lassan, de nagy mennyiségű olaj szivárog ki, egy jó áteresztő képességű talajban jelentős mélységbe juthat el, a vízszintes irányú szétterjedése azonban kicsi. Ha ugyanilyen mennyiség egyszerre ömlik ki, akkor a vízszintes irányú mozgás lesz az uralkodó. A szivárgás folyamán az áteresztő-pórusokban összefüggő olajfázis jön létre, a folyamat végén pedig a talaj olajvisszatartó képességének megfelelő mennyiség marad meg az átitatott rétegekben. A visszatartott anyag zöme, mint maradványforma, a talajrészecskék felületén bevonatként és a pórusok egy részében található (maradék olaj), a levegővel telt pórustérben pedig az illékony vegyületek gőze van jelen. Ha a beszivárgó olaj mennyisége nagyobb, mint amennyit a talajvíz fölötti rétegek vissza tudnak tartani, a szivárgás egészen a talajvízig terjed. A mozgás azonban a víztükör fölötti „támaszkodó” kapilláris zónában – a kapillárisok nagy víztelítettsége miatt – lelassul. Emiatt az olaj itt jelentősen feldúsul‚ és egy összefüggő, önálló fázist képez. További szivárgás esetén pedig a talajvíz felszínén olajlencse is kialakul (15.8. ábra c). A beszivárgó olaj tehát különböző mozgékonyságú formákban és a talaj mindhárom fázisában jelen lehet. Előfordul mint • önálló folyékony fázis a pórustérben, • a talajrészecskékhez kötött formában, • elkülönülten egyes pórusokban, • a talajnedvességben oldott szennyeződésként, • a talajlevegőben gőz állapotban, • a talajvízen úszó olajlencse formájában, • a talajvízben oldott szennyeződésként.

2.3.2. Az olajszennyeződés szétterjedésének becslésére szolgáló paraméterek

317 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajszennyeződés, talajtisztítás

Az olaj mozgékonysága. A talajban az olajtermékek mozgékonysága – egyébként azonos körülmények esetén – elsősorban a dinamikai viszkozitásuktól függ, az egyes komponenseké pedig a vízoldhatósággal és az illékonysággal van szoros összefüggésben. A különböző szerves folyadékok egyes fizikai jellemzőit és vízhez viszonyított relatív mozgékonyságát áttekintve (15.4. táblázat) kitűnik, hogy a viszkózus dízelolaj, valamint a nehéz fűtőolaj és a nyersolaj sokkal lassabban, a benzin viszont gyorsabban mozog, mint a víz.

15.4. táblázat - Néhány szerves folyadék fizikai jellemzői és a vízhezviszonyított relatív mozgékonysága 20 °C-on Sűrűség,

Oldhatóság vízben

Dinamikai viszkozitás

g/cm3

g/kg

mPa ∙ s

0,9982

–

1,005

1

0,725–0,785

50–500

0,65

1,54

Dízelolaj

0,82–0,86

4–50

2,8–6,4

0,36–0,15

Fűtőolaj

0,92–0,95

–

21–34

0,05–0,03

Nyersolaj (Kuvait)

–

–

15

0,067

Tetraklórmetán

1,555

–

0,969

1,62

O-diklórbenzol

1,306

1,34

1,0656

1,23

Benzol

0,8790

1,78

0,652

1,36

Anyag

Víz Benzin

Relatív mozgékonyság

Mivel az olaj legtöbb komponense hidrofób‚ és csak gyengén vízoldható, a mozgást fékező adszorpció is (ugyanúgy, mint az apoláris molekulákból álló egyes peszticideknél) főként a hidrofób kötőerőknek tulajdonítható. A talaj olajáteresztő képessége. Ha két egymással nem elegyedő folyadék (pl. olaj és víz) van egyidejűleg a talajban, mindkét folyadékra nézve kisebb az áteresztőképessége annál, mint amikor az adott folyadék csak egyedül van jelen. Ebből következően a talajnak az olajat és egyéb folyékony szénhidrogéneket áteresztő képessége a víztartalomtól függően, illetve a vízáteresztő képessége olajtartalomtól függően is változik. A változás mérőszáma az ún. relatív áteresztőképesség, ami csak az egyik folyadék jelenlétében mérhető áteresztőképesség %-ában (vagy annak törtrészeként) kifejezett jellemző. A relatív áteresztőképesség, valamint a talaj víztelítettsége vagy olajtelítettsége közötti összefüggéseket a 15.9. ábra mutatja be. Ebből kitűnik, hogy az olajra vonatkozó relatív áteresztőképesség annál nagyobb, minél nagyobb az olaj részaránya a pórustérben‚ és minél kevesebb a vízé.

15.9. ábra - A talaj relatív áteresztőképességének változása a vízzel való telítettség függvényében

318 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajszennyeződés, talajtisztítás

A talajok olajvisszatartó képessége. A talajok olajvisszatartó képessége a szemcseösszetételtől, az összporozitástól, a pórusméret megoszlástól, a humusztartalomtól és a szerves folyadék (olaj) tulajdonságaitól függ elsősorban, értékét azonban a talaj nedvességtartalma is módosítja. A finomszemcsés talajokban általában több olaj marad vissza, mint a durvább textúrájúakban. A könnyű, kis viszkozitású termékek (benzinek) pedig kevésbé kötődnek meg, mint a nagyobb viszkozitású olajok. Néhány szemcsecsoport kerozin-visszatartó képessége pl. a következő: homokos kavics 8 liter/m3, durva homok 15 liter/m3, közepesen finom homok 25 liter/m3, finom homok 30 liter/m3, iszap 40 liter/m3. Olajszennyezés által veszélyeztetett és/vagy szennyezett területeken célszerű a talaj olajvisszatartó képességét (OKt) laboratóriumban meghatározni. A kísérleteket természetes szerkezetű talajmintákkal és a tényleges vagy potenciális szennyezőanyagokkal kell végrehajtani. A kapott értékek felhasználásával becsülni lehet a szennyeződött talaj térfogatát:

(15.1. egyenlet) ahol: Vszt = az elszennyeződött talaj térfogata, m3; V ol = a kifolyt olaj térfogata, m3; p’ = a talaj porozitása, viszonyszám (pórus-%/100); OKt = a talaj olajvisszatartó képessége, m3 olaj/ m3 talaj. Az olaj beszivárgási mélysége (X) pedig

319 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajszennyeződés, talajtisztítás

(15.2. egyenlet) amiből látható, hogy az X fordítva arányos az olajvisszatartó képességgel, a folyadék viszkozitásával és az olajáram keresztmetszetével. Jelölések: X = a behatolási mélység, m; A = a lefelé hatoló olajáram keresztmetszete, m2; η = a folyadék dinamikai viszkozitása. (A benziné: 0,6; a könnyű ásványolajé: 2,0; a dízel olajé: 2,8–6,5).

3. Talajtisztítási módszerek A szennyezett talajok megtisztítása (dekontaminációja) főként a korábban ipari célra használt területeken, egyes hulladéklerakó helyeken, ill. a jelenlegi ipari üzemek, repülőterek stb. környékén válhat szükségessé, elsősorban a talajvíz védelme miatt vagy akkor, ha lakótelepet kívánnak építeni a területre. A szennyeződésből eredő károk elhárítását célzó módszereket, a beavatkozáscélja szerint, három csoportra oszthatjuk: • a szennyezőanyagok továbbterjedésének megakadályozása (lokalizáció), ami az anyag tulajdonságaitól függően megoldható felszíni takarással vagy a szennyeződés alatti szigeteléssel; • a részleges mentesítés (pl. az olajlencse kitermelése) és • a terület teljes dekontaminációja. A talajtisztítás történhet a talaj kiemelése nélkül (in situ) vagy a szennyezett talaj kiemelése után (ex situ). Az utóbbi esetben • a telephelyen kivitelezett/kivitelezhető (on site) és • a területtől távolabbi helyen, a talaj elszállítása után, alkalmazott (offsite) tisztítási eljárásokat ismerünk. Alapelvük szerint a módszereket 4 csoportba lehet sorolni. a) A pneumatikus eljárásokat már hosszabb idő óta alkalmazzák a könnyen illó szerves anyagokkal szennyezett talajok megtisztítására. A vákuumkutakkal létrehozott kis nyomással a helyszínen (in situ) elszívják az illékony anyagokban gazdag talajlevegőt, amelyet helyben, aktívszén-szűrőkkel tisztítanak meg. A dekontaminálás hatása, a viszszanyert szennyezőanyag mennyisége alapján, viszonylag könnyen kimutatható. A hatásfok nagymértékben függ a talajviszonyoktól. b) A termikus eljárások a talajban lévő káros anyagok elbontására alkalmasak. Az eljárás elve az, hogy a káros anyagokat magas hőmérsékleten oxidálják, illetve gázfázisba viszik át, és ezután termikus utókezeléssel szétroncsolják. A termikus módszer nem alkalmas a fémekkel erősen szennyezett talajok kezelésére. c)  A leggyakrabban alkalmazott módszer a talajmosás (extrakció). A talajmosásnál a káros anyagok nem bomlanak le és nem alakulnak át, hanem azzal a szemcsefrakcióval együtt választják le a szennyeződéseket, amelyekre túlnyomórészt adszorbeálódtak. Ha a talajban nagy az agyagfrakció mennyisége, a rendelkezésre álló berendezésekkel nem oldható meg a talajmosás. Az átmosás eredményessége és hatékonyságának növelése céljából sokszor szükség van szennyezőanyagspecifikus adalékok alkalmazására is. A leggyakrabban használt adalékanyagok: savak, lúgok, felületaktív anyagok és alkalmas kelátképzők. A különböző talajmosó berendezések elsősorban az osztályozó és elválasztó egységek kialakításában térnek el egymástól. d) A biológiai eljárások a talajban felhalmozódott szerves vegyületek gyorsított lebontását célozzák. Ez történhet a már meglévő baktériumok aktivizálásával és optimalizálásával, valamint alkalmas mikroorganizmusok bevitelével. A lebontási folyamat hatékonyságához különösen fontos a mikroorganizmusok optimális életfeltételeinek kialakítása. A biológiai eljárásokat egyaránt alkalmazzák talajkitermeléssel, illetve anélkül (on site/off site, illetve in situ). A talajkiemeléssel (off site) működő biológiai kezelés az ún. prizmás

320 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Talajszennyeződés, talajtisztítás

módszer szerint történik. Ekkor az elszennyezett talajt prizmákba rakják a talajvíz fölötti, elszigetelt területen, majd baktériumkultúrákkal „kezelik”. Az eljárástól függően különböző előkezeléseket alkalmaznak: például talaj homogenizálása, tápanyag- és baktériumhozzáadás, szivárgóvíz-keringtetés, levegőztetés és átrakás. Sokszor az eltávozó levegőt is elszívják és megtisztítják. A különböző tisztítási módszerek alkalmazásának lehetőségeit és hatékonyságát a szennyezőanyagok minősége szabja meg (15.5. táblázat).

15.5. táblázat - A tisztítási eljárások hatékonysága Mikrobiológi ai

Megkötés, stabilizálás

Oldószeres extrakció

Alacsony hőmérséklet

Magas hőmérséklet

B

C1

B

B

A

Halogénezett PCB-k, dioxinok, furánok és amiből ezek keletkeznek

B

C1

B

C3

A

Halogénezett fenolok, aminok és egyéb poláris aromás vegyületek

B

C1

B

B

A

Halogénezett alifás vegyületek

A

X

B

A

A

Ciklusos halogénezett alifás éterek, észterek, ketonok

C2

C2

B2

C3

A

Heterociklusos és egyszerű nem halogénezett aromás vegyületek

A

X

A

A

A

Többgyűrűs aromás vegyületek

A

C1

B

C

A

Poláris, nem halogénezett egyéb szerves vegyületek

A

C1

B

B

A

Nem illékony fémek

X

A

B

C3

C3

Illékony fémek

X

A

B

C3

X

Szennyező anyagok Apoláris halogénezett aromás vegyületek

A = a hatásosság bizonyított, B = potenciálisan hatásos, C = a hatásosság nem bizonyított, X = nem ajánlott a környezetre gyakorolt káros hatásai miatt. 1. Utalások vannak arra, hogy ezek az eljárások bizonyos szituációkban hatékonyak lehetnek. 2. Nincsenek közvetlen adatok. Az ilyen fizikai és kémiai tulajdonságú vegyületekkel szerzett tapasz talatok arra utalnak, hogy egyes esetekben ezek a technikák bizonyos mértékig hatásosak lehetnek. 3. Ezen vegyületek fizikai és kémiai tulajdonságaiból arra lehet következtetni, hogy az itt megnevezett eljárások nem hatásosak.

321 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

16. fejezet - Az öntözés talajtani vonatkozásai Öntözött területeken megnő a talaj nedvességtartalma, intenzívebbé válik a vízforgalom és az oldott anyagok mozgása, megváltozik a hő- és levegőgazdálkodás, ez pedig kihat a talaj kémiai, fizikai és biológiai sajátságaira. Mindezek eredményeként változik (növekszik vagy csökken) a talaj termékenysége. A szakszerű öntözés nemcsak a nagyobb termések elérését teszi lehetővé, hanem – a talajra gyakorolt kedvező hatásai révén – évről évre növelheti a talaj termékenységét is. Ilyen esetekben a termékenység szempontjából kedvezőtlen folyamatok (pl. a szikesedés, az erős oxidáció) visszaszorulnak. Elég gyakoriak azonban az olyan esetek is, amikor a természeti adottságok – ezek között a talajtulajdonságok – figyelmen kívül hagyása káros folyamatok megindulásához vezet, és a talaj termékenysége olyan mértékben csökken, hogy az öntözést meg kell szüntetni. A fentiekből is kitűnik, hogy az öntözés eredményességét a talajadottságok döntően befolyásolják, ezért igen fontos az öntözés talajra kifejtett hatásainak vizsgálata.

1. Az öntözés hatása a talajra Az öntözés sokrétű, összetett hatást gyakorol a talajra. A talaj és az öntözővíz kölcsönhatásában – a talajadottságok mellett – fontos szerepe van • az öntözővíz mennyiségének és minőségének, • a talajvíz felszíntől mért távolságának, mozgásának és kémiai összetételének, • az öntözéses gazdálkodás színvonalának, valamint • az öntözés módjának és gyakoriságának is. A rendszeres öntözés hatással van • a talaj vízforgalmára, • a talaj fizikai tulajdonságaira, • a kémiai tulajdonságokra (tápanyagforgalom, sóforgalom és sóösszetétel), de módosíthatja • a talajképződés irányát, intenzitását is. Az említett változások egy része kedvező, más részük kedvezőtlen a talaj termékenysége szempontjából. Éppen ezért, mind a területek kijelölésekor, mind az öntözés gyakorlatában körültekintően kell eljárni, hogy a káros hatások egyáltalán ne, illetve csak a lehető legkisebb mértékben jelentkezhessenek.

1.1. Az öntözés hatása a vízforgalomra Az öntözés következménye legszembetűnőbben a talaj nedvességtartalmának megváltozásában érzékelhető. Öntözött területeken tartósan megnő a talaj hasznosvíz-készlete (DV), ami nemcsak a növényzet vízellátása és az oldódási folyamatok szempontjából kedvező, hanem fokozza a talaj biológiai aktivitását is. Mivel nemcsak a vízhiány, hanem a rendszeres túlnedvesedés is károsan befolyásolja a talaj fizikai, kémiai és biológiai állapotát, az öntözés helyes végrehajtásához feltétlenül ismerni kell a talaj fontosabb vízgazdálkodási jellemzőit (vízkapacitás, holtvíz, hasznosítható vízkészlet, szemcseösszetétel, szerkezet, pórustérfogat, vízbefogadó és vízvezető képesség). Túlöntözéskor a vízfölösleg a talaj tulajdonságaitól (kötöttségétől, vízelnyelő- és vízáteresztő képességtől) függően, vagy a felszínen gyűlik össze, vagy a mélyebb talajrétegekbe szivárog. Ez részint • vízpazarlást és többletköltséget jelent, másrészt 322 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Az öntözés talajtani vonatkozásai

• elősegíti az oldható sók és a tápanyagok kimosódását, • előidézheti a talajvízszint lényeges emelkedését, ami nemegyszer károsan hat a szomszédos területek hidrológiai állapotára is. Túl nedves (anaerob) körülmények között túlsúlyba kerülnek a kedvezőtlen redukciós folyamatok (anaerob szervesanyag-bontás; Fe-, Mn-redukció, szulfátredukció stb.).

1.2. Az öntözés hatása a fizikai tulajdonságokra A rendszeres öntözés talajfizikai hatása elsősorban a talaj szerkezetének, pórusviszonyainak és vízvezető képességének változásában (kisebb-nagyobb mértékű romlásában) jut kifejezésre, s többször megfigyelhető az ásványi szemcsék bizonyos fokú térbeli átrendeződése is. A talaj szerkezetének romlását, egyrészt a vízcseppek mechanikai ütő/nyomó hatása, másrészt a víz oldóhatása idézheti elő. A szerkezet károsodása – még jó szerkezetű talajoknál is – különösen szembetűnő akkor, ha az öntözővíz száraz talajra kerül, mivel a száraz aggregátumokat a mohó vízelnyelés következtében összepréselődött levegő szétrobbantja. Az apró részek azután már könynyebben elmozdulnak és a talaj felszíne szétiszapolódik. További szerkezeti károsodást okoz a túl nedves állapotban végzett talajművelés, a redukciós folyamatok uralomra jutása, a Na-ionok esetenkénti felhalmozódása stb. A szerkezet rombolódása megfelelő agrotechnika alkalmazásával, valamint az öntözés időpontjának, illetve az öntözés módjának és a vízadagolás sebességének helyes megválasztásával (a vízáramlás lassításával, a cseppnagyság csökkentésével) nagymértékben ellensúlyozható. A lefelé áramló nedvesség a szétiszapolódott talaj finomabb részecskéinekegy részét elmozdítja, s bizonyos mértékben átrendezi. Felületi öntözésnél vagy túlöntözött táblákon a víz oldalirányba is elsodorja, így némileg osztályozza a felszíni szemcséket. Ezek a változások különösen olyan területeken jelentősek, ahol kicsi a talajszerkezet vízállósága. A talajfizikai hatások között meg kell említeni az öntözés talajvédő szerepét is, mint kedvező hatást. A megfelelő nedvességi állapotú talaj jobban ellenáll az erózió és defláció talajpusztító hatásának. (Homokterületeken eredményesen alkalmazzák a kis vízadagokkal megoldható, ún. homoklefogó öntözést ).

1.3. Az öntözés hatása a sóforgalomra A talajba került öntözővíz egyrészt hígítja a talajoldatot, másrészt a vízzel bevitt oldható sók megváltoztatják a talaj eredeti sóösszetételét (módosul a kationok és anionok abszolút mennyisége és a különböző ionok aránya). A leszivárgó víz ezután magával viszi a sók egy részét, ezért változik a sók mélységbeli eloszlása (a talaj sóprofilja) is. Emiatt – a szilárd fázis és a talajoldat között létrejövő új egyensúlyok kialakulásával – módosul a talaj adszorbeált kation-összetétele. Az ismétlődő öntözések tehát, hosszabb idő után, jelentős változásokat idézhetnek elő a talaj sótartalmában és a sók minőségében. Mindezekből következik, hogy a káros folyamatok kiküszöbölése érdekében az öntözővíz kémiai összetételének, a talaj tulajdonságainak és az öntözési technikának összhangban kell lenni. Számos példa van arra, hogy a nagy Na-tartalmú szikes vagy sós vizek rendszeres alkalmazása, illetve a szikes talajvíz szintjének emelkedése az öntözött talaj termékenységét jelentősen csökkenti.

1.4. Az öntözés hatása a tápanyagforgalomra A kedvezőbb vízellátás és a megfelelő víz/levegő arány mellett élénkül a talajélet, és megnő az oldatba kerülő tápanyagok mennyisége. Ezért, mind a szerves kötésű, mind a nehezen oldható ásványi sók formájában található tápanyagok felvehetősége javul, feltáródásuk meggyorsul. Ebből következően több tápanyagot tud felvenni a növény és nagyobb lesz a termés.

323 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Az öntözés talajtani vonatkozásai

A talajt rendszeresen átnedvesítő szivárgó víz ugyanakkor elősegíti a tápanyagok (különösen az ásványi nitrogén) mélyebbre mosódását. Az öntözővíz adagolását ezért úgy kell megoldani, hogy káros mértékű tápanyag-kimosódás ne következzék be. Túlöntözött talajokban viszont, a levegőtlenség miatt, kedvezőtlen a mikrobiológiai tevékenység, vontatottá válik a tápanyagok feltáródása, s csökken a felvehető formák mennyisége.

1.5. Az öntözés hatása a talajképződésre A rendszeres öntözés következtében megváltozhat a talajképződés iránya is. Másodlagos rétiesedés. Olyan esetekben, amikor a viszonylagos vízbőség tartós és a nem sós talajvíz közelebb kerül a felszínhez, a réti talajok képződését előidéző folyamatok (anaerob körülmények, s az ezzel együttjáró kémiai és biokémiai változások) válnak uralkodóvá. Ezt a jelenséget az öntözött talaj rétiesedésének vagy másodlagos rétiesedésnek nevezzük, ami gyakran megfigyelhető öntözött csernozjom vagy öntéstalajokon. Elvizenyősödés. Elhanyagolt öntözőrendszerekben, ahol a csatornahálózat nem megfelelő – a gyakori túlöntözés és a szivárgás miatt – a talajvíz elérheti a mélyebb fekvésű területek felszínét, s megindul ezek elmocsarasodása vagy láposodása. (Másodlagos mocsarasodás, illetve másodlagos láposodás.) Láposodás igen gyorsan kialakulhat olyan talajokon, amelyeknél már eredetileg is a réti talajképződés volt uralkodó. A folyamat elsősorban helytelenül üzemeltetett rizstelepeken és rossz vonalvezetésű öntözőcsatornák mentén figyelhető meg, és a vízi gyomok, illetve a sás, nád stb. elszaporodásával jár. Ez a kedvezőtlen változás kellő körültekintéssel, megfelelő műszaki és technikai feltételek biztosításával kiküszöbölhető. Másodlagos szikesedés. Az öntözött talajok egy részén, a szikes–sós talajvíz szintjének emelkedése következtében vagy a nem megfelelő minőségű (nagy só- és/vagy nátriumtartalmú) öntözővíz hatására, kifejezett szikesedés léphet fel (másodlagos szikesedés). A másodlagosan elszikesedett talajok javítása igen nehéz és költséges, ezért mindenképpen törekedni kell a megelőzésre. Az öntözés kedvező vagy kedvezőtlen hatásait – az előzőek alapján – a 16.1. táblázat foglalja össze. Hangsúlyozni kell, hogy nem az öntözés, hanem annak helytelen, szakszerűtlen alkalmazása okoz károkat és csökkenti a talaj termékenységét.

16.1. táblázat - Az öntözés kedvező és lehetséges kedvezőtlen hatásai a talajra Kedvező hatások

Kedvezőtlen hatások

• A növény jobb vízellátása • Fokozott tápanyag-feltáródás tápanyagfelvétel • A káros sók kilúgozása

• Szerkezetrombolás, a feltalaj vízgazdálkodásának romlása és • A tápanyagok esetleges kilúgozása • A túlöntözés káros következményei (redukció, talajvízszint emelkedés, elvizenyősödés) • Szikesedés

• Erózióval, deflációval szembeni talajvédő hatás

2. Az öntözővíz minősége Az öntözésre használt víz mindig tartalmaz több-kevesebb oldott anyagot. Legnagyobb mennyiségben Ca2+, Mg2+, Na+ és K+ kationok, valamint Cl–, HCO3–, SO42– (ritkábban CO32–) anionok találhatók benne. A víz talajkémiai hatása elsősorban sótartalmától, a sók minőségétől (az ionösszetételtől), valamint a talaj tulajdonságaitól és az éghajlattól függ, módosító tényező a kiadagolt víz mennyisége, az öntözés módja és gyakorisága.

2.1. Az öntözővíz kémiai jellemzői A víz minőségét elsősorban a következő jellemzők alapján lehet megítélni: 324 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Az öntözés talajtani vonatkozásai

• az összes oldott sótartalom, • az effektív Ca + Mg-tartalom, • a víz relatív Na-tartalma (Na%), • a Na-adszorpciós arány (SAR), • a lúgosan hidrolizáló alkáli sók összmennyisége (Sz e), • a Mg-ionoknak a Ca + Mg-hoz viszonyított relatív mennyisége (Mg%). 1. Az öntözővíz sótartalma. Az öntözővíz sótartalmát koncentációegységekben vagy az elektromos vezetőképességgel lehet kifejezni. A leggyakrabban használt mértékegységek: mg/l, g/l, ill. mS/cm (millisiemens/cm). Ritkábban alkalmazott mértékegység a: mgeé/l. A milligramm-egyenértékben megadott sókoncentráció egyenlő az oldott Ca-, Mg-, K- és Na-ionok mgeé/l-ben kiszámított koncentrációjának A víz elektromos vezetőképessége (EC) és sókoncentrációja (c) között lineáris az összefüggés, azaz (ha EC < 4): (16.1.a. egyenlet) és (16.1.b. egyenlet) ahol: EC mértékegysége mS/cm = dS/m, ami a régebbi angolszász irodalomban használt: mmho/cm-nek felel meg. A víz sótartalmára vonatkozóan nem lehet általános érvényű határértékeket megszabni, mert azt a mindenkori talajtulajdonságok, a kiadagolt víz mennyisége, az éghajlati adottságok stb. is nagymértékben befolyásolják. Minél jobb a talaj természetes vagy mesterséges drénezettsége, és minél több a csapadék, annál több sót vihetünk az öntözővízzel a talajba. Ebből következően a durvább szemcseösszetételű, ill. a jó szerkezetű, jó vízáteresztő talajok nagyobb sótartalmú vízzel is öntözhetők. Kötött, tömődött talajon viszont csak kis sótartalmú víz alkalmazható káros következmény nélkül. Hazai éghajlati és talajviszonyaink között, általában nem következik be a sófelhalmozódás akkor, ha az öntözővíz sókoncentrációja nem haladja meg az 500 mg/l (0,781 mS/cm) értéket. Mély talajvizű, laza talajokon azonban ennél nagyobb: 800–1000 mg/l (1,25–1,56 mS/cm) sótartalmú víz használata is megengedhető. 2. Effektív Ca + Mg-koncentráció. Kísérletek és számítások szerint az öntözővíz Ca- és Mg-ionjainak egy része (átlagosan a HCO3 + CO3-ionok 1/4 részével egyenértékű hányada) CaCO3 és MgCO3 formájában kicsapódik a talajban (Thorne és Thorne, ill. Filep), ezért a víz hatékony Ca- és Mg-tartalma sokszor jóval kisebb a mért összes mennyiségnél. Az effektív (Ca+Mg) koncentráció becslésére a következő egyenlet használható: (16.2.a. egyenlet) vagy bevezetve a (HCO3 + CO3) = alkalinitás = Alk jelölést, (16.2.b. egyenlet) A (16.2.b) felhasználásával számított effektív sókoncentráció pedig: (16.2.c. egyenlet) A képletekben az egyes ionok koncentrációja (ugyanúgy, mint a további jellemzők számítására alkalmas összefüggésekben) mgeé/l egységekben van kifejezve. Az ionok vegyértékét – célszerűségi okokból – nem tüntetjük fel.

325 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Az öntözés talajtani vonatkozásai

3. Az öntözővíz relatív Na-tartalma. A víz összetétele akkor kedvező, ha kevés Na-iont tartalmaz. A szikesítő hatás szempontjából azonban elsősorban nem a Na-ionok abszolút mennyisége, hanem a többi kationhoz viszonyított részaránya (a víz Na%-a) a döntő. Ennek kiszámítása az alábbi összefüggés szerint történik:

(16.3. egyenlet) A Na% megengedhető értéke a víz sótartalmától és az öntözendő talaj tulajdonságaitól függ. Magyarországon kis sótartalmú vizeknél a Na% átlagosan, mintegy 40–50% körüli lehet. Ha a Na%-ot az effektív (Ca + Mg)-koncentráció figyelembevételével számítjuk ki – a víz kation- és anionösszetételétől függően – az előzőnél nagyobb értéket kapunk, mivel

(16.4. egyenlet) 4. A víz szikesitő hatásának kifejezésére – a Na% helyett – külföldön a Gapon-egyenletből származó nátriumadszorpciós arányt (Sodium Adsorption Ratio) használják. Jelölése: SAR.

(16.5.a. egyenlet) A SAR-érték kifejezésre juttatja azt a törvényszerűséget, hogy a víz koncentrációjának emelkedésével fokozódik a szikesítő hatása. (Ugyanolyan relatív Na-tartalmú, de kétszer olyan össz-sókoncentrációjú víz SAR-értéke – a fele akkora sótartalmú víz SAR-jének – 1,41-szeresére, -szeresére emelkedik). Az effektív nátriumadszorpciós arányt (SAReff) pedig a következő összefüggés adja:

(16.5.b. egyenlet) 5. Szódaegyenérték vagy maradék Na-karbonát-egyenérték(Sz e ). A jó öntözővízben nem lehetnek fenolftalein-lúgosságot okozó sók. A fenolftalein-lúgosságot nem mutató vizek is tartalmazhatnak azonban erősen szikesítő hatású Na-sókat (elsősorban NaHCO3-ot). Ennek mennyisége, az ún. szódaegyenérték, a következőképpen becsülhető: (16.6. egyenlet) A képletből következik, hogy csak azokban a vizekben van maradék nátriumkarbonát, amelyekben a: (HCO3 + CO3) > (Ca + Mg). A jó minőségű öntözővizekben a szódaegyenérték kisebb 1,25-nél. 6. Mg%. Nagy magnéziumtartalmú öntözővízből jelentős mennyiségű Mg-ion adszorbeálódhat talajkolloidokon, ezért kívánatos, hogy a Mg-ionok mennyisége jóval kisebb legyen, mint a Ca-ionoké.

a

A vízben a magnéziumkoncentrációt tehát nem az összkation tartalomhoz, hanem csak a két vegyértékű fémek összmennyiségéhez viszonyítva értékeljük, azaz

(16.7. egyenlet) Amennyiben a Mg% 40–50 körüli, néhány talajon (pl. kötött réti talajokon) kérdéses a víz alkalmazhatósága.

2.2. Az öntözővizek javítása

326 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Az öntözés talajtani vonatkozásai

Esetenként a gyengébb minőségű öntözővizek felhasználása is szükségessé válhat. Ezek a (nagy sótartalmú vagy szikes) vizek viszont legtöbbször, csak megfelelő javítás után használhatók fel káros hatás nélkül. A sós öntözővizek javítása jó minőségű víz hozzáadásával, hígítással történhet. A kis sótartalmú, de Na-ban gazdag szikes vizek javításához pedig kémiai anyagok (oldható kalciumvegyületek) alkalmazása szükséges. Hígításos vízjavítás. A sós öntözővizeket – közvetlenül a talajra juttatás előtt – kis sótartalmú, jó minőségű vizekkel felhígítjuk annyira, hogy a hígított víz sótartalma legalább 500 mg/l-re, illetve 1000 mg/l-re csökkenjen. A hígítási arány (n) kiszámításához a hígító és a hígítandó víz sótartalmának ismerete szükséges. Levezethető, hogy

(16.8. egyenlet) A képletben ce = az eredeti (hígítandó) víz koncentrációja, ch = a hígító víz sókoncentrációja, cj = a javított (hígított) víz tetszőlegesen ( rendszerint 500, vagy 1000 mg/l-nek választott) elérendő sókoncentrációja, EC= a víz elektromos vezetőképessége. Ha pl. a ce = 3000, ch = 250 mg/l, s a hígított víz 1000 mg/l-es koncentrációját kívánjuk biztosítani (azaz cj =1000 mg/l), mintegy 4-szeres; 500 mg/l eléréséhez pedig 10-szeres hígítás szükséges (10 térfogatrész hígító + 1 térfogatrész eredeti víz). A szikes vizek kémiai javításához gipszet, CaCl2-ot stb. kell használni. Az oldatba került Ca-ionok kedvezően befolyásolják a Na/Ca arányt, és a víz szikesítő hatása megszüntethető. A lúgosan hidrolizáló Na-sókat (Na2CO3-ot és/vagy NaHCO3-ot) tartalmazó szikes víz javításához szükséges Ca-vegyület mennyiségét (x) a szódaegyenértékből kiindulva lehet számítani: (16.9. egyenlet) ahol: E = a javítóanyag egyenértéktömege (gipsz esetén ez = 86,1); x = a javítóanyag mennyisége, mg/l vagy g/m3. Sok esetben az olyan szikes víz javítása is szükségessé válhat, amelyikben számított szóda (Sz e) nincs, de nagy mennyiségű nem hidrolizáló Na-sót tartalmaz (Na% > 50), vagy ami ezzel egyenértékű: Na/(Ca + Mg) > 1. Ilyen esetekben annyi javítóanyagot kell adni a vízhez, hogy hatására a Na% 50-nél kisebb legyen. A javítóanyag-szükséglet megadásánál – szerintünk – a víz tényleges Ca-hiányát (Cath) kell alapul venni, ami a (16.10. egyenlet) összefüggésből adódik. (A Cath értéket mgeé/l-ben kapjuk). Az ebből számított javítóanyag-szükséglet (x,) pedig: (16.11. egyenlet)

2.3. Az öntözővíz minősítése A 16.2.1. fejezetben említett kémiai jellemzők információtartalmát mérlegelve kitűnik, hogy az öntözővíz minőségének elbírálásához mindenekelőtt a három alapjellemző: • a víz sókoncentrációja vagy elektromos vezetőképessége, • a Na% és • az SAR értékének figyelembevétele szükséges. A Na+-felhalmozódás veszélyének (a víz szikesítő hatásának) becslésére a különböző vízminősítési rendszereknél a SAR és a sókoncentráció, vagy a Na% és a sókoncentráció szolgál. Nyilvánvaló azonban, hogy 327 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Az öntözés talajtani vonatkozásai

jóval több gyakorlati információt nyújt a három alapjellemző (a sókoncentráció, a Na% és a SAR) összesített értékelése. A 16.1. ábrán a korábbi vízminősítési irányelvek és a talaj/öntözővíz kölcsönhatással kapcsolatos szakirodalmi adatok alapján végzett számítások eredménye látható. Az ábra szerint a különböző minőségű öntözővizeket, a sókoncentráció és a SAR-érték alapján, négy nagy csoportba lehet besorolni.

16.1. ábra - Öntözővíz-minősítési diagram (FILEP SZERINT). I. Minden esetben alkalmazható; II. Csak egyes talajok öntözésére használható, javítás után minden esetben alkalmas; III. Javítás után is csak egyes talajok öntözésére alkalmas; IV. Öntözésre nem használható. (H = higítással javítható; G = gipszezéssel javítható)

I. csoport. Kifogástalan, bármilyen talaj öntözésére használható a víz, ha: a sókoncentráció < 500 mg/l (azaz EC ≤ 0,78 mS/cm) és az SAR ≤ 2. A megengedhető-Na% a sókoncentrációtól, ill. a víz elektromos vezetőképességétől függ. Pl.: ha a sókoncentráció 500 mg/l (EC = 0,78 mS/cm), a Na% ≤ 40; 250 mg/l (EC = 0,5 mS/cm) sótartalom mellett pedig Na% < 47 lehet stb. II. csoport. Csak egyes talajok öntözésére alkalmas, de javítás után minden esetben használható öntözővizek. Ebben a kategóriában három alcsoportot lehet megkülönböztetni. II.a) Homok- és jó vízálló szerkezetű vályogtalajok öntözésére (ahol a talajvíz mélyen van), javítás nélkül felhasználható a víz akkor, ha: a sókoncentráció 500–1000 mg/l (EC = 0,78–1,6 mS/cm), az SAR < 2, a Na% ≤ 25–40. Szakszerű hígításután pedig, mivel a sókoncentráció és az SAR az I. csoportra jellemző értékre csökken, bármilyen talaj öntözésére alkalmas. 328 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Az öntözés talajtani vonatkozásai

II.b) Ha a víz sókoncentrációja kisebb 500 mg/l-nél (EC < 0,78 mS/cm), de az SAR 2 és 4 közötti, Na%-a pedig (a sótartalomtól függően) 40–75 közé esik, javítás nélkül csak szikes legelők öntözésére használható. Nem szikes talajok öntözése esetén szükséges a víz kémiai javítása. (Javítás után valamelyest megnő a sókoncentráció, a Na% viszont jelentősen csökken). II.c) Nem szikes talajok öntözésére csak hígítás és/vagy kémiai javítás után alkalmas a víz akkor, ha a sókoncentrációja 350–1000 mg/l (EC = 0,47–1,6 mS/cm), a SAR azonban 2–4, a Na% pedig 1000 mg/l koncentrációnál 50 fölötti, kis sókoncentráció esetén ≥ 70%. III. csoport. A javítás után is csak egyes talajok öntözésére használható természetes vizek sókoncentrációja ≤ 2000 mg/l (EC = 3,1), a SAR = 4–8. (Az alcsoportokra jellemző paraméterek számításánál ekkor is a 16.l. ábrát lehet figyelembe venni). IV. csoport. Öntözésre nem használható és nem javítható a víz a nagy sótartalom vagy a nagy Na-tartalom miatt. A mért ionkoncentrációk alapján értékelt vízminőség sokszor – különösen határesetekben – nem ad reális képet a víz szikesítő hatásáról. A hidrogénkarbonát-ionok módosító hatását a HCO3/Ca arány alapján végzett számításokkal vagy a (Ca + Mg) –  0,25(HCO3 + CO3) egyszerű tapasztalati egyenletből (16.2.aegyenlet) kiindulva lehet értékelni. Ez azért szükséges, mert az erősen hidrogén-karbonátos víz más minőségi csoportba kerülhet az effektív sókoncentráció (Σ kateff), illetve a SAReff és az Naeff% értéke alapján, mint ami a mért koncentrációkból megállapítható. Hangsúlyozni kell, hogy mindegyik öntözővíz-minősítési rendszer csak általános irányelvként kezelhető. A víz alkalmazásának feltételeit a helyi körülmények (talajtulajdonságok, éghajlati adottságok, öntözési mód, öntözési rend stb.) is jelentősen befolyásolják.

3. Az öntözés talajtani feltételei Egy terület öntözhetőségének eldöntéséhez szükséges • a talaj fizikai és kémiai tulajdonságainak, • a talaj természetes drénezettségének (vízáteresztő képességének, a talajvízszint mélységének) és a • felszín domborzati viszonyainak ismerete. Az öntözés lehetőségét, kivitelét és módját talajtani szempontból elsősorban: • a talaj fizikai és vízgazdálkodási tulajdonságai (ezek közül is a szemcseösszetétel, a vízkapacitás térfogat%ban, a hasznosítható vízkészlet a VK%-ában, a vízvezető képesség mm/óra), valamint • a talaj kémiai tulajdonságai (az oldható sók mennyisége, minősége és szelvénybeni eloszlása, illetve a kicserélhető Na-ionok abszolút és relatív mennyisége), • az öntözővíz minősége (kémiai összetétele) befolyásolják. Ezek alapján lehet megítélni az öntözés várható hatását és lehet megelőzni a káros folyamatok kialakulását. A talaj vízgazdálkodási jellemzői az öntözés időpontjára és a vízadagolásra vonatkozóan, a talaj kémiai tulajdonságai pedig – összevetve egyes talajfizikai sajátságokkal – az öntözővíz talajra kifejtett hatásának előrejelzéséhez adnak támpontot (16.2. táblázat).

16.2. táblázat - Az öntözés tervezésénél és gyakorlatában figyelembe veendő talajjellemzők Talajjellemzők Gyakorlati következtetés ek nedvesség holtvíz diszponibilis vízkapac vízvezető beáztatás talajoldat kicserél329 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Az öntözés talajtani vonatkozásai

víz

tartalom

Az öntözés időpontja

l

Egyszerre kiadható vízmennyiség

l

l

itás

és mélysége kémiai hető elnyelőösszetétel kationok képesség e

l

l

Az öntözés gyakorisága

l

l

l

Az öntözővíz minőségét befolyásoló mutatók

l

l

l

l

A talaj vízgazdálkodása és az öntözés gyakorisága közötti kvalitatív összefüggéseket a 16.3. táblázat tartalmazza.

16.3. táblázat - A talaj vízgazdálkodási jellemzői és az öntözés megkívánt gyakorisága közötti kapcsolatok (VÁRALLYAY et al.) A Hidraul. víznyelés vez. kép., sebessége, mm/óra mm/óra

Az öntözés gyakorisága

Vízgazdálkodási talajkategória

VKsz tf%

HV tf%

DV tf%

1. Nagy víznyelő képességű, gyengén víztartó talajok (homok)

< 15

<5

5–10

> 500

> 400

gyakran

2. Nagy víznyelő képességű, közepesen víztartó talajok (homokos vályog)

12–25

5–10

10–15

150–500

40–400

közepes gyakorisággal

25–35

10–20

15–22

100–150

4–40

ritkábban

4. Közepes víznyelő képességű, jó víztartó talajok (agyagos vályog)

35–42

20–27

12–17

70–100

0,4–4

ritkábban

5. Közepes víznyelő képességű, erősen víztartó talajok (agyag)

42–50

27–35

10–15

50–70

0,04–0,4

gyakran

6. Rossz víznyelő képességű, erősen víztartó talajok (enyhén szikes talajok)

–

–

–

10–50

0,004–0,04

gyakran

7. Igen rossz víznyelő

–

–

–

< 10

< 0,004

gyakran

3. Jó víznyelő képességű, jó víztartó talajok (vályog)

330 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Az öntözés talajtani vonatkozásai

képességű, igen erősen víztartó talajok (erősen szikes talajok)

3.1. A talajok csoportosítása öntözési szempontból Mivel az Alföldön a sófelhalmozódás és a szolonyecesedés általában a sós/szikes talajvíz hatására alakul ki és csak elvétve jön létre az öntözővízzel bevitt sók következtében, a káros hatások kiküszöbölése érdekében minden esetben meg kell állapítani azt a talajvízmélységet, amely az adott körülmények között még nem idézi elő a talaj szikesedését. Ezt a talajvízszintet kritikus talajvízmélységnek (vagy kritikus vízszintnek) nevezzük. Ha adott területen, a tartós öntözés következtében a talajvíz a kritikus mélység fölé emelkedik, jelentkeznek az öntözés kedvezőtlen hatásai. A kritikus talajvízszint megállapításánál figyelembe kell venni • a talajvíz sótartalmát és Na%-át, • a talaj fizikai és vízgazdálkodási tulajdonságait (vízáteresztő képességét, kapilláris vízemelő képességét), valamint • a talaj kicserélhető-Na-tartalmát, • sótartalmát és a sók minőségét. A talajvíz sókoncentrációja és a kritikus talajvízszint közötti összefüggést – Kovda adatai alapján – a 16.2. ábra szemlélteti.

16.2. ábra - A kritikus mélység alakulása a talajvíz sótartalmával összefüggésben

331 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Az öntözés talajtani vonatkozásai

Általában minél nagyobb a talajvíz sótartalma és Na%-a, és minél kedvezőtlenebbek a talaj fizikai tulajdonságai, annál mélyebben kell lennie a talajvíz szintjének. Az ismertetett elvek és az öntözővíz minőségének figyelembevételével a talajokat a következő 3öntözhetőségi kategóriába lehet besorolni: • öntözésre javasolt, • öntözésre feltételesen javasolt, • öntözésre nem javasolt talajok. I. Öntözésre javasolhatók azok a területek, amelyeken a talaj termékenysége az öntözés következtében várhatóan nem csökken. Azonban ezeken a talajokon is • csak megfelelő minőségű vizet lehet felhasználni és • sem természetes okok, sem mesterséges hatások következtében nememelkedhet számottevően a talajvíz szintje. Ide tartoznak: • folyóink jelenlegi árterületei, • a mély (6 m-nél mélyebb) talajvizű területek (pl. a csernozjomok), • a jó természetes drénezettségű, olyan területek, ahol a talajvíz 4 m alatt van és kis sótartalmú (a sótartalom < 1000 mg/l), valamint 332 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Az öntözés talajtani vonatkozásai

• a talajvíz hatásától mentes homoktalajok. II. Feltételesen javasolható területek. Az öntözés csak akkor nem csökkenti a talaj termékenységét, ha: • a talajvíz szintje mélyebben marad a kritikus vízszintnél és • az öntözővíz megfelelő minőségű. Ilyen területeken előírják a talajvíz szinten tartását vagy süllyesztését. Ezeknél az öntözést általában vízrendezéssel és a talajnedvesség szabályozásával kell összekapcsolni. III. Nem javasolható öntözés akkor, ha az káros folyamatok megindulását vagy erősödését idézné elő, és a kedvezőtlen hatások kiküszöbölése igen költséges lenne (szoloncsák, szoloncsák-szolonyec, kérges réti szolonyec talajok). Kivétel ez alól: • a rizstermesztés, ha az a környező területekre nincs hatással, és az öntözővíz minősége megfelelő az adott talajon, valamint • a sótűrő takarmánynövények (pl. sziki mézpázsit) termesztése.

3.2. Sómérleg, sóforgalom Az öntözés talajra gyakorolt hatásait – különösen a javasolható és a feltételesen javasolható kategóriák határeseteinél – ma még nem lehet pontosan előre meghatározni, ezért szükség van az öntözőtelepek rendszeres ellenőrzésére. Az ellenőrzés feladata a talajok kémiai tulajdonságainak, a talajvíz mélységének, összetételének rendszeres vizsgálata és értékelése. Ezek alapján ki lehet mutatni a talajszelvény sókészletében, valamint a sók mélységbeni elhelyezkedésében (a talaj sóprofiljában) és a sók minőségében bekövetkezett változásokat, felderíthető a változások oka, és lehetőség van a gyors beavatkozásokra. A talaj oldható-sótartalmának adott megfigyelési időszak alatti változása (a sómérleg) kiszámítható a megfigyelési időszak végén és a megfigyelési időszak kezdetén kapott sókészlet különbségéből. A talajok sódinamikájának jellemzésére a mérlegelvet több külföldi és hazai kutató (Darab, Várallyay, Filep, Fekete) alkalmazta. A számítási módszerek kisebb-nagyobb mértékben eltérnek egymástól aszerint, hogy milyen tényezőket vesznek figyelembe, milyen egyszerűsítéseket vezetnek be, illetve az adatokat milyen mértékegységekben fejezik ki. A következőkben az általunk használt – lényegében Kovda alapelveire épülő – számítási módot ismertetjük. Sómérleg. Legyen: Sl= a talajszelvény sókészlete a megfigyelés kezdetén, t/ha-ban; S2 = a szelvény sókészlete (t/ha) a megfigyelési időszak végén, akkor a sókészlet változása (ΔS): (16.11. egyenlet) ahol: a ΔS előtti plusz jel a felhalmozódást, a mínusz jel a kilúgozást jelzi. Nyilvánvaló, hogy ha S2 < S1, a ΔS negatív előjelű (a sókészlet csökkent), ellenkező esetben a sókészlet nőtt. Mivel nálunk a laboratóriumi vizsgálatok során a talaj sótartalmát %-ban (azaz: g só/100 g talaj egységekben) szokás kifejezni, ezeket az adatokat – a talaj térfogattömegének és a talajszelvény vizsgált mélységének figyelembevételével – t/ha-ra kell átszámítani. Az egyszerűsített számítási képletek: (16.12. egyenlet) ahol: ρ = a talaj térfogattömege g/cm3; m = a vizsgált talajréteg (vagy talajszelvény) vastagsága, cm; s 1 és s2 = a megfigyelés kezdetén és végén mért só% (g/100 g). 333 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Az öntözés talajtani vonatkozásai

Sóforgalom. Öntözött területeken a talaj sómérlegének értékeléséhez és sóforgalmának megítéléséhez figyelembe kell venni az öntözővízzel talajba került sómennyiséget (S ö t/ha) is, ami az alábbi összefüggéssel becsülhető:

(16.13. egyenlet) Jelölések: Cö = az öntözővíz sókoncentrációja, g/l; V ö = az öntözővíz térfogata, m3/ha. A sóforgalom nagyságát és jellegét (történt-e kilúgozás, s ha igen, milyen mértékű) öntözött területeken is számszerűen becsülhetjük, ha a sókészlet változását (ΔS) összehasonlítjuk az öntözővízzel bevitt sómennyiséggel (Sö). A sókészlet változása önmagában ui. erre vonatkozóan nem nyújt tájékoztatást, mivel a talaj sótartalmának növekedése esetén is jelentős lehet a kilúgozott sók mennyisége. A talaj sóforgalma (Sf) kifejezhető, mint (16.14. egyenlet) 1. Ha a sómérleg pozitív (+ ΔS), a talaj sókészlete nőtt ugyan, a sóforgalom azonban negatív, pozitív és nulla is lehet. Amennyiben + ΔS < Sö, akkor a sóforgalom negatív, azaz (16.15.a. egyenlet) Tehát az öntözővízzel talajba juttatott sók egy része (a sókészlet növekedése ellenére) kimosódott a szelvényből. Ha pedig + ΔS > Sö, akkor az előző képletből következően (16.15.b. egyenlet) vagyis az öntözővíz sótartalmán kívül a sós altalajból vagy a talajvízből származó sók is hozzájárulnak a sókészlet növekedéséhez. Ha + ΔS = Sö, akkor Sf = 0. 2. Negatív sómérleg esetén nemcsak az öntözővízzel bevitt sók, hanem a talaj eredeti sókészletének egy hányada is kilúgozódott a vizsgált rétegekből, azaz (16.15.c. egyenlet) Sómérleg készíthető: • a talajszelvényre (globális sómérleg), amikor a szelvény átlagos sókészletét – lehetőleg a talajvízig – vesszük figyelembe, • az egyes talajrétegekre (szintenkénti sómérleg), illetve • egyes ionokra (Na+, Ca2+, Cl– stb.) számított globális, vagy szintenkénti mérlegként. Öntözésnél a Na+-és Ca2+ ionmérlegnek van elsősorban jelentősége.

334 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

17. fejezet - A víz- és szélerózió elleni védekezés 1. A vízerózió elleni védekezés A víz által előidézett talajpusztulás ellen való védekezés módja a kiváltó és befolyásoló tényezők milyenségéből következik. Az egyes eljárások megválasztása és alkalmazása kizárólag attól függ, hogy milyen eszközök állnak rendelkezésünkre, és alkalmazásuk mennyire segíti a gazdálkodást és a környezet védelmét. A védekezés módja az, hogy a kiváltó tényezők hatását csökkentjük, a módosító tényezőket pedig úgy befolyásoljuk, hogy csökkenjen a pusztulás. A talajpusztulás folyamatát nem vezethetjük vissza kizárólagosan egy vagy két tényezőre, pl. a lejtő- vagy a csapadékviszonyokra. Ugyanazon domborzati és éghajlati feltételek mellett a talajképző kőzet és a rajta kialakult talajtípus tulajdonságai szerint a vízerózió üteme, az eróziós fokozatok aránya, valamint az eróziós formák egymásutánja lényeges különbséget mutat. Ezek az összefüggések pedig a talajhasználat által tovább módosulnak. Talajhasználat. Hatásáról általánosságban annyit állapíthatunk meg, hogy azonos természeti viszonyok és feltételek esetében a talajpusztulás legenyhébb formában az erdőben jelentkezik. Fokozódik a talajpusztulás veszélye a legeltetés következtében, majd a szántóföldi művelés bevezetésekor. Különösen nagy talajpusztulást váltott ki a lejtőkön való szőlőtermesztés. Ezek az általános megállapítások azonban lényegesen eltolódhatnak a helytelen vagy a helyes talajhasználatkor. Példaként csak néhány kirívó esetet sorolunk fel, elsőként a helyesen legeltetett (szakaszos legeltetéssel és nem agyonterhelve a legelőt), valamint a túlterhelt és gondozatlan legelőterületek közötti különbséget. Ugyancsak nagy eltérés tapasztalható a szántóföldi művelésben hasznosított talajok pusztulása között, ha a talajművelés hegy-völgy irányú és elsősorban kapásnövényeket termesztünk a területen, vagy ha a szintvonalas talajművelés és a sűrű állományú, a kora nyári időszakban, jó talajborítást biztosító növények termesztése az általános. Fokozódik ez a különbség, ha a szántóterületeken alkalmazzuk az agronómiai talajvédelem eljárásait, valamint ehhez kapcsolódóan a műszaki talajvédelmet. Végeredményben tehát ahhoz, hogy a talajvédelmet helyesen tervezzük meg és a tervek kivitelezésekor ne kövessünk el hibát, az szükséges, hogy a talajpusztulást kiváltó és befolyásoló tényezők hatását jól ismerjük. Ezen hatásnak ismeretében tudjuk értékelni a talajpusztulás formáinak és fokozatainak szerepét, és ebből tudunk következtetni a folyamatok további alakulására.

2. Agronómiai talajvédelem A talajpusztulás kialakulásában szerepet játszó tényezők egy csoportja a befolyásoló tényezők közé sorolható. Míg a kiváltó tényezők elleni küzdelemben alkalmazott eljárások túlnyomórészt a műszaki talajvédelem fegyvertárába sorolhatók, a befolyásoló tényezők ismeretén alapuló eljárások az agronómiai talajvédelem keretébe tartoznak. Sorrendben mindenkor az agronómiai talajvédelemé az elsőbbség, és csak szükség esetén egészítjük ki a műszaki talajvédelemmel. Ez azonban nem jelenti azt, hogy az agronómiai talajvédelem ne lenne minden esetben önállóan is alkalmazható, legfeljebb hatása nem szünteti meg, csak csökkenti a talajpusztulást. Sorra véve a befolyásoló tényezőket, a talajpusztulás meggátolása vagy megfékezése a következő eszközökkel lehetséges. A művelési ág változtatása. A 25%-nál meredekebb lejtőkön már nem folytatunk szántóföldi művelést, hanem műszaki talajvédelemmel egybekötve szőlőt vagy gyümölcsöst létesítünk, a 40%-nál meredekebb lejtőket pedig minden esetben erdősítjük. Legelőt – kellő talajvédelem esetén – szintén létesíthetünk a szántóföldi művelésre már nem javasolható, meredekebb lejtőkön. Táblásítás. A dombvidékeken az amúgy is kisebb táblákat hosszirányukkal a lejtő főirányára merőlegesen alakítjuk ki. Ennek megfelelően az úthálózatnak is a talajvédelem követelményeit kell szem előtt tartania, és a lejtőirányban vezető vagy meredek földutakat meg kell szüntetni.

335 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A víz- és szélerózió elleni védekezés

Talajvédő fasorok és erdősávok. Gyepes és cserjés sávokat telepítünk, amelyek a táblákat vagy az utakat szegélyezik. A megközelítően szintvonalban létesített sávok azonban húzódhatnak a táblán belül is, és települhetnek egy-egy nagyobb sáncra vagy övárokra. Talajművelés. Célja a tartós talajszerkezet fokozott megóvása, a víz talajba juttatása. Ezért az első követelmény a rétegvonalaknak megfelelő vagy legalább a megközelítően szintvonalas talajművelés. A domb- és hegyvidékeken külföldön elterjedt a kontúrszántás, a sávos vagy szalagos művelés, hazánkban ezek az eljárások ritkák. A kontúrszántás mereven követi a rétegvonalakat, tehát nincs tekintettel a tábla kör vonalaira, így a talajművelés és növényápolás sok esetben kanyargós nyomvonalat követ. Szalagos vetéskor a táblán belül két növényállomány sávjai vannak, melyek közül az egyik jobban elősegíti a talajvédelmet, a másik kevésbé. A 3– 20 m széles sávok felváltva követik egymást, és így az esetleg elmozduló talajrészeket megszűri, a felületi lefolyást pedig csökkenti a talajvédő növénysáv. A megközelítően szintvonalas szántás, amely hazánkban többé-kevésbé elterjedt, a lejtőre merőlegesen fekvő, elnyúlt téglalap alakú táblák hosszanti oldalát követi, így a lejtő főirányával legfeljebb kis szöget zár be. Ezek az eljárások önmagukban is csökkentik a lefolyó víz mennyiségét, ezáltal növelik a talaj vízkészletét. Még tovább fokozza ezt a hatást a mélyszántás, valamint a talajlazítók használata. Az előzőt akkor alkalmazzuk, ha a szántott réteg alatt nincs kedvezőtlen tulajdonságú talajréteg, esetleg talajképző kőzet, a másodikat viszont minden olyan esetben, amikor a csapadék talajba juttatása kívánatos, és a talaj- vagy a kőzetviszonyok ezt nem akadályozzák meg (köves, kavicsos rétegek). Kivételt képeznek az országnak azok a területei, ahol a csapadék meghaladja a 800 mm-t, mert ott nem célszerű a csapadék teljes mértékben való beszivárogtatása, különösen akkor nem, ha a talaj mélyebb rétegeinek rossz a vízáteresztése, mint például a pangó vizes barna erdőtalajokon. A megközelítően szintvonalas szántásból következik, hogy a vetés és a növényápolás is a szintvonalaknak megfelelően történik. Így a növénysorok vízfogó és szűrő szerepe jól érvényesül, amit még fokoz a burgonyatöltögetéssel kialakuló tagolt felszín. Ezt a hatást érhetjük el a kukorica sorközeiben kialakított taréjokkal vagy az őszi ormos szántással. Talajvédő növénysorrenddel ugyancsak hozzájárulhatunk a talajvédelem eredményességéhez. Ennek során a különböző eróziós veszélynek kitett táblákon olyan növények váltják egymást, melyek a lejtő- és talajviszonyoknak megfelelő védelmet nyújtanak, így a számított lehetséges talajveszteségeket a gazdaságos minimumérték körül tartják. Nem térünk ki a különböző növények talajvédő hatásának részletes ismertetésére, mert ez a növénytermesztés feladata, csak azt jegyezzük meg, hogy a talajvédő vetésforgók vagy a megfelelő növénysorrend összeállítására alkalmazható a WischmeierSmith-féle általános talajveszteség-becslési egyenlet, melyet a talajvédelmi tervezéskor föl lehet használni.

2.1. Az általános talajveszteség-becslési egyenlet A = R · K · L · S · C · P t/ha (évenként) ahol: A = az évi átlagos talajveszteség, t/ha/év; R = a csapadék eróziós potenciálja, t/ha/év; K = a talaj erodálhatósági tényezője (viszonyszám); L = a lejtő hosszát kifejező tényező (viszonyszám); S = a lejtő meredekségét kifejező tényező (viszonyszám); C = a vetésszerkezetnek és a növényi maradványok kezelésének tényezője; P = az alkalmazott talajművelési mód tényezője. A számításkor alkalmazott elv, hogy az A-érték megengedhető nagysága 15 t/ha/év alatt maradjon, és ehhez válogatjuk meg a megváltoztatható, így válogatás tárgyát képező elemeket. A tényezők közül itt csak a K-tényező számítását tartjuk szükségesnek ismertetni. A talaj erodálhatóságát kifejező „K”-tényező. Az erodálhatóság a talajra szorosan jellemző tulajdonság, amelyet megközelítően elsodródásra való hajlamosságnak nevezhetnénk. Ugyanolyan csapadék, lejtés, növény fedettség ellenére egyes talajok könnyebben, mások nehezebben erodálódnak, attól függően, hogy milyenek a fizikai, kémiai és biológiai tulajdonságaik.

336 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A víz- és szélerózió elleni védekezés

A talajerodálhatósági tényező („K”) a megadott talajra kísérletileg meghatározott számszerű érték, amely kifejezi a talajelsodrásnak az esőerózió-index (EI) egységére vonatkoztatott mértékét egységnyi parcellán. Az egységnyi parcella 22,1 m hosszú, 9%-os hosszanti lejtésű, folytonos ugar, lejtőirányban szántva. Folytonos ugarnak nevezik az olyan területet, amelyet legalább 2 éven át többször felszántottak, de nem vetettek be, hogy a visszamaradt növényi maradványok elpusztuljanak. A talajveszteségi mérések tartamára a gyomosodás és a cserepesedés megakadályozására a parcella talaját szükség szerint kultivátorozták. Ilyen feltételek között a talajveszteségi egyenlet „L”, „S”, „C” és „P” tényezőjének értéke 1 és

ahol: El = esőerózió-index, melynek átlaga alkotja az R eróziótényezőt, vagyis a csapadék eróziós potenciálját. Az esőerózió-index (EI) valamely időszak eróziópotenciáljának számszerű értéke, amely kifejezi egy vagy több zápor talajelsodró képességét azonos lejtés és talajtulajdonságok esetén, növénytakaró által nem védett területen . A 9%-osnál meredekebb vagy enyhébb lejtők talajainak K-értékét megfelelően korrigálják. Wischmeier és munkatársai a szabadföldi kísérleti parcellák talajveszteségi adatait meghatározták részben természetes esőknél, részben pedig mesterséges esőztetéskor. Az ezekből számított K-értékeket felhasználták arra, hogy az egyes tulajdonságok erodálhatóságra gyakorolt hatását matematikailag kifejezzék. Az eredetileg 15-féle talajtulajdonsággal végzett összehasonlítások arra a következtetésre vezettek, hogy elegendő 4 fontosabb adat a K-érték megbízható kiszámítására: a szemcseösszetétel, a humusztartalom, a szerkezet és a víznyelés. Wischmeier és munkatársai a talajok szemcseösszetételébő1indultak ki. A sok adat elemzése és matematikai értékelése során arra a megállapításra jutottak, hogy a talajok erodálhatósága nagymértékben függ attól, hogy a talaj szemcséi között milyen arányban találhatók a 0,10 mm-nél kisebb, valamint a 0,10 és 0,20 mm közötti szemcsék. Ez az arány, valamint a talaj szervesanyag-tartalma együttesen teszik lehetővé a K-tényező első közelítésben való kiszámítását. A humusz széntartalmát csak 4%-ig vették figyelembe (vagyis 7% szervesanyag-tartalomig), mert e fölött az érték fölött megváltozik a humusz és az erodálhatóság összefüggése. A számítás további eleme a talajszerkezet, melyet 4 fokozatban értékelnek. Elsősorban a helyszíni vizsgálatok során megállapítható szerkezetességre alapozzák a fokozatok elkülönítését. A számítás utolsó eleme a víznyelés vagy a vízáteresztés, a szerzők szerint viszonylagos érték, melyet a talajszelvény helyszíni leírásakor állapítanak meg. Nem tartják szükségesnek helyszíni vagy laboratóriumi víznyelésvizsgálatok elvégzését, de az egységes ítéletalkotás kedvéért utalnak az USDA talajfelvételezési kézikönyvének ide vonatkozó előírásaira. Az előírásban megadott módszer feltételei között a 17.1. táblázatban közölt határértékek érvényesek. Az általános talajveszteségi egyenlet talajerodálhatósági tényezőjének (K-értékének) meghatározása a Wischmeier és munkatársai által szerkesztett nomogram segítségével megvalósítható, ha a kérdéses talaj szemcseösszetétele és humusztartalma ismert, valamint rendelkezésre állnak a helyszíni felvételezés során készített talajszelvény szerkezeti és víznyelési adatai. Meg kell jegyeznünk, hogy mind a hazai, mind a külföldi tapasztalatok azt mutatják, hogy a leírt számítási módszer a sok montmorillonitot tartalmazó talajokra nem érvényes. Így a számítottnál jobban ellenállnak az eróziónak az andezit- és a bazaltmálladékon kialakult fekete nyiroktalajok, valamint csernozjom barna erdőtalajok.

17.1. táblázat - A talajok víznyelése alapján elkülönített kategóriák Víznyelés

USDA határérték

Hazai határérték

337 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A víz- és szélerózió elleni védekezés

mm/h Lassú:

igen lassú

<2

–

lassú

2–5

< 10

Közepes: gyengén közepes

5–20

10–20

közepes

20–65

20–40

közepesen gyors

65–130

40–100

gyors

130–250

> 100

> 250

–

Gyors:

igen gyors

2.2. A műszaki talajvédelem A védekezés módja az, hogy a kiváltó tényezők hatását csökkentjük, a módosító tényezőket pedig úgy befolyásoljuk, hogy a pusztulás csökkenjen. A kiváltó tényezők közül a csapadék mennyiségét vagy intenzitását nem változtathatjuk meg, marad tehát a lejtők terén való beavatkozás. Elvileg a lejtők meredeksége megváltoztatható, ez azonban olyan tömegű föld mozgatását kívánja meg, hogy a gyakorlatban csak igen ritka esetben lehetséges. Befolyásolható azonban a lejtők hossza, vagyis az a távolság, amelyen a felületi lefolyásból származó víz összegyűlhet. A lejtők tagolásának módja többféle. Ide sorolható a sáncolás, a teraszolás és az övárok létesítése mint a műszaki talajvédelem része.

2.3. Sáncolás Sáncnak nevezzük a lejtő olyan hullámosítását, amely vízvisszatartásra vagy vízelvezetésre alkalmas, és a lejtőket tagolja. Határvonalai a lejtő eredeti vonalához éles átmenet, törés nélkül csatlakoznak. Szerepe kettős: • a lejtőhossz szakaszokra osztásával a felületi lefolyás sodróerejének csökkentése; • a sáncban összegyűjtött vizek talajba szivárogtatásával a felületi lefolyás mértékének csökkentése és a talaj vízkészletének növelése. Kétfajta sáncot ismerünk, a vízszintes és a lejtős sáncot. A vízszintes sánc irányvonala a szintvonalakat követi, a lejtős sánc viszont attól 3–5‰ eséssel eltér. Vízszintes sánc. Az összegyűjtött csapadékot (felületi lefolyást) teljes egészében helyben tartja, abból víz csak párolgás vagy talajba való szivárgás útján tűnhet el kártétel nélkül. Ezért vízszintes sáncot csak ott szabad készíteni, ahol az altalaj, vagyis a sáncfenék vízáteresztő, illetve víznyelő képessége jó. Lejtős sánc. Az összegyűjtött víz lassan mozog a terep mélyebb részei felé. Ezért a lejtős sáncok vége rendszerint gyepes vagy kövezett vízlevezetőkbe torkollik, amelyek a fölös vizet kártétel nélkül juttatják a völgybe. Duzzasztott vízszintű sánc. A lejtős és a vízszintes sáncok egyaránt lehetnek duzzasztott vízszintűek, ami azt jelenti, hogy a sáncvégeket a vízlevezetőbe való csatlakozás előtt fél sáncmagasságban gátoljuk. Így a sáncok jelentős mennyiségű vizet tartanak vissza a területen, biztosítva annak lassú beszivárgását, ugyanakkor a víztöbbletet a vízlevezetők kártétel nélkül szállítják el. Duzzasztott vízszintű sáncok csak ott építhetők, ahol az altalaj víznyelő képessége legalább közepes. 338 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A víz- és szélerózió elleni védekezés

A sáncok művelhetősége. A gépesített szántóföldi művelés akadálytalan folytatása igen fontos feltétel a talajvédelem szempontjából. Az átművelhetőség feltétele, hogy: A sáncrézsű hajlása ne haladja meg a 25%-ot; A sáncprofil olyan legyen, hogy az 1,40 m vágószélességű fűkasza, a sáncgerincen járva, a sík terephez viszonyítva ne hagyjon 5 cm-nél magasabb tarlót. Ez azt jelenti, hogy 8% lejtés esetén a sánc szélességének 12 m-nek kell lennie, 8‒12%-nál pedig 16‒20 m-nek. Nincs szükség átművelhető sáncra, ha a sáncot gyepesítjük, erdősávban építjük, vagy ha a tábla szélét alkotja és így cserjésíthető. A sáncok egymástól való távolsága jelentős mértékben befolyásolja a sáncolás gazdaságosságát. A sánctávolság függ a talaj tulajdonságoktól, valamint a lejtőszögtől és természetesen a termesztett növények talajvédő hatásától. Mindezektől a tényezőktől függően a sáncok egymástól való távolsága 18 és 50 m között változik.

2.4. Teraszolás A terasz olyan mesterséges tereplépcső, amely a lejtő egy részén jelentősen csökkenti a hajlásszöget. A lépcsőszerűen kiképzett teraszon, a teraszlapon a termesztés könnyebb lesz, a rézsű vagy támfal szakasza pedig kiesik a termelésből. Hangsúlyozni kell, hogy a teraszokat rendszerint csak gyümölcsösök telepítése vagy szőlő létesítése esetén építünk. De itt is csak olyan nagy hajlásszögű lejtőkön érdemes készíteni, ahol más, olcsóbb talajvédelmi eljárás már nem alkalmazható. Megkülönböztetünk: vízszintes és lejtős teraszokat; vizet tartó, vizet nem tartó és vizet elvezető; rézsűs és támfalas; folytonos és megszakításos teraszokat. A vízszintes terasz hosszirányban a rétegvonalat követi, tehát a lejtőre merőleges. A terasz lapja lehet lejtőirányú vagy vízszintes. A vizet tartó teraszok hosszirányban vízszintesek, teraszlapjuk pedig ellenesésű. Az összegyűlt vizet övárokkal kell elvezetni. A vizet nem tartó teraszok hossziránya vízszintes, a terasz lapja vízszintes vagy lejtőirányban dőlő. A vizet vezető teraszok hosszirányban lejtősek, teraszlapjuk pedig ellenesésű. A terasz anyaga szerint megkülönböztetünk rézsűs teraszokat, melyeken a töltésrézsű kevésbé meredek, és a töltés anyaga a terasz bevágásából kikerülő föld, valamint támfalas teraszokat, amelyeken a teraszlap völgy felőli oldalán kőből vagy betonból támfalat építünk. A teraszok lejtőn való egymásutánja szerint megkülönböztetjük a folytonos teraszolást, amikor az egymás fölött következő teraszok összeérnek, vagyis az eredeti lejtőkön nem marad változatlan még kisebb terület sem, valamint a megszakításos teraszolást, amikor a két egymás felett fekvő terasz között a lejtő felületéből még marad eredeti lejtőhajlású, változatlan terület. A teraszok célja. Egyrészt a meredek lejtőkön is lehetővé teszik a gépi művelést – igaz, hogy a terület egy részének feláldozásával –, másrészt lehetővé teszik a lejtőkön a lefutó víz összegyűjtését és levezetését. Szőlőkben 12–40%-os lejtőkön építünk teraszokat, gyümölcsösökben 12–17% között megszakításos teraszokat; 17%-osnál nagyobb lejtés fölött pedig folytonos teraszokat alakítunk ki. A teraszok építésével egy időben gondoskodni kell a fölösleges víz összegyűjtéséről és kár nélküli levezetéséről. Ezért a teraszozást árokrendszer és vízlevezetők építésével kapcsoljuk egybe.

2.5. Övárok

339 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A víz- és szélerózió elleni védekezés

A keletkezett felületi lefolyás levezetésének egyik módja az övárok készítése. A megközelítően szintvonalasan létesített árkok végeit gyepes vagy kővel, betonnal burkolt vízlevezetőbe kötjük be. Az árkokban duzzasztott vízszintet tartunk, ami lehetővé teszi az összegyűjtött víz egy részének beszivárogtatását. Általában szőlőkben létesítjük, ahol nem akarjuk a már beállt szőlőt alapvetően megbolygatni. Szántóföldön csak ott alkalmazhatjuk, ahol erdősávot telepítünk rá, amely maga is hozzájárul a felületi lefolyás beszivárogtatásához, így a két létesítmény hatása összetevődik. Az övárok mélysége kb. 80 cm. A kitermelt földet a völgy felőli oldalon halmozzuk fel, ezzel mintegy 50 cm magas padkát képezve. Mindkettőt gyepesíteni kell. Az árok hossza ne haladja meg a 300 m-t, így a vízlevezetők legkedvezőbb távolsága 600 m körül alakul ki. Az árkok egymástól való távolsága a lejtő meredekségétől és a felületi lefolyás nagyságától függ, de általában 40–50 m-nél közelebb nem kívánatos építeni őket. Szükség esetén a vízlevezető rendszerbe több műtárgyat – surrantót és/vagy bukót – kell beépíteni, amelyek a levonuló víz energiáját mérséklik vagy a szállított hordalékot fölfogják. A terep alakulásától függően a sáncokat, valamint a teraszokat árkokkal, vízlevezetőkkel és erdő-, cserje- vagy gyepsávokkal lehet kombinálni.

3. A szélerózió elleni védelem A talajvédelemnek azokat az eljárásait, amely a szél pusztító hatása ellen nyújtanak védelmet, nagyrészt az agrotechnikai módszerek között kell keresnünk. Ezeknek csak talajtani vonatkozásait ismertetjük, végrehajtásuk pedig a növénytermesztés és az erdészet keretébe tartozik. A deflációt kiváltó tényezők közül a szél sebességét, örvénylését és a deflációs terület hosszát egyaránt módunkban áll befolyásolni a mezővédő erdősávok, fasorok, ligetek segítségével, valamint a kulisszás vetés útján. Mindezek azon alapulnak, hogy a termesztett növénynél magasabb vagy sűrűbb növényeket telepítünk olyan hálózatban, amely képes jelentősen mérsékelni a talaj menti szél hatását. A deflációt befolyásoló tényezők közül a talajfelszín érdességét a talajművelő eszközök megválogatásával és helyes alkalmazásával érhetjük el. A talajfelszín nedvességét kis adagú esőszerű öntözés segítségével biztosíthatjuk, és a tapasztalatok azt mutatják, hogy a néhány mm-es öntözés teljesen megkötheti a homok szemcséit, ezáltal megfékezi a deflációt a talajfelszín nedvességének idejére. Itt kell megemlíteni azokat a kísérleteket, melyeket különböző talajszerkezet-javító műanyagokkal (talajkondicionáló szerekkel) végeztek. De voltak kísérletek különböző bitumentartalmú emulziókkal is, amelyek képesek arra, hogy a laza talajfelszínt – elsősorban a futóhomokot – megkössék, használatuk azonban egyelőre nem gazdaságos, ezért csak kivételes esetekben indokolt. A felszín növényborítottsága a defláció ellen is jó védelmet nyújt, különösen ha a növényzet a száraz, szeles időszakokban is elegendő talajborítást nyújt. Sajnos a legtöbb esetben a termesztett növényekkel ezt nem lehet elérni, ezért a talajtakarás (mulcsozás), valamint a szalmázás módszerét kell alkalmazni. Ezeknek az eljárásoknak az a lényege, hogy a talaj fedettségét nem élő, hanem holt növényi részek – szárrészek, szalma, magas tarlómaradványok – alkalmazásával érjük el. A veszélyeztetett időszakok után a takaróanyagot rendszerint beforgatjuk a talajba, így annak műtrágyával való kiegészítése útján gazdagítjuk a talajt. Közvetve a talajvédelmet szolgálja minden olyan eljárás, amely a helyes növényváltás összeállításával, jó trágyázással és esetleg öntözéssel, valamint talajjavítással a talajon díszlő növénytakarót erőteljesebbé és tartósabbá teszi. Az elmondottakból következik, hogy a talajvédelmet önmagában és önmagáért nem lehet és nem szabad megvalósítani. A talajvédelem a domb- és hegyvidéki, illetve a homoki és lápos tájak hasznosításának, valamint a környezet védelmének általános irányelve, és ebből a célból kell összehangolni mind a művelési ágak megválasztását, mind a szántókon termesztett növények választékát, ezért kell táblásítani és ennek szempontjai szerint kell a talajt művelni, trágyázni, javítani vagy öntözni.

340 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A víz- és szélerózió elleni védekezés

4. A talajvédelem gazdaságossága A gazdaságosság számítására nem térünk ki, csupán felhívjuk a figyelmet arra, hogy a talajvédelem gazdaságosságának számítása során nemcsak a talajveszteség csökkentését és a termékenység csökkenésének megfékezését kell számításba venni, hanem a talajba jutó víztöbbletet, valamint a területen visszamaradó tápanyag-mennyiséget és a többi elhárított kárt is. Tájékoztatás céljából megemlítjük, hogy a talajok termékenysége általában az erodáltság mértékével egyenes arányban csökken. Általános tapasztalatként leszögezhetjük, hogy a nem erodált talajokon elért terméseket 100%-nak véve, a gyengén erodált területen csak 80%, a közepesen 60%, az erősen erodálton csak 40% termés érhető el. Ezek az arányok azonban növényenként változnak. Tetemes költségtöbbletet jelent az is, ha talajvédelem híján a területről lesodort talaj tápanyagtartalmát műtrágyázással kell pótolni, mert az így egy év alatt veszendőbe ment tápanyagok mennyisége átlagosan 5 évi trágyázásnak felel meg. A szélerózió elleni védekezés csökkenti a balesetveszélyt okozó por- és homokviharok gyakoriságát, a poros levegő által kiváltott légzőszervi megbetegedéseket. Az erdősávok vonulóutat biztosítanak az állatvilágnak és növelik az élővilág diverzitását. Végezetül kárelhárításnak kell tekinteni azt a kedvező hatást is, amikor a talajlesodrás megszűntével nem kell az utakat, vasúti pályákat, kerteket megtisztítani az időszakonkénti iszapborítástól. Ha mindezeket tekintetbe vesszük, akkor a domb- és hegyvidéki, valamint a homoki gazdaságok területén bevezethető a gazdaságos talajvédelem és ezen keresztül a talajok termékenységének megőrzése, valamint a nagyobb és biztos termések eléréséhez és a környezetvédelemhez szükséges feltételek megteremtése.

341 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

18. fejezet - A tájak talajviszonyai A Kárpát-medence, ezen belül Magyarország természeti viszonyainak mozaikossága szükségessé teszi, hogy a mezőgazdasági termelés alkalmazkodjék a változatos feltételekhez. A kis távolságokon belül lényegesen változó földtani, domborzati, éghajlati, biogeográfiai, hidrológiai és talajtani feltételek, valamint az ezek kombinációjából létrejött természeti környezet a mezőgazdasági termelés – beleértve az erdészetet is –, egészen különleges alkalmazkodóképességét követeli meg. Ehhez járul még a Kárpát-medence népességének időben és térben megmutatkozó sokrétűsége, az itt megtelepedett népcsoportok népessége, kialakult hagyományai és tapasztalatai, valamint a gazdasági viszonyok térbeli különbözősége. Ebből következik, hogy az ország viszonylag kis területén belül szükségszerűen kialakult az egymástól eltérő területek megkülönböztetése, ezek külön névvel való felruházása, majd ezt követően a területi egységek azonosságának, valamint különbözőségének feltárása, elemzése és értékelése. Ezeket a területi egységeket nevezzük tájaknak. A tájak fontosságának bemutatására Kreybig Lajos sorait idézzük: „Tudjuk, hogy a növénytermesztés sikerének alapvető feltétele, hogy minden tevékenységünket a természeti adottságok, tehát a talajviszonyok és az éghajlat, illetőleg szűkebb értelemben véve az időjárás, a növények és a hasznos talajban élők igényei szerint szervezzük és végezzük. Át kell tehát térnünk a tájtermesztésre, vagyis arra, hogy minden tájon az odavaló növényeket és úgy termesszük, amint azt a táj természeti adottságai és a növények, valamint a hasznos talajban élők igényei megkövetelik.” Az ország területének természetföldrajzi felosztását különböző részletességgel végezhetjük el, aszerint, hogy milyen feladat és milyen cél érdekében történik a feldolgozás. A nagy táj, középtáj és kis táj részletességből a továbbiakban a középtáj kategóriát használjuk, mint tárgyalási alapot és az egyszerűség kedvéért csak tájként említjük. Ennek értelmében készítettük a 18.1. ábrát, valamint a 18.1. táblázatot a tájak területének és megnevezésének bemutatása céljából. A tájak talajviszonyait ennek a beosztásnak megfelelően ismertetjük, felhasználva a Marosi S. és Somogyi S. szerkesztésében megjelent Magyarország kis tájainak katasztere (1990) című könyvet.

18.1. ábra - Az ország természeti tájai. A magyarázatát lásd a 18.1. táblázatban

182.1. táblázat - Az ország tájbeosztása Nagy táj Alföld

Táj 1.1. Duna menti síkság 342 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Kistáj, ill. kistáj-csoport

A tájak talajviszonyai

1.2. Duna–Tisza közi sík vidék 1.3. Bácskai sík vidék 1.4. Mezőföld 1.5. Dráva menti síkság 1.6. Felső-Tisza-vidék

Szatmári-sík, Beregi-sík, Rétköz Bodrogköz

1.7. Közép-Tisza-vidék

Taktaköz Borsodi ártér Hevesi ártér Szolnoki ártér Jászság Tiszafüred–Kunhegyesi-sík Szolnok–Túri-sík Tiszazug Hortobágy

1.8. Alsó-Tisza-vidék 1.9. Észak-alföldi hordalékkúp-síkság 1.10. Nyírség 1.11. Hajdúság 1.12. Berettyó–Körös-vidék 1.13. Körös–Maros köze 2.1. Győri-medence

Szigetköz Fertő-medence

Kisalföld

Rábaköz 2.2. Marcal-medence 2.3. Komárom–Esztergomi-síkság

343 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Győr–Tatai teraszvidék

A tájak talajviszonyai

Igmánd–Kisbéri-medence Almás–Táti Duna-völgy 3.1. Alpokalja

Soproni-hegység

3.2. Sopron–Vasi-síkság

Kőszegi-hegység

3.3. Kemeneshát

Az Őrség és a Vasi-hegyhát

Nyugat-Magyarországi peremvidék

3.4. Zalai-dombvidék 4.1. Balaton-medence 4.2. Külső-Somogy 4.3. Belső-Somogy Dunántúli-dombság

4.4. A Mecsek és a Tolna–Baranyaidombság

Mecsek-vidék Tolnai-dombság Zselic

5.1. Bakony-vidék

Keszthelyi-hegység Balaton-felvidék Déli-Bakony Északi-Bakony Bakonyalja

5.2. Vértes-Velencei-hegyvidék

Vértesalji-dombság

Dunántúli-középhegység Vértes-hegység Velencei-hegység 5.3. Dunazug hegyvidék

Gerecse-vidék Bicske–Zsámbéki-medence Pilis-hegység Budai-hegység

6.1. Visegrádi-hegység Északi-középhegység 6.2. Börzsöny

344 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

6.3. Cserhát-vidék

Nyugat-Cserhát Keleti-Cserhát Északi-Cserhát Karancsság Gödöllő–Monori-dombság

6.4. Mátra-vidék

Központi-Mátra Mátraalja

6.5. Bükk-vidék

Központi-Bükk Bükkalja Bükklába

6.6. Aggtelek–Rudabányai- hegyvidék

Aggteleki-karszt Rudabánya-Szalonnai hegység

6.7. Tokaj–Zempléni-hegyvidék

Zempléni-hegység Tokaj-Hegyalja Hegyköz

6.8. Észak-magyarországi medencék

1. Az Alföld Az Alföld nagy tájában 13 tájat különítettünk el, amelyek tovább oszthatók kis tájakra. Ez utóbbiakat csak akkor ismertetjük külön, ha ezt a talajviszonyok jellegzetessége megköveteli.

1.1. A Duna menti síkság É-D irányban hosszan elnyúló táj, amely a Duna különböző korú és különböző jellegű hordalékain kialakult talajok által jellemezhető. A meszes öntésanyagon kialakult talajok a magasabb térszíneken csernozjom jellegűek, mert a talajképző kőzet lösszerű iszap, és a vízhatás csak kismértékben érvényesül rajtuk. Ezek az öntéscsernozjomok megtalálhatók mind a Szentendrei-sziget mind a Csepel-sziget magasabb részein, mind a Dunát kísérő magasabb folyóteraszokon, így Dömsöd, Szekszárd és Mohács határában. A mélyebben fekvő és fiatalabb öntésekből felépült síkságokon a humuszos öntés- és a réti öntéstalajok a jellemzők, amelyeket D felé a mind agyagosabb réti talajok váltanak fel. A régi folyómedrekben a felszínhez közel jutó nagy sótartalmú talajvizek, valamint a felszíni bepárlódás következtében sós szikes talajok sávja húzódik a táj K-i peremén, szoloncsák és szoloncsák-szolonyec talajok által jellemezve. Ilyen területet ismerünk Apaj-puszta határában. A szikesedés mértéke a táj déli részein gyengül, majd a keleti peremek mentén megjelennek a láptalajok. Ilyen a Kalocsai vörös mocsár. Hangsúlyoznunk kell, hogy a táj a mai képét csak a folyószabályozás után nyerte el, megszabadulva az évente ismétlődő elöntésektől. A víz közelsége azonban kedvező hatású, mert lehetővé teszi az öntözést és az öntözéses zöldségtermesztést.

1.2. A Duna–Tisza közi sík vidék 345 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

A Duna hordalékából származó és többségében a szél által szállított és osztályozott anyagból épül fel. A talajképző kőzet szemcsézettsége a 0,1–0,2 mm átmérőjű finom homoktól a közepes és finom kőzetlisztből keletkezett homokos lösz és lösz skálát öleli fel. Mégis a tájat sokszor homokhátként említjük, mert rajta a homokot helyenként buckákba rendezte a szél, sőt a Kiskunsági Nemzeti Park területén még találhatunk ma is mozgó homokbuckákat. A talajok aszerint alakultak ki, hogy a lösz vagy a homok szolgált talajképző kőzetül. A futóhomoktól a csernozjomokig a humuszos homok különböző változatai fordulnak elő a száraz térszíneken. Ott viszont, ahol a talajvíz a felszínhez közel van, réti talajok, láptalajok és szikesek vannak. Általában a táj É-i szélén található mélyedésekben a réti és láptalajok a jellemzők a mélyebb fekvésű sík buckaközi térségeken, míg a D-felé erősödik a szikesedés. A homokmozgás következményeként a táj talajai közt sok a lepelhomok és a kétrétegű homok, az eltemetett talajszintek következtében. Ennek a jelenségnek a jobb termékenység a következménye, ezért fontos az eltemetett talajszintek előfordulási területeinek az ismerete. Különösen a szőlőés gyümölcsöstelepítés eredményességét nagyban segítheti az eltemetett talajszint, mert ezek a növények gyökereikkel elérik az 1,5–2 m mélyen fekvő humuszos talajréteget, és abból vizet valamint tápanyagot többet vehetnek fel, mint a rátelepült homokból. A táj homoktalajainak kis termékenységén a lápföldezéssel segítettek. Ezzel a talajjavítási móddal, melynek során a lápföldet elterítve 40–60 cm mélybe szántják, javul a homok termékenysége, de a költségek csak szőlő, őszibarack vagy kajszi telepítése esetén térülnek meg. Jól díszlik az alma, a körte és a meggy valamint a szilva is. A humuszosabb homoktalajokon a zöldségtermesztés és a hagymás dísznövények szaporítása eredményes. Szántóföldi növények közt a löszön kialakult talajokon a búza, homokon a rozs a legfontosabb gabona. A sikeres növénytermesztést segíti a közeli talajvízből való öntözés, ha a víz minősége ezt megengedi.

1.3. A Bácskai sík vidék A Mezőföld DK-i folytatásának tekinthető az ugyancsak sok durva port tartalmazó löszön kialakult csernozjomok okán. A táj É-i peremén még átnyúlik a homok, ott jó szőlők díszlenek. A löszös, mészlepedékes csernozjomon búza, kukorica, napraforgó, lucerna egyaránt jól terem, de ezek skálája kiegészül nagy melegigényű növényekkel, szójával és ricinussal. Híres korai cseresznyéje (Jánoshalma és környéke). Egyes mélyedéseiben erős szikesedés lép fel, így a garai sós tó területén.

1.4. A Mezőföld Az Alföldnek a Dunától NY-ra elterülő része, amelyet É-ról a nagy geológiai törésvonal mentén kialakult kis medencék (Sárrét, Velencei-medence) határolnak, míg NY felé a Sió–Sárvíz–Kapos völgyéig terjed. A talajok az É-ról D felé fokozatosan vastagodó löszön alakultak ki, amelynek vastagsága Paksnál eléri a 40 m-t. A táj É-i peremén a felszínen még a pannon üledékek is megtalálhatók. A talajok nagy része mészlepedékes csernozjom, melynek humuszrétege helyenként 1 m-nél is mélyebbre nyúlik, így Cece határában. ÉNY–DK irányában kis homokhátak futnak benne végig, mint Dunaföldvár környékén, ezeken a kevés futóhomok mellett humuszos homoktalajok és helyenként homokos barna földek vannak. Nagydorog környékén még a löszös talajképző kőzeten is barnaföldeket találunk, csernozjom barna erdőtalajok által kísérve. A mélyebb fekvésű sík területeken és a völgyekben sok a réti talaj, amelyek területét foltonként szikesek (szolonyecek) tarkítják. A hullámos dombokon az oldalakat vízerózió pusztítja, amely a kis ellenállású löszt elérve gyorsan terjed. Ezért az agronómiai talajvédelemnek nagy a jelentősége. A csernozjom területek talajai termékenyek, őszi búza, őszi és tavaszi árpa mellett jól terem a kukorica és a cukorrépa. Pillangósok közül a lucerna és a borsó a legsikeresebben termesztett növény. A homokos hátakon szőlő és gyümölcsös van. A réti talajokon kukorica és cukorrépa termesztése eredményes, míg a tavasszal víz alá kerülő mélyebb részeket meghagyták kaszálónak. A táj D-i részein (Fácános környékén) eredménnyel termesztenek dohányt. A táj lápos területein – Fejér megyei Sárrét, a Sárvíz völgye – nedves rétek vannak, amelyek alól pl. Sárszentmihály alatt kitermelik a 3–4 m vastag tavi meszet, és használják a savanyú talajok javítására. Ott ahol a tőzegréteg elég vastag, pl. Nádasladánynál, kitermelik, és megdarálva hasznosítják.

1.5. A Dráva menti síkság A Dunántúli dombságot D-ről szegélyező, a Dráva által kialakított táj. Talajai a nehéz agyagtól a homokig terjedő skálán kialakult réti és réti öntés típusokba sorolhatók. Mivel a Dráva-öntések általában kevés (2–3%) szénsavas meszet tartalmaznak, ezért egy részük kilúgozott. Különösen az agyagos réti talajokon a talajcsövezés (drénezés) és a vízrendezés igen eredményes. A Drávához közeli területeken homoktalajokkal borított szigetek 346 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

emelkednek ki néhány méterrel a tájból, amelyeken a települések is fekszenek. A vízelöntéstől és belvizektől mentes területeken őszi búza és kukorica egyaránt jól terem, de a csernozjom réti talajokon a cukorrépa is eredményesen termeszthető. A sűrűn vízjárta öntéseken kaszálók vannak.

1.6. A Felső-Tisza-vidék A Tisza mai folyásának az országhatártól a Tokaji kapuig terjedő szakaszát foglalja magában. Négy kis tájból épül fel, a Szatmári sík az Ecsedi láppal, a Beregi sík, a Rétköz, majd a Bodrogköz alkotja a tájat. Ma is aktívan süllyedő területek, amelyek vonzzák a Kárpátok koszorújából érkező folyókat. A feltöltődés szakaszosságát bizonyítják a sok helyen megtalálható jól kifejlett eltemetett fekete talajszintek. A táj kialakulása arra az időre nyúlik vissza, amikor a Tisza az Érvölgyön keresztül érte el a Körösök vidékének erősen süllyedő területét. A negyedkor végén a folyók nagyjából É–D-i irányú futása megváltozott, és a Tisza mint a kisebb folyók vizének összegyűjtője megkerülte a Nyírség kiemelkedő hátságát és a Tokaji kapun át érkezett az Alföldre. Így ma a Szamos a Kraszna, a Túr D-felől érkezik a területre, míg a Bodrog az É-felől lefutó kis folyók vizét összegyűjtve torkollik a Tiszába. Mint süllyedő sík területen a vizek sűrűn váltogatták lefutásuk irányát, így hordalékukat is más-más helyen rakták le. Ezért a táj felépítése változatos, annak ellenére, hogy a talajképződés minden anyagát a víz szállította mai helyére. Az Ecsedi láp tőzeges talajait gyűrűként övezik az agyagos réti talajok, amelyek alatt 1–2 m mélységben közel 1 m vastag eltemetett talajszintek találhatók. Szamossályinál a Szamos ásott medrének partfalában vagy Fehérgyarmatnál jól láthatók nemcsak a humuszrétegek, hanem a talajképződés más jelei is, pl. a karbonátfelhalmozódás és a gipszkristályok. Ugyanígy a Beregi sík és a Bodrogköz területén is hasonló törvényszerűségeket tapasztalhatunk. A víz hatása alatt álló síkságokból csak a Tarpai szőlőhegy dacitja, valamint a Bodrogköz Nyírségből leszakított homokszigetei emelkednek ki. A talajok ennek megfelelően öntés, réti- és lápos talajok együtteséből állnak. Külön ki kell emelni az Erdőhát talajait, amelyek mint mocsári erdőtalajok magukon viselik a régi mocsári tölgyes erdők talajképződésének jeleit; az erőteljes glejesedést és savanyodást. Ez utóbbiak a táj legkevésbé termékeny talajai. Meszezéssel nemcsak ezeket, hanem a savanyú réti talajokat is javítani lehet. Míg az agyagos réti talajokon szántóföldi művelés, folyik és őszi búzát, őszi árpát, tavaszi árpát, kukoricát, napraforgót termesztenek, láptalajokon kendert, tormát, káposztát is termelnek. Az állókultúrák közül híresek a dióültetvények, az almások, melyek a fiatal Szamos-öntéseken hoztak sikereket, míg szőlő csak a kiemelkedő vulkáni magból álló és lösszel fedett szőlőhegyeken díszlik, pl. a Beregszászi szőlővidék legdélibb szigetein.

1.7. A Közép-Tisza-vidék A tájat a talajok sokfélesége miatt célszerű kistáj-részletességgel tárgyalni, hogy talajtakarójáról megfelelő képet kapjunk. A kis tájak csoportokba vonhatók össze, amelyek közül az első, a közép-tiszai ártér, öt kis tájból áll. Ezekben közös vonás a fiatal ártéri jelleg. A Taktaköz nehéz agyagos réti talajokból áll, amelyek az É-ról érkező patakok vizéből ülepedtek le. A fiatal öntések anyaga kevésbé kötött, de mindkettő mésztelen, savanyú. A Tisza folyását követve a Borsodi, a Hevesi és a Szolnoki ártér kistájak követik egymást. Talajuk öntéstalaj, amelyből kiemelkednek a Tiszát kísérő parti dűnék homokosabb hátai. Ezeken a humuszos homoktalajokon szőlők és gyümölcsösök vannak. Néhány kisebb sziget, amely az áthalmozott lösz anyagából épült fel, réti csernozjomokkal és alföldi mészlepedékes csernozjomokkal jellemezhető, melyek igen termékenyek és jó őszibúza-, valamint kukoricaföldek. Talajtani szempontból is meg kell említeni a Kiskörei tározót, melynek megépítése óta (a főművel párhuzamosan kiépítésre javasolt talajvízszint-szabályozó rendszer megépítésének elmaradása miatt) nőtt a szikesek területe, a nagy sótartalmú, pangó talajvíz szintjének megemelkedése következményeként. A táj szikeseinek típusa szolonyeces réti talaj, réti szolonyec és sztyeppesedő réti szolonyec. A szikes területek nagy részét legelőként hasznosítják. A Jászság kistájának talajai részben a Zagyva és a Tarna hordalékain, részben infúziós löszön képződtek. Mindkét talajképző kőzet szemcsézettsége finom, ezért a képződött talajok agyagos vályogok és agyagok. Homokos szemcsézettségű anyagok csak a folyókat kísérő keskeny homokhátak területén találhatók. A kis szintkülönbséggel magasabb löszös térszineken vannak a legjobb talajok, az alföldi mészlepedékes csernozjomok és a réti csernozjomok. Ha nincs aszályos év, ezek a talajok termik a legtöbb búzát, kukoricát, napraforgót és cukorrépát. Az öntözési lehetőségek kihasználásával a termésbiztonság és a termések nagysága egyaránt növelhető. Biztos termést ad a lucerna is.

347 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

Az agyagos réti talajok meszezése nemcsak savanyúságukat csökkenti, hanem a művelhetőségüket is javítja. A szikeseken általában legelők vannak, de előfordulnak javított szikesek is, amelyeken a meszezés, vagy a sárgaföld-terítés eredményes. A Nagykunság kistáj-csoportja három kis tájból áll a Tiszafüred–Kunhegyesi-síkból, a Szolnok–Túri-síkból és a Tiszazugból. Az első kettő alföldi löszön és infúziós löszön, valamint lösziszapon képződött alföldi mészlepedékes csernozjomok és réti csernozjomok által jellemezhető, amelyek e kistájak legtermékenyebb részét alkotják. A valamivel mélyebb fekvésű szikesek – réti szolonyecek, sztyeppesedő réti szolonyecek – részben legelőként hasznosulnak, részben talajjavítás után szántóföldi művelésben vannak. Főbb termények az őszi búza, az őszi árpa, a kukorica, a napraforgó, a cukorrépa, a borsó, a lucerna. Ott, ahol az öntözési lehetőségek adottak, és a talaj mélyebb rétegei szikesek, a rizstermesztés is eredményes lehet. Mindkét kistájon előfordulnak keskeny homokhátak, melyeken kevés szőlő és gyümölcsös települt. Lényegesen eltér a két kis tájtól a Tiszazug, mely a Duna–Tisza közi síkvidéknek a Tisza által lekanyarított része. Ebből következik, hogy a homokon és löszös homokon kialakult talajai hasonlók a Duna–Tisza közi síkvidék talajaihoz, vagyis futóhomok, humuszos homok mellett a löszös talajképző kőzeten mészlepedékes csernozjomfoltok vannak. A mélyebb fekvésű részeken réti csernozjomok, szolonyeces rétitalajok és réti szolonyecek képződtek. A csernozjomokon jó minőségű szántók vannak, melyek búza, kukoricatalajok, míg a gyengébb minőségű szikeseknek a legelő a megfelelő hasznosítási módja. A Hortobágy a pleisztocén végéig az É felől érkező ősfolyók hordalékából épült fel, amit a Tisza megjelenése váltott fel. A Tisza a meanderező medreiből újabb üledéket rakott le, elegyengetve a kisebb felszíni különbségeket. Ezért a Hortobágy síkját 1–2 m vastag iszapos, löszös takaró borítja. A talajvíz, amelynek nagy része sós, a felszín alatt 1,5–3 m mélységben található, ezzel megteremti a szikesedés feltételét, amit a kevés csapadék és a száraz nyarak fokoznak. A szikesek a réti szolonyec és a sztyeppesedő réti szolonyec típushoz tartoznak. Nagy részük legelő, de nem elhanyagolható a halastavi hasznosítás sem, ami a vonuló vízimadarak számára fontos állomás. Az elhagyott rizstelepek arról tanúskodnak, hogy nem minden szikes alkalmas a rizstermesztésre. A szikesek mellett a mélyebb fekvésű részeken réti talajok vannak, míg a néhány méterrel kiemelkedő hátakon réti csernozjom és alföldi mészlepedékes csernozjomok, de ez utóbbiak összterülete nem haladja meg a kistáj területének 5%-át. A táj szikes jellegéből következik, hogy ott ahol a szántóföldi művelés lehetséges, őszi búza, napraforgó, szálas takarmánynövények, repcefélék alkotják a termesztett növények választékát. A talajok hasznosításában fontos szerep jut a Hortobágyi Nemzeti Parknak, amely őrzi a szikes puszták jellegzetes növény- és állatfajait. Ezeken a területeken a természetvédelmi és a mezőgazdasági szempontokat egyeztetve kell gazdálkodni.

1.8. Az Alsó-Tisza-vidék Szorosabb értelemben vett Tisza-völgy Szolnoktól Szegedig terjedő szakaszát öleli fel, amelyhez a Marosszög csatlakozik. A Tisza mély fekvésű öntései agyagosak, kémhatásuk savanyú, míg a fiatalabb öntések vályogtalajok. Ezeken réti, illetve öntéstalajok képződtek. A néhány, alig kimagasodó maradványszigeten a talajképző kőzet pleisztocén alföldi lösz, amelyen réti csernozjomok képződtek. A mélyedések egy részében kisebb szikes (sztyeppesedő réti szolonyec) foltokat találunk. A termesztett növények a főbb szántóföldi növények, amelyekhez néhány melegkedvelő növény, pl. ricinus és a földimogyoró, valamint néhány zöldségnövény, pl. a fűszerpaprika és a hagyma csatlakozik.

1.9. Az Észak-alföldi hordalékkúpsíkság Az Alföld Északi-középhegységhez csatlakozó tája. A sok közös vonás mellett a középhegység különböző egységeiből lefutó folyók által szállított és elterített hordalék jelentős különbségeket is okoz. Három kistájat foglal magában, a Tápió–Galga–Zagyva-vidéket, a Gyöngyös–Heves-vidéket és a Borsod–Zempléni síkvidéket. Közös vonása a tájnak, hogy az É–D irányú völgyeket K-felől keskeny homokhát kíséri. A középhegység anyaga és a hullópor keveredve rakódott le, amit még változatosabbá tesz a paleotalajok eltemetett szintje, illetve szintjei. A Rónai A. által irányított fúrásokból ismeretes, hogy az Alföld közepe felé a pleisztocén kori üledékek vastagsága fokozatosan nő, és ezeket esetenként számos fosszilis talajszint tagolja. A hullámos térszint magasabb részein megtalálhatók az eltemetett talajszintek, míg a köztes részeken erodálódtak. Ha az eltemetett szintek a gyökerek számára elérhetők, kedvezőbb víz- és tápanyagellátást biztosítanak a termesztett növények számára. A talajok a középhegység felől először csernozjom barna erdőtalajok, csernozjomok mozaikjából

348 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

állnak, majd a mélyebb részeken megjelennek a réti talajok, valamint a szolonyeces rétitalajok és a réti szolonyec szikesek. A homokosabb területeken barnaföldek, humuszos homokok és kevés futóhomok a jellemző. A talajok termékenységét a középhegységből származó ásványi anyagok kedvező tápanyagtartalma biztosítja, míg az agyagos vályog a jó vízgazdálkodásnak kedvez. A szántóföldi növények nagy része eredményesen termeszthető, amelyekhez a dohány, a paradicsom és a dinnye termesztése társul.

1.10. A Nyírség Jellegzetes homoki táj, amely a Kárpátokból É-felől érkező ősfolyók hordalékából épült fel, majd a víz és a szél felszínformáló hatására vette fel mai alakját. A túlnyomórészt homokból, helyenként löszből álló felszínen futóhomok, humuszos homok és kovárványos barna erdőtalajok képződtek a magasabb térszineken, míg a buckák közti mélyedésekben homokos és iszapos réti talajok foglalják el a teret, helyenként lápos réti talajokig előrehaladott hidromorf jelleggel. Kisvárda körül és a Nyíregyháza vonaltól NY-ra a löszös homokon a csernozjomosodás jellemzi a talajképződést. A Debrecen–Mátészalka vonal mint vízválasztó egyben a felszín domborzatában is eltérő képet mutató két területre osztja a felszínt. E vonaltól É-ra a buckaközi területek keskenyebbek, míg D-re kiszélesednek, és tágas, réti talajokkal fedett völgyeket képeznek. Különbség van a buckaközi térségek irányultságában is, mert az É-i részen közel É–D irányúak, míg a vízválasztótól D-re fokozatosan DNY-i irányt vesznek fel. A homokon kialakult talajok savanyúak, rajtuk rozs, burgonya, napraforgó, csillagfürt esetleg szöszös bükköny termesztése ajánlott. Az igen sovány homokokon megmaradt az erdő, csak a fafaj változott; ma az erdőalkotó fafaj a legtöbb esetben az akác. A homoki táj nevezetes állókultúrája az almás. A mély fekvésű réti talajokon termeszthető zöldségnövények a káposzta, a paradicsom, a hagyma és a torma. A szántóföldi művelésben hasznosított területeken nagy a defláció veszélye, ami ellen megfelelő agrotechnikával és zöldtrágyázással kell védekezni. Az ipari növények közül elterjedt a dohány termesztése. A réti talajokon és a humuszos homokokon a búza, a napraforgó, a repce, a bükkönyfélék is termeszthetők.

1.11. A Hajdúság A Nyírséget NY-felől követő löszös táj. Felszíne sík, talajai a kilúgozott csernozjomtól a mészlepedékes csernozjomig változnak a táj É-i részében, de a Debrecen-vonaltól D-re egyre több a réti csernozjom, és a mélyedésekben megjelennek a szikesek. Ez utóbbinak oka a talajvíz mélysége, ami a táj É-i részében 6–8 m, míg a D-i területeken 2–3 m. A fő termesztett növények az őszi búza, az őszi árpa, a kukorica, a napraforgó, a lucerna és a borsó. Nagy jelentősége van az öntözésnek, amivel az aszály kártételét mérsékelni lehet. Az ország egyik legtermékenyebb talajú tája.

1.12. A Berettyó–Körös-vidék Az Alföld legmélyebb, még ma is erősen süllyedő területe. A tájat felépítő folyóvízi hordalékok a táj É-i részén a Tisza, a Hortobágy és a Berettyó által kerültek mai helyükre, míg a D-i területeket a Körösök építették fel. A folyók hordalékkúpjai közötti mélyebb területekre lassan ülepedő agyag került, míg a folyók közelében iszap rakódott le. A Nyírség felől kisebb homokszigetek nyúlnak át a tájba, ugyanúgy, mint Érmellék felől a löszös hátak. Ennek következményeként a talajok hidromorf jellege is többfokozatú. A magasabb részeken kovárványos homok, illetve réti csernozjom és mészlepedékes csernozjom borítja a felszínt, míg a mélyebb síkot a réti és szikes talajok foglalják el. A réti talajok nagy része szolonyeces réti talaj, amelyek a réti szolonyecekkel együtt meszezéses vagy altalaj-terítéses talajjavítással jobban hasznosíthatók. A talajok nagy része savanyú, így a meszezés a réti talajokon is termésnövelő hatású, egyben pedig a környezet savasodásának hatása is ellensúlyozható. A táj legmélyebb részein – a Sárréteken – a láptalajok maradványai terülnek el. A folyók szabályozása óta folyamatosan csökken a lápok területe és a tőzegréteg vastagsága. A táj egy része a nagy áradások idején még ma is víz alá kerül, mert vésztározónak használják. Más részén viszont a belvizek gyakoriak a talajok rossz vízgazdálkodása és a területek lefolyástalansága miatt. Ilyenkor a belvizek átemelése a magasabb folyómederbe csak szivattyúkkal oldható meg. A réti talajokon és a javított szikeseken szántóföldi művelés folyik, míg a javítatlan szikeseket legelőként hasznosítják. Itt-ott megmaradtak a szikeseken kialakított rizstelepek is. A 349 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

szántókon termesztett növények a búza, a kukorica, a napraforgó, a cukorrépa, melyekhez a lucerna, a borsó és a szöszös bükköny csatlakoztatható. Az erősen belvizes területeken az őszi gabonák vetése kockázatos. Az agyagos réti talajok művelésének csak rövid időszak kedvez, mert csak néhány olyan nap van, amikor a talaj nedvességállapota megfelelő. A szmektites, vagyis duzzadó agyagásványokkal jellemezhető talajok szárazon erősen repedeznek, nedvesen pedig erősen tapadnak a talajművelő eszközökhöz. Ezért ezeket a talajokat „perctalajok”-nak nevezik. A megfelelő talajműveléshez több gépre van szükség, mint a csernozjom területeken.

1.13. A Körös–Maros-köze Más néven a Dél-tiszántúli löszhát, illetve a Békéscsanádi löszhát a Körösök, a Tisza és a Maros által határolt magasabb löszös hát tája. A központi részét a Maros régi hordalékkúpja foglalja el, amely K-felől nyúlik be a tájba. Ennek anyaga homok és homokos iszap, amely könnyen felismerhető a nagy csillámtartalmáról. Ott, ahol a homokbányákban megnyitásra kerül, a nagy, 2–3 mm-es muszkovitlemezkék találhatók. A sok csillám a talajok káliumtőkéjét gazdagítja, amit a trágyázásnál figyelembe kell venni. Ezt a hordalékkúpot körülvevő térséget lösz borítja, amely enyhén hullámos felszínt alkot. A sík felszíneken réti csernozjom és alföldi mészlepedékes csernozjom talajok vannak, míg a mélyedések talajai elszikesedtek. A mezőségi talajok humusztartalma itt a legnagyobb, Mezőhegyesen vagy Bánkúton eléri a 4–4,5%-ot. A talajok legnagyobb része már a feltalajában tartalmaz szénsavas meszet. A túlzott és nem megfelelő időben végzett talajművelés hatására a mezőségi talajok szántott rétege elporosodott, ezért a tavaszi száraz, szeles időszakokban a fedetlen talajfelszín anyagát felkapja és odébb szállítja a szél. A szántóföldi növények választéka nagy, híres búza-, kukoricatermő táj, de az öntözés még itt is meghálálja a befektetett munkát. A korai tavaszodás és a magasabb átlaghőmérséklet miatt még a melegigényes növények termesztése is sikerrel jár. Ha a szikes talajok területén adottak az öntözési lehetőségek, a rizstermesztés is eredményes lehet. Egyébként a szikeseket legelőként hasznosítják.

2. A Kisalföld Területe három tájra osztott, a Győri-medence, a Marcal-medence és a Komárom–Esztergomi síkság tájára.

2.1. A Győri-medence Fertőtől Győrig, illetve Rajkától Marcaltőig terjed, és három kis tájból áll: a Szigetköz a Mosoni-síksággal, a Fertő-medence a Hansággal, a Rábaköz a Kapuvári-síkkal és a Csornai síkkal. Ezek közül a Szigetköz a fiatalabb Duna-öntéseken alakult ki, míg a Mosoni-síkság a valamivel magasabban fekvő löszös anyagot is tartalmazó hordalékon. A Szigetköz talajai megőrizték a Duna öntésanyagának jellegét, és már a felszíntől kezdve karbonátosak. Egy részük fiatal öntés, míg a talajok túlnyomó része öntés réti típusba sorolható. A talajvíz ezeken a helyeken 2 m körül található. Ott, ahol mélyebben van, megindult a mezőségi talajképződés és réti csernozjomok keletkeztek. Az öntéstalajok ásványai között sok a csillám, ami a talajok káliumtőkéjét gazdagítja. A kevés agyag illit és szmektit elegye. A talajvízből felkúszó kapilláris víz fontos termékenységi elem, ezért a legnagyobb termések a réti talajokon érhetők el. A szántókon az őszi búza, a kukorica, a cukorrépa és a zöldségfélék termesztése terjedt el, amennyiben a felszínhez közeli kavicsréteg nem szólt ez ellen. A Fertő–Hanság-medence egy része nyílt víz, míg mintegy fele nádas, vagy mocsár. A láptalajok az uralkodók, de a tó körül réti és nyers öntéstalajok, sőt szulfátos szikesek is találhatók. Csatornázással megkísérelték a nedves rétek és mocsarak lecsapolását, de a terület kiszárítása több kárt okozott mint hasznot. A kistáj NY-i részén, a Balfi-dombságon lajta mészkő van a felszínen, azon barnaföldek, valamint rendzinák keletkeztek. Ezen a dombságon alakult ki a soproni borvidék magva. A lápos réti talajokon és az öntéseken szántóföldi művelés is folyik, míg más része rét és legelő. A szántókon termeszthető növények az őszi búza, az őszi és a tavaszi árpa, a kukorica, a cukorrépa, a lucerna, a vöröshere és zöldségfélék. Az utóbbiak ott, ahol az öntözés biztosítható. A Rábaköz a Rába és a Répce hordalékain épült fel. Mivel a talajvíz mélysége 2 és 4 méter között van a terület nagy részén mérsékelt a hidromorf hatás. Kevés a láptalaj és sok a réti talaj. A talajok nem tartalmaznak szénsavas meszet, ezért gyengén savanyúak. Az ásványok között több-kevesebb szmektit van, ami a talajok repedezését és nehéz művelését okozza, ott, ahol nagy az agyagtartalom. A termesztett növények széles választéka eredményesen illeszthető a vetésváltásba, amit az állattenyésztést megalapozó szálas takarmánynövények is gazdagítanak.

2.2. A Marcal-medence 350 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

A folyó alluviumain kialakult lápos, vagy típusos réti talajokkal jellemezhető, míg a völgyet körülvevő és kísérő peremeken a löszös üledékeken réti csernozjomok vannak. A völgy réti talajai közt kisebb foltokban gyengén fejlett szikesek és szolonyeces réti talajok is találhatók. A környező peremekről lefutó vizek hordalékai elterülve igen különböznek a szállított anyag minőségét illetően. Így a több-kevesebb kavicsot is tartalmazó hordalékok anyagában megtalálhatók a Bakony mészköveinek és bazaltjának anyagai, a Kemenesalja kvarckavicsai, és mindezekre sok helyen lösziszap takaró települt. E változatos talajképző kőzetek hol erdőtalajok, hol rendzinák képződtek. Ha az erdőtalajok felhalmozódási szintje belenyúlik a mélyebben fekvő kavicsrétegbe, összecementálja azt, amitől a terület sülevényessé válik. A táj K-i részét alkotó Devecseri-sík talajviszonyait a felszínek kora is meghatározza. Sok esetben a lefutó víz erodálta a hullámos térszín egy részét, elhordta, majd a helyét új anyaggal töltötte fel. Az így egymás mellé került, de különböző korú felszíneken az idősebbeken agyagbemosódásos barna erdőtalajok fejlődtek, míg a fiatalabbakon barnaföldek. Változatosságot okoz az is, hogy a több homokot tartalmazó hordalékokon azonos kor esetén is agyagbemosódásos barna erdőtalajok alakultak ki, míg az agyagosabb változatokon barnaföldek. A Ság-hegy kúpján szőlők vannak, míg a hegyet körülvevő vizenyős területeken rétek, legelők találhatók. A vízhatástól mentes térszínek szántóföldi használatban vannak, a búza, a kukorica, a napraforgó és a cukorrépa mellett a kívántnál kevesebb a pillangós, elsősorban a vöröshere.

2.3. A Komárom–Esztergomi-síkság Győrtől Tatáig, illetve Esztergomig, majd É–D irányban a Duna medrétől a Bakony, a Vértes és a Gerecse lejtőiig terjed. Három kistájra bontható, a Győr–Tatai teraszvidékre, az Igmánd–Kisbéri-medencére, valamint az Almás–Táti Duna-völgy szakaszra. A tájat részben a NY–K-i irányt követő Duna, részben az erre merőlegesen D-ről É-ra irányuló kis folyók és patakok hordaléka építette fel, amelyekre részben lösz települt, részben a szél futóhomokot hordott. A Győr– Tatai teraszvidék Duna menti sávját fiatal folyóvízi üledékek alkotják, míg ettől délre, valamivel magasabban a Duna idősebb teraszainak kavicsanyagából felépült térszíneken, vékony lösz és homokos lösz takaró fedi a felszínt. A homokos talajok a futóhomoktól a humuszos homokig terjedő skálán mozognak. A mélyebb részeken réti és öntéstalajok vannak, amelyek mindegyike tartalmaz szénsavas meszet. A homokon telepített feketefenyő- és erdeifenyő-állományok vannak, valamint gyümölcsösök, szőlők és hétvégi kiskertek. Ott, ahol a déli irányból érkező felszín alatti vízáramlás erősen meszes a mészkő és dolomit hegységekből származóan, ha a talajvíz a felszínhez közel kerül és betöményedik, mészkőpadok keletkeznek. Ezek helyi megnevezése az „atka”. Gyökérzáró réteget képeznek, ezért ezek a réti talajok sülevényesek. Az Igmánd–Kisbéri-medence hullámos felszínét lösz borítja, amely alól csak a gerinceken bukkan ki a homok vagy a kavics. Ott, ahol a lösz megmaradt, mészlepedékes csernozjomok vannak, csernozjom barna erdőtalajokkal váltakozva. Mivel azonban mind a szél-, mind a vízerózió pusztít a tájon, e talajok sok helyen elvékonyodtak vagy helyükön földes kopárok alakultak ki. Gyakori eset, hogy a dombhát gerincét a szél hordja el, míg a lejtőn a víz okoz eróziót. A vékony löszréteg anyagába a helyenként felszínre kerülő pannon homokos üledék anyaga is belekeveredett, ezért az agyagásványok közt sok a szmektit. E kis táj nagy hányada szántó, melyen őszi búzát, őszi és tavaszi árpát, kukoricát, napraforgót, cukorrépát, borsót, lucernát és vörösherét termesztenek.

3. A Nyugat-magyarországi peremvidék A nagytáj négy tájra oszlik, az Alpokaljára, a Soproni–Vasi-síkságra, a Kemeneshátra és a Zalai-dombvidékre. A talajképző kőzet az Alpokkal szoros kapcsolatban van, vagy azért mert az Alpok nyúlványai átnyúlnak a tájba, vagy mert a talajképző kőzetek anyaga az Alpok kőzeteinek málladékaiból és hordalékaiból épül fel. Jellemző a nagytájra, a többi nagytájhoz viszonyított a csapadékosabb és hűvösebb éghajlat. Domborzat tekintetében a terület nagy része a dombvidék, amelyben különös jelentőségre tesznek szert a medencék.

3.1. Az Alpokalja A Soproni-hegység, a Kőszegi-hegység, valamint az Őrség és a Vasi-hegyhát kistáj-csoportokból épül fel. A Soproni-hegység határ menti része ókori kristályos röghegység, amely gneiszből, kristályos agyagpalákból és fillitekből áll. Ettől ÉK-re fiatalabb, harmadidőszaki kőzeteket foglal magában, pl. lajta mészkövet, homokkövet és szarmata mészkövet. Ehhez csatlakoznak a pannon agyagos–homokos üledékek és a kisebb löszterületek. Míg a savanyú, tömör kőzeteken gneiszen, agyagpalákon és filliten savanyú nem podzolos barna erdőtalajok, valamint podzolos agyagbemosódásos barna erdőtalajok találhatók, a Fertő melletti mészköveken és meszes 351 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

üledékeken rendzinák és humuszkarbonát talajok képződtek. Ez utóbbiak nagy részén erdők vagy szőlők díszlenek. Az Ikva völgyében réti talajok képződtek, míg a medencében a löszön vagy a meszes hordalékon a barnaföldek, a csernozjom barna erdőtalajok az uralkodók. Ez utóbbiakon jó szántók vannak, melyeken őszi búzát, tavaszi árpát, zabot és repcét a pillangósok közül vörösherét és zabos bükkönyt termesztenek. A Kőszegihegységben a talajképző kőzet agyagpala, csillámpala vagy a meszes cáki-konglomerát. A talajok rankerek, savanyú, nem podzolos barna erdőtalajok, illetve rendzinák, amelyeken erdők díszlenek. A kistáj jellegzetessége a szőlők és a szelídgesztenyések együttes előfordulása. A Felső-Örség és a Vasi-hegyhát kistáját a Rába völgye osztja ketté, két részben hasonlók a talajviszonyok. A laza és mésztelen üledékeken a pangó vizes barna erdőtalajok az uralkodók, melyeket nagyrészt erdő borít. A települések közelében fenntartott kis területű szántókon zabot, tavaszi árpát, vörös herét, bíborherét termesztenek. A talajok művelésében gyakori a bakhátas szántás és – a vízerózió elleni védelem érdekében – a szintvonalak mentén kialakított keskeny táblák következtében léte jövő „népi teraszok”.

3.2. A Sopron–Vasi-síkság Jellegét az É–D irányban egymást követő és részben egymással kapcsolatban álló medencék sora alkotja. Ezek közös felépítése annak eredménye, hogy az Alpok felől érkező folyók, az Ikva, az Ős-Répce, a Gyöngyös, majd a Rába teraszai egyaránt az Alpokból lehordott kavicsból épültek fel. Ez a kavicsanyag, melynek nagy rész kvarckavics, helyenként a felszínen van, de a legtöbb esetben a talaj különböző mélységeiben található. A kavics- és homokbányák feltárásaiban jól láthatók az áthalmozás és a periglaciális fagyjelenségek nyomai. A medencék belsejét vékony lösztakaró borítja, ami a talajképződés tekintetében kedvező jelenség. A talajok egy része agyagbemosódásos barna erdőtalaj, míg más része – különösen a medencék löszös anyagán –, barnaföld. A táj különlegessége a csernozjomhatás szigetszerű érvényesülése és annak hatására csernozjom barna erdőtalajok képződése. Példák erre az Ikva-síkon, Pereszteg határában, a Répce teraszán a Sajtoskál– Sopronhorpács vonalban vagy a Gyöngyös-sík Szombathely környéki területei és Vép határa. A terület nagy része szántó, mely búza, árpa, zab, cukorrépa, vöröshere esetleg lucerna termesztését teszi lehetővé. A kavicsos foltokon rendszerint erdők vannak. Ha szántóként hasznosulnak, a termeszthető növények választéka igen szűk: árpa, zab, vöröshere, bíborhere. A mélyebb fekvésű részek réti talajai többségükben kaszálók vagy legelők.

3.3. A Kemeneshát Az Ős-Rába pleisztocénban lerakott kavicsán alakult ki, melynek vastagsága helyenként eléri a 20–50 métert. A hát felszíne közel sík, melyet vékony iszaptakaró borít. Ez alól a kavics a felszínbe keveredik, vagy a felszínhez közel helyezkedik el, és gyökérfejlődést gátló réteget alkot. Ha a talajképződés – adott esetben az agyagbemosódásos barna erdőtalajok képződése –, felhalmozódási szintje belenyúlik a kavicsba, a bevándorolt agyag összecementálja a kavicsot, és ezzel megszünteti a vízáteresztését. Ez a talajképződés a pleisztocénban játszódott le, amit igazolnak a feltárásokban található periglaciális fagyjelenségek nyomai, az üst, gyapjúzsák vagy jégék alakú rajzolatok. Idősebb talajképződésre utal a felhalmozódási szintek vöröses árnyalata is. Az agyagbemosódásos talajoknak itt nemcsak a vízgazdálkodása rossz, hanem erősen savanyúak is, ami a szántóföldi termelést még jobban nehezíti. Ezért a Csernek nevezett sík háton többnyire erdőket vagy bozótokat találunk a sekély termőrétegű, kavicsos talajon. Ott, ahol a termőréteg vastagabb, a szántókon árpát, zabot, vörösherét és bíborherét termesztenek. Az állattartás alapja a legelő és a rét, melyek a mélyebb fekvésű réti talajú területeket foglalják el. A táj keleti lejtőin kedvezőbbek a talajviszonyok, mert ott homokon és löszös üledéken kialakult barnaföldek és csernozjom barna erdőtalajok vannak. Ezeken szélesebb a termeszthető növények skálája.

3.4. A Zalai-dombvidék Szénsavas meszet nem tartalmazó periglaciális vályogon és pannon agyagos üledékeken épül fel, melyeket K felé fokozatosan vékony lösztakaró vált fel. A talajok pangó vizes barna erdőtalajok, amelyek kelet felé agyagbemosódásos barna erdőtalajoknak adják át a helyüket. A tájat É–D-i irányú széles völgyek és az azokra közel merőlegesen kialakult kisebb völgyek hálózata tagolják. Az É–D-i irányú völgyek nagy része elláposodott, és ott a réti talajok mellett tőzeges láptalajok is előfordulnak. A táj két nagyobb egységre osztható, a Nyugat-Zalai-dombságra, amely a Felső-Zala-völgy, Hetés és Göcsej kis tájakból áll, valamint a Kelet-Zalai-dombságra, amelyet az Egerszeg-Letenyei-dombság, a Zalaapáti-hát, valamint a Zalavári-hát alkot. E dombháti kis tájakat a völgyi kistájak választják el egymástól; a Felső-Zalavölgy, az Alsó-Zala-völgy, a Principális-völgy, valamint a Mura-völgyi-sík.

352 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

A Nyugat-Zalai-dombság a talajképző kőzet savanyúsága és a sok csapadék (700–800 mm), a kis párolgás miatt a pangó vizes barna erdőtalajok igazi hazája. A területnek mintegy felén erdők állnak, míg a másik felén, a szántókon – amelyeken gyakori a bakhátas művelés –, őszi búza és őszi árpa mellett zabot és rozsot, vörösherét, bíborherét, fehér herét, rostlent és repcét termesztenek. A kevés burgonya mellett elterjedt a tarlórépa termesztése is, melyet részben takarmányozásra, részben emberi fogyasztásra használnak fel. A Kelet-Zalaidombság talajai közt mind gyakrabban találkozunk az agyag-bemosódásos barna erdőtalajokkal, sőt helyenként a barnaföldekkel is. A dombhátak legmagasabb részét általában erdő borítja, míg a szántók és a szőlők, valamint a gyümölcsösök ezek körül vagy a lejtőkön találhatók. A széles völgyek réti és lápos talajait legelők és rétek formájában hasznosítják, vagy takarmánytermő szántókat alakítottak ki rajtuk. A dombsági szántókon már a kukorica termesztése is eredményes. Az erősen tagolt dombsági táj lejtőin a vízerózió veszélyt jelent, azért az ellene való védekezés fontos feladat. Hasonlóképpen eredményes a talaj savanyúsága elleni küzdelem, a meszezés. A pangó vizes barna erdőtalajok meszezése önmagában nem elegendő a talaj termékenységének fokozására, csak talajcsövezéssel, mélylazítással és megfelelő tápanyagpótlással kiegészítve mutat tartós hatást. Ezt igazolta a Belák Sándor professzor által kezdeményezett Nyugat-Magyarországi Meliorációs Program a ’60-as, ’70-es években.

4. A Dunántúli-dombság A nagy táj természeti földrajzi határai a Balatont és annak északi partjának keskeny sávját is felölelve délen a Dráváig, illetve az Alföldhöz tartozó Dráva menti síkságig terjed. Nyugatról a Nyugat-magyarországi peremvidék, míg keletről az Alföld határolja. Tájai: a Balaton-medence, Külső-Somogy, Belső-Somogy, valamint a Mecsek és a Tolna-Baranyai-dombvidék.

4.1. A Balaton-medence A Dunántúli-középhegységet D-ről kísérő süllyedéksorozat legnagyobb egysége, amely része a Balaton-vonal mentén keletkezett medencesornak. Geológiailag fiatal képződmény, melynek legmélyebb területét a tó foglalja el. Ennek nagysága időnként változott, vízszintje hol magasabb volt a mainál, hol alacsonyabb. A mai víztükör a siófoki zsilippel szabályozott. A tó területét kísérő öblözetekben különböző vastagságú tőzeg keletkezett, így a Kis-Balaton, a Nagyberek, a Tapolcai-medence, hogy csak a nagyobbakat említsük. Itt a különböző vastagságú tőzegrétegeken síkláptalajok találhatók. A tőzegréteg vastagsága helyenként eléri a 8 métert, de állandóan fogy, részben a kiégés, részben a defláció következtében. A kiégett helyeken a felszíni talajréteg a hamu maradványaiból és cserépborsókból áll. A láptalajok mezőgazdasági hasznosítása részben mint szántó, részben mint legelő és rét valósult meg, de ezek aránya rövidebb-hosszabb időközönként széles határok között változott. Általában takarmánynövényeket, tavaszi gabonaféléket és zöldségnövényeket termesztettek, több-kevesebb sikerrel. A mezőgazdasági hasznosítás előfeltétele a talajvíz szintjének állandósítása, lehetőleg egy méter közelében, hogy így a kapilláris víz a növények számára hasznosítható legyen, de a tőzeg a felszínhez közeli rétegekben még ne száradjon ki. A táj többi része megoszlik az üdülőterületek és a szőlők között. A szőlők talaja és talajképző kőzete igen változatos, mert a permi vörös homokkő, a bazalt, a pannon tengeri üledékek, a szilur agyagpalák és a lösz egyaránt előfordul. A talajok nagy része erodált. Mint ismeretes, a Balaton vízminősége egyes években jelentős gondot okoz. Ennek oka részben a víz eutrofizációja, részben a szennyező anyagok bemosódása. Ezt a csatornázással, a Zalába ömlő szennyvizek megtisztításával, a környező szőlőkben a műtrágyák és a növényvédő szerek használatának korlátozásával sikerült kedvező irányba befolyásolni. A balatoni borvidék mint a minőségi borok egyik nagyhírű tája további gondozást igényel, részben a meglévő kőtámfalas teraszok fenntartásával, részben új telepítések létesítésével, illetve a régiek felújításával. A szőlő mellett más gyümölcsfajokat is telepítettek, amelyek közül jellegzetesek a mandulások és őszibarackosok.

4.2. Külső-Somogy E táját a Balaton, a Sió-völgy, a Kapos-völgy és a Belső-somogyi-hordalékkúp határolja. A táj domborzatát völgyhálózata a Jaba, a Kis-Koppány, a Nagy-Koppány, majd a Kapos-völgy és az ezekbe torkoló kisebb völgyek alakítják, amelyek sakktáblaszerű hálózatot hoznak létre. Az ezek által határolt négyszögek a 353 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

kéregmozgások hatására pikkelyszerűen illeszkednek egymáshoz. A többnyire lösszel fedett térségeken a kibillent táblák magasabb helyein erdőtalajok, a völgyek közelében pedig csernozjomok képződtek. A domborzat és a talajok gyenge eróziós ellenállása miatt a dombok lejtői erodál-tak, sok helyen az erdőtalajok B szintjének vörösbarna anyaga képezi a szántott réteget, míg az erősen erodált foltok fehéren válnak ki a tájból az őszi és a tavaszi szántások idején. A szántókon az őszi és a tavaszi gabonafélék egyaránt termeszthetők. Jól díszlik a kukorica, napraforgó és a cukorrépa. Kevés viszont a lucerna és a vöröshere. Az erdőtalajok esetében a szántók talaja savanyú, ezért meszezés szükséges, de ott, ahol az erózió elvékonyította a talajt, vagy karbonátos lösz került a felszínre, ez éppúgy felesleges, mint a csernozjomokon. A csapadék és az évi lehetséges párolgás közel egyensúlyban van, azért kedvező a növények vízellátása. A dombokon sok helyen telepítettek gyümölcsösöket, szilvát, meggyet, almát, de találunk barackosokat és szőlőt is. A kibillent táblák legfelső részén több helyen megmaradt a cseres tölgyes erdő. A völgyekben a réti talajokon már csak kevés helyen maradt meg a rét, sok helyen feltörték őket, különösen ha talajcsövezést végeztek. A táj éghajlata NY-ról K-felé szárazabbá válik, ezért az erdőtalajokat fokozatosan a csernozjom váltja fel.

4.3. Belső-Somogy A Kisbalaton és a Nagyberek lápos területe, Külső-Somogy, a Tolna–Baranyai-dombvidék, a Dráva, valamint a Zalai-dombvidék által határolt nagy hordalékkúp, melyet csak a Marcali-hát löszös dombvonulata választ ketté. Éghajlatát a lehetséges párolgást meghaladó csapadék és a kiegyensúlyozott hőmérsékleti viszonyok jellemzik. A talajok nagy része az agyagbemosódásos barna erdőtalajokhoz és a barnaföldekhez sorolható és együttesen a táj területének 80%-át foglalják el. A homokos hátakon az agyagbemosódásos barna erdőtalajok mellett megjelennek a kovárványos barna erdőtalajok, a humuszos homokok és a futóhomokok is. A mélyedésekben tőzeges és kotus síkláptalajok, lápos réti talajok, valamint réti talajok alkotják a talajtakarót. A táj legdélibb részén, a Közép-Dráva-völgy kistájban pangó vizes barna erdőtalajok is találhatók. A folyóvölgyek árterületén öntésréti talajok és nyers-, valamint humuszos öntéstalajok a jellemzők. A táj mintegy 30%-a erdővel borított. Az erdők nemcsak az erdőtalajokon, hanem a vízhatás alatt álló talajokon is megtalálhatók. A szántókon termesztett növények a rozs, az őszi búza és árpa, a burgonya, a dohány. Az olajnövények közül elterjedt a napraforgó és az őszi káposztarepce. A löszösebb területeken, amelyek talaja barnaföld, cukorrépa is termeszthető. Pillangósok közül a borsó, a vöröshere, a fehérhere, erősen savanyú talajokon pedig a bíborhere terjedt el. A mélyebb fekvésű réti talajokon zöldségféléket, paradicsomot és zöldborsót termelnek a konzervgyárak számára. A gyümölcstelepítés viszonylag kis területen látható, és a kevés szőlő sem sorolható a kiemelt borvidékek közé. A talajjavítási lehetőségek közül a savanyú talajok meszezése indokolt.

4.4. A Mecsek és a Tolna–Baranyai-dombság A táj különböző jellegű, ezért különböző hasznosítási lehetőségeket rejtő kistájakból áll össze. Ezek: a Mecsekvidék, a Tolnai-dombság, a Baranyai-dombság és a Zselic. Mivel kőzet és talajviszonyaik jelentősen eltérnek egymástól ezért e kistájakat külön-külön tárgyaljuk. A Mecsek-vidék földtani felépítését a gránit, a fonolit, a mészkő, a vörös homokkő, az agyagpalák, a mészmárgák, az agyagok és a lösz különböző előfordulásai adják. Ennek megfelelően a rajtuk képződött talajok is igen változatosak. A mészköveken és márgákon rendzinák, valamint terra rossa képződmények keletkeztek, a grániton és a permi vörös homokkövön rankerek és agyagbemosódásos barna erdőtalajok, az agyagokon pedig az agyagbemosódásos barna erdőtalajok mellett barnaföldek képződtek. A kisebb löszfoltokon az erdőtalajok különböző típusai találhatók, de legtöbbször erodált változatokban, mert az erózió az egész kistájon meghatározó. A növénytakaró 80%-a erdő, a cseres tölgyes mellett megtalálható a molyhos tölgyes karsztbokorerdő is. Szőlők, szelídgesztenyések tarkítják a szántókat, mutatva a kistáj szubmediterrán jellegét. Jellegzetes talajképződménye a vörös agyagos kőzeten kialakult „csepelyes föld” mely gyenge termékenységű. A talajok nagy része savanyú. Ennek oka egyrészt a talajképző kőzet, másrészt az erdőtalaj-képződés.

354 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

A Tolnai-dombság három résztájból áll, a Völgységből, a Tolnai-hegyhátból és a Szekszárdi-dombságból. Ezek közös jellemzője a harmadkori üledékeket borító lösz, amelynek vastagsága az erózió következményeként igen különböző. A magasabb térszintek talaja az agyagbemosódásos barna erdőtalaj, amely az alacsonyabb dombokon a barnaföldeknek adja át a helyét. Ezt követik a dombokat kísérő sík területeken a csernozjom barna erdőtalajok, majd a mészlepedékes csernozjomok. A terület mintegy 20%-a erdő. Az erdők a dombhát legmagasabb részeit koszorúzzák. Szőlő főként a Szekszárdi-dombság területén van, ahol jelentős talajvédelmi berendezéseket, földteraszokat, burkolt vízlevezetőket és szilárd burkolatú utakat látunk. A szántókon őszi búza, őszi árpa, kukorica, napraforgó, a csernozjomos területeken cukorrépa díszlik. A pillangósok aránya kevés, lucernát és vörösherét termesztenek. Ezeken kívül burgonyát és borsót. Ott, ahol a talajok savanyúak, a meszezés termésfokozó hatású, míg az erózióra érzékeny talajokon a talajvédelem mindenképp szükséges, különösen a szőlőkben. A Baranyai-dombság a Pécsi-síkság, a Geresdi-dombság és a Villányi-hegység kisebb területeitől eltekintve egységes kistáj. A pannon agyagból felépült hegylábi területeket különböző vastagságú lösz borítja, melynek vastagsága elérheti a 10 métert is. A talajok több mint fele barnaföld, csak a legmagasabb térszinteken van agyagbemosódásos barna erdőtalaj. A kistáj déli részén erősödik a csernozjomhatás és csernozjom barna erdőtalajok – kivételesen mészlepedékes csernozjomok – borítják a felszínt. A Pécsi-sík mély fekvésű területét réti talajok alkotják, míg a Geresdi-dombságon a lösz alól kibukkannak a pannon üledékek. A talajok a kőzettől függően agyagbemosódásos barna erdőtalajok vagy a – karbonátos üledékeken – barnaföldek. A talajok termékenységét jelentős mértékben csökkenti az erózió. A Villányi-hegység magvát mészkő és kismértékben dolomit alkotja, melyet a lejtőkön harmadkori üledékek és lösz borít. A mészkövön a rendzina és a terra rossa a jellemző talajképződmény. Ez utóbbi vörös anyaga az erózió következtében bekeveredett a hegylábi területek lejtőinek talajába, ezért azok színe vörösesbarna. A kis táj éghajlatában 30%-nál több a mediterrán elemek aránya, ezért kiváló minőségű szőlő terem, és a borsó, valamint a zöldségfélék korán vihetők piacra. A mediterrán hatást a szelídgesztenye-ligetek is mutatják, de eredményesek voltak a kivitermesztésre irányuló kísérletek is. A szántóföldi növények közül az őszi búza és őszi árpa mellett a kukorica, a napraforgó, a cukorrépa is sikerrel termeszthető. A savanyú talajokon, pl. a Geresdi-háton pohánkát, zabot és kölest is termesztenek. A tájak jó hagyományai vannak a meszezésnek és a műszaki talajvédelemnek. A gyümölcsösök egy részében földteraszokat alakítottak ki. A termesztett gyümölcsféleségek között az őszibarack, a szilva, az alma a gyakori. A Zselic Belső-Somogy határáig terjed. Itt az éghajlat csapadékosabb, ezért a talajok között több az agyagbemosódásos barna erdőtalaj és nagyobb az erdőterület is. A talajok részben pannon üledékekből, részben az azt borító löszből keletkeztek. A szántókon itt több a burgonya, mint a táj többi kistáján, az őszi kalászosok mellett a zab is nagyobb területen található. A talajvédelem itt is elsődleges, de nem hagyható figyelmen kívül a savanyú talajok meszezésének szükségessége sem. A völgyek lápos réti és típusos réti talajait nagyrészt meghagyták rétnek, és csak kis részét törték fel szántónak, mely utóbbiakon takarmánynövényeket termesztenek.

5. A Dunántúli-középhegység A nagytáj DNY–ÉK-i irányú kiemelkedő térségét a középhegységi jelleg, a változatos kőzetviszonyok, a hűvösebb és csapadékosabb éghajlat, az erősen tagolt felszín jellemzik. Ennek megfelelően az uralkodó talajfőtípus az erdőtalaj, amelyet a medencékben egyrészt a lápos és réti talajképződés, másrészt a csernozjomosodás kísér. A 12 kistáj három középtájat alkot: a Bakony-vidék, a Vértes–Velencei-hegyvidék és a Dunazughegyvidék táját.

5.1. A Bakony-vidék 5 kistáj-csoportból áll, amelyek egymástól elsősorban földtani felépítésükben különböznek. Ezek a Keszthelyihegység, a Balaton-felvidék, a Déli-Bakony, az Északi-Bakony és a Bakonyalja. A Keszthelyi-hegység fennsíkja dolomitból és mészkőből épül fel. Erősen tagolt, rövid, meredek lejtőkkel jellemezhető, melyeken csak kis foltokban maradt meg a lösz. A tömör kőzeteken rendzinák vannak, míg a löszfoltok barnaföldek és agyagbemosódásos barna erdőtalajok képződésére adtak lehetőséget. Növénytakarójuk erdő, melyben sok a sziklasztyepp. Szőlőt csak kisebb foltokban találunk. A kis táj másik része a Tátika-csoport, mely bazaltkúpokból, lávatakarókból, gerincekből és tanúhegyekből áll. A lejtőkön a pannon üledékek mellett a lösz is megmaradt, ha az erózió nem pusztította le. A bazalton rankerek, fekete nyirok, barnaföldek, a pannon üledékeken és a löszfoltokon agyagbemosódásos barna erdőtalajok és 355 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

barnaföldek képződtek, de ezek nagy részét az erózió erősen csonkította, ezért csak erősen erodált változataik vagy földes kopárok maradtak vissza a helyükön. A legmagasabb térszinteket erdő borítja, a meredekebb lejtőkön szőlők vannak, míg az enyhébb lejtésű táblákat szántóföldi művelésre hasznosítják. A szántókon őszi és tavaszi kalászosok mellett szálas takarmányokat, valamint burgonyát termesztenek. A Balaton-felvidék kistáját a Badacsony–Gulács-csoport, a Balaton-felvidék és kis medencéi, valamint a Vilonyai-hegyek területe alkotják. A bazaltból és bazalttufából álló vulkáni kúpok és tanúhegyek oldalán a lejtőkön keveredik a kőzettörmelék a pannon üledékekkel és a löszmaradványokkal. Ezek szolgáltatják e nevezetes borvidék szőlőinek talaját, amit az erős erózió ellen kőtámfalas teraszokkal védenek. Ezek talaja a valamikori barnaföld helyén humuszkarbonát talaj, földes kopár vagy ranker. A medencékben barnaföldek és lejtőhordalék talajok maradtak meg. A medencék legmélyebb részein és a völgyekben a réti és lápos réti talajok legelőként vagy kaszálóként hasznosulnak. A kistáj középső részén több a dolomit és a mészkő, valamint a harmadidőszaki üledék. Ezek talajviszonyai és hasznosításuk hasonló az előbbi kistájnál leírtakhoz. A homokkő felszíneken a növénytakaró nagyobbrészt erdő, csak a kőtörmelékes lejtőkön találunk szőlőt és szántót, ezek termékenysége azonban csekély. A Dél-Bakony kistája ugyancsak erősen tagolt és változatos felépítésű. Résztájai a Veszprém–Nagyvázsonyimedence, a Kab-hegy Agártető csoport, a Sümeg–Tapolcai-hát, valamint a Devecseri-Bakonyalja. A táj képét hegyvonulatok, fennsíkok és medencék alkotják. Szántóföldi művelés csak a laza üledékekkel fedett hátakon és a medencékben lehetséges, amelyek talaja sok esetben kavicsos vagy erősen kavicsos. A talajok nagy része agyagbemosódásos barna erdőtalaj, amely savanyú. A lejtőkön a felületi lefolyás miatt erős az erózió. A harmadkori agyagos üledékeken nagyobb területeken találunk barnaföldeket, amelyek színe vörösesbarna. A fennsíkok dolomit és mészkő anyagán rendzinák és köves-sziklás váztalajok képződtek, amelyeket erdő, valamint sziklasztyeppek borítanak. A mészköves–dolomitos területeken gyakran találhatók vörös bauxitos, kaolinites vörös agyagok. A völgytalpakon és a medencék legmélyebb részén réti talajok képződtek, amelyeket kaszálóként, rétként hasznosítanak. Az Északi-Bakony résztájai a középhegység legmagasabb térszintjeit foglalják magukban. Résztájai az ÖregBakony, a Bakonyi-kismedencék, a Keleti-Bakony, valamint a Veszprém–Devecseri-árok. Az Öreg-Bakony és kismedencéi a dolomit és mészkő mellett harmadidőszaki üledékek és lösz elegyéből állnak. Ennek megfelelően talajai a rendzináktól az agyagbemosódásos barna erdőtalajokig sokfélék. Az erózió miatt tarkítja a képet a lejtőhordalék talajok és a földes kopárok mozaikja. A mintegy 60% erdő mellett a szántók termékenysége gyenge. A talajok nagy része (az erdőtalajok) savanyú. A termesztett növények az őszi búza, a zab mellett a repce, a vörös here, a tavaszi árpa, a burgonya és a borsó. A Keleti-Bakony szintén főként karbonátos üledékes kőzetekből épül fel, ezért talajai és azok hasznosítása hasonló az előző kistájéhoz. A Veszprém–Devecseri-árok kis medencék sorozatából tevődik össze, melyeket a dolomit- és mészkőtörmelék, a harmadkori üledékek és kevés lösz épít fel. E medencékben nagyobb a szántók aránya és több a hidromorf talaj mint az előző kistájakon, de mezőgazdasági hasznosításuk hasonló. A Bakonyalja kistáj-csoport, amely északról csatlakozik a középhegységhez, főként dombvidékekből áll; a Pápai-dombság, a Pannonhalmi-dombság és a Suri-bakonyalja kis tájakból. A Kisalföld felé irányuló anyagmozgás különböző időszakokban és különböző anyagokból származó hordalékkúpokat és hordaléklejtőket hagyott hátra. A hordalékanyag egy része kavics, más része homok és lejtőlösz. A kavics egy része az észak felől érkező ősfolyók hordalékából, a Kárpát-medence távolabbi kőzeteiből származik és most megváltoztatva a szállítás irányát rakódott le. E többszöri áthalmozás miatt a kavicsok nagy része erősen kopott, töredezett és változatos kőzetösszetételű. A fiatalabb kavicsanyag a mészkő és a dolomit törmelékanyagából kerül ki. Az idősebb vagy homokosabb felszíneken az agyagbemosódásos barna erdőtalajok erősen elsavanyodott talajait találjuk, míg a fiatal vagy löszös, karbonátos felszíneken a barnaföldeket, a csernozjom barna erdőtalajokat, a humuszkarbonát talajokat és a karbonátos lejtőhordalék talajokat hasznosítják a szántóföldi művelésben. Míg az első csoport talajai kevésbé termékenyek, az utóbbiak a növényválaszték szélesebb skáláját engedik meg. A homokos talajokon a rozs, a burgonya, a köles, a vörös here termesztése eredményes, a barnaföldeken az őszi és tavaszi gabonafélék mellett a napraforgó, lucerna és vöröshere ad jó termést. 356 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

A táj történelmi szerepére utal a Pannonhalmán létesült bencés apátság, mely a rend magyarországi tevékenységét irányította.

5.2. A Vértes–Velencei-hegyvidék Három kistáj-csoportra osztható: a Vértesalji-dombságra, a Vértes-hegységre, valamint a Velencei-hegységre és környékére. A Vértesalji-dombság kistájai a Bársonyos, az Általér-völgy és a Móri-árok. Enyhén hullámos dombság, amelynek magasabb területeit agyagbemosódásos barna erdőtalajok borítják, míg alacsonyabb és lösszel fedett részeit a barnaföldek mellett csernozjom barna erdőtalajok, mészlepedékes csernozjomok, lejtőhordalék talajok, a legmélyebb részeken pedig réti talajok borítják. Az Általér a dolomit és mészkő határán alakult ki erős erózióval kísérve. A völgy peremén a homokosabb üledékeken agyagbemosódásos barna erdőtalajokat találunk, míg az agyagos vagy löszös kőzeteken a barnaföldek vannak többségben. A Móri-árok a Bakonyt a Vértestől elválasztó süllyedék, amelyet már a pliocén végén folyóvízi hordalék töltött fel, majd a pleisztocénban újabb hordalékanyag borította be. A homokos kőzeteken az eredetileg agyagbemosódásos barna erdőtalajokkal borított felszínt megváltoztatta az erózió és a defláció, humuszos homokokat, homokos lejtőhordalékokat és földes kopárokat hagyva hátra. Az agyagosabb és karbonátos üledékeken barnaföldek vagy azok csernozjomosodott változatai alkotják a felszínt. Ezeket kisebb mértékben károsította az erózió. Különösen a völgy déli szakaszán a kiszélesedő teret réti, helyenként lápos réti talajok borítják. A talajok hasznosítása a magasabb fekvés és az erős savanyúság esetén az erdő, a lejtőkön a szőlő, az enyhébb lejtésű részeken a szántó. A legmélyebb területek megmaradtak rétnek. A szántók őszi és tavaszi gabonafélék, kukorica, napraforgó és burgonya, valamint lucerna és vöröshere termesztésére adnak lehetőséget. A Vértes-hegység nagy része dolomitból, míg kis része mészkőből áll. A hegygerinceken és a fennsíkokon rendzinákat találunk az erdők vagy a kopár sziklás legelők alatt. Csak a kis, üledékes kőzetek hordalékával feltöltött medencékben van egy kevés szőlő és szántó. A Velencei-hegység és környéke kistáj-csoport a Zámolyi-medence, a Sörédi-hát, a Lovasberényi-hát és a Velencei-hegység kis tájakból tevődik össze. A Zámolyi-medence az óholocénig elzáródott tó volt, mely feltöltődve a környező területek hordalékával nyerte el mai felszínét. Több méter vastag tavi és folyóvízi hordalékos réti talajok, réti csernozjomok és mészlepedékes csernozjomok keletkeztek, aszerint, hogy milyen a terület fekvése és mennyire volt hidromorf hatás alatt. A Sörédi és a Lovasberényi hátak magja pannon tengeri üledék, mely különböző vastagságú löszborítás alá került. A talajok a barnaföldektől a csernozjomokig terjedő skálán képződtek, aszerint, hogy a talajképző kőzet mennyire agyagos és mennyi karbonátot tartalmaz, valamint hogy mennyire volt kitéve az eróziónak. A terület túlnyomó része szántóföldi művelésben van. A termesztett növények közt megtalálhatók az őszi és tavaszi gabonafélék, a kukorica, a napraforgó, a repce, a lucerna és a vöröshere. A gyümölcsösök viszonylag kis területet foglalnak el, többnyire kajszi és alma a telepített fafaj. A Velencei-hegység kis tája alapvetően eltér a többitől, mert a talajképző kőzetek közt megtalálhatók a gránit és az andezit, valamint az agyagpalák. A különböző korú kőzeteket fiatal lösz és homok borította be. Az erősen tagolt felszín és az erős erózió miatt anyaguk keveredett a lejtőhordalékokban. Ott, ahol a gránit van a felszínen, agyagbemosódásos barna erdőtalajok, rankerek és váztalajok képződtek, míg az andezites és agyagpalás kőzeteken ezeken kívül barnaföld keletkezett. A tömör kőzeteken erdők állnak, míg a lejtős területek lejtőhordalék talajain szőlők díszlenek. Amilyen mértékben nő a talajképző kőzet anyagában a löszanyag, olyan mértékben válik alkalmassá szántóföldi művelésre. A termesztett növények között megtaláljuk az őszi búzát és az őszi árpát, a kukoricát, a napraforgót, a lucernát és a vörösherét.

5.3. A Dunazug-hegyvidék

357 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

Tája négy kistáj-csoportra osztható, a Gerecse-vidékre, a Bicske–Zsámbéki-medencére, a Pilis-hegységre, és a Budai-hegységre. A Gerecse kistájai mészkőből álló fennsíkokból és a köztük elterülő medencékből állnak. Míg a mészkőterületeken rendzinák és barnaföldek vannak, amelyeket zárt erdőségek borítanak, a löszös lejtőüledékeken a kevés agyagbemosódásos barna erdőtalaj mellett barnaföldek képződtek. A térszin tagoltsága miatt erős az erózió, aminek következtében földes kopár foltok, illetve köves sziklás váztalajok keletkeztek. A löszön kialakult talajoknak mintegy fele van szántóföldi művelésben, a másik fele szőlő, gyümölcsös, illetve legelő. A kis medencékben a szántók aránya megközelíti a 70%-ot. A termesztett növények közt megtaláljuk az őszi gabonaféléket, a kukoricát (amit sajnos 12%-nál meredekebb lejtőkre is vetnek), a napraforgót, a lucernát és a vörösherét. A Bicske–Zsámbéki-medence az Etyeki-dombság és a Zsámbéki-medence kistájakból áll. Mindkettőt lösszel fedett hullámos felszín jellemzi, melynek magasabb részein barnaföldek, majd csernozjom barna erdőtalajok és csernozjomok vannak. Az erózió mértéke közepes, de az ellene való védekezés itt is fontos. A Budai-hegység kistájai a Budai-hegyek, a Tétényi-fennsík, a Budaörsi- és a Tétényi-medence. A Pilis-hegység kistáj-csoport a pilisi hegyekből és a pilisi medencékből áll. A két, keletkezésüket illetően is szervesen összefüggő kistáj magasabb gerincei és hátai dolomitból és mészkőből állnak, melyeken a köves sziklás váztalajok és a rendzinák az uralkodó talajok. A lejtőkön és a medencékben, különösen ahol a talajképző kőzet a megmaradt lösz, szőlők, gyümölcsösök és szántók vannak. Itt a talajok az agyagbemosódásos barna erdőtalajok és a barnaföldek mozaikjaiból állnak össze. A kistáj erdősültsége 70%-a erdős. A szántókon őszi gabonaféléket, kukoricát, napraforgót, borsót, lucernát termesztenek. A Budai-hegységet dolomit, mészkő, mészmárga, oligocén homokkő, pannon üledékek és lösz építi fel. A tömör karbonátos kőzeteken rendzinák és köves sziklás váztalajok találhatók, a márgákon barnaföldek, a pannon üledékeken, a homokköveken és a löszön agyagbemosódásos barna erdőtalajok és barnaföldek váltják egymást. Ott, ahol az erózió elpusztította a felszínt, földes kopárok és humuszkarbonát talajok váltakoznak lejtőhordalék talajokkal. A hegyeket erdők koszorúzzák, míg a lejtőkön szőlők és gyümölcsösök díszlenek. Szántóföldi művelésben csak a hegyekkel körbezárt medencék löszön kialakult barnaföldjei és csernozjombarna erdőtalajai vannak. Az itt termesztett növények skálája az előbbi kistájéhoz hasonló. A Tétényi-fennsík felszínét szarmata pados mészkő és miocén homokos kavics formálják, melyekre a védettebb területeken lösz települt és maradt fenn. A mészkövön, amely könnyen aprózódik és mállik, barna rendzinák vannak. Ezek növénytakarója árvalányhajas füves gyep. Ha a mészkőre lösz, vagy bentonitos agyag települt, barnaföldek képződnek, melyeken őszibarackosok, mandulások és szőlők vannak. A Budaörsi- és Budakeszimedence fiatalon lesüllyedt területek, amelyeket a környező hegyek talajanyaga és kőzetei, valamint a hulló poros anyagból származó lösz töltöttek fel. Budaörs határában a repülőtér és az autópálya között elterülő mély fekvésű részen réti talajok vannak, amelyek között a pannon rétegekből feltörő magnéziumos vizek hatására szikes foltok is találhatók.

6. Az Északi-középhegység A nagytájat 8 tájra, 21 kistáj-csoportra és további 62 kistájra osztják a természeti földrajzban. A nyolc táj a következő: A Visegrádi-hegység, a Börzsöny, a Cserhát-vidék, a Mátra-vidék, a Bükk-vidék, az Aggtelek– Rudabányai-hegyvidék, a Tokaj–Zempléni-hegyvidék, az Észak-magyarországi medencék.

6.1. A Visegrádi-hegység A nagytájnak egyetlen a Dunától NY-ra eső tája, mely két kistájra, a visegrádi Duna-kanyarra és a visegrádi hegyekre osztható. A táj andezittufából és konglomrátumból épül fel, melyeket a védett helyeken különböző vastagságú lösz fed be. A talajok nagy része agyagbemosódásos barna erdőtalaj, melyet a gerinceken fekete nyirok s köves sziklás váztalaj vált fel. Az É-i kitettségű meredek lejtőkön az agyagbemosódást podzolosodás kíséri. A lejtők meredeksége és a periglaciális lejtős anyagmozgás, a szoliflukció a talajszelvények felépítését jelentősen megváltoztatta, részben a talajszintek elvékonyodása, részben az akkumuláció miatt. A hegység átmenete a folyó menti öntésterület felé kis patakok és száraz völgyek hordalékkúpjaival, valamint a Duna idősebb teraszain megmaradt lösszel jellemezhető. Ez utóbbiak közül nemzetközi ismertségre tett szert a több eltemetett fosszilis talajszintet magába foglaló Basaharci löszfeltárás. Az Ipoly-torkolatnál és azt követően fekvő gázlók a Kárpát-medence benépesedése tekintetében igen jelentősek voltak. Az észak felől érkező népcsoportok sok esetben itt keltek át a Dunán. Ezért építették ki a rómaiak a Dunát követő limest, melynek egyik nagyobb

358 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

erődjét a közelmúltban tárták fel a visegrádi lovaspálya területén, ezzel is igazolva a táj történelmi fontosságát, amit a visegrádi királyi palota és a fellegvár, valamint a dömösi apátság romja tovább bizonyít. A táj nagy részét erdő borítja, melyben csak a kis irtásközségek körül voltak szántók. Így alakult ki például Pilisszentlászló és Pilisszentlélek települése, melyek egyben a pálos rend székhelyeivé váltak az itt létesült apátságok révén. A szántók a Duna-öntéseken, és a Duna-szigeteken voltak, időnként felhúzódva a löszös Duna-teraszok lankáira. E szántókon őszi gabonaféléket, kukoricát, napraforgót, lucernát termesztettek.

6.2. A Börzsöny Három kistája a Központi Börzsöny, a Börzsönyi-kismedencék és a Börzsönyi-peremhegység. A központi Börzsöny 900 m fölé magasodó hegyeivel miocén andezitből képződött, melyet 15% andezittufa és 5% dácit kísér. A lejtőkön a periglaciális idején képződött kőtengerekkel és kőfolyásokkal, valamint a szoliflukcióval megszabta a talajképződés kezdetét. A talajok nagy része agyagbemosódásos barna erdőtalaj, melyet csak a kitett gerinceken és meredek lejtőkön vált fel a fekete nyirok, vagy a köves–sziklás váztalaj. A Börzsöny központi vulkánját gyűrűszerűen veszi körül a peremhegység, ezen belül a három kismedence. A peremhegység anyaga 2/3 részben andezittufa és agglomerátum, míg az egyharmada megoszlik a lajta mészkő és a slir között. Az alacsonyabb térszineken a kőzeteket harmadkori agyagos üledékek vagy lösz borítja. Mindezeken a talajképző kőzeteken agyagbemosódásos barna erdőtalajok alakultak ki, ha ezt az erózió nem gátolta vagy pusztította. Ez utóbbi esetekben köves sziklás váztalajok, rankerek foglalták el a helyüket. Csak a lösszel borított lankás hegylábi területeken találunk barnaföldeket és csernozjom barna erdőtalajokat. A növénytakaró 80%-ban erdő. Szántó csak kevés van, az is a szőlők és málnások közé ékelődve. A gyümölcsösök legtöbbje őszibarackos és az almás. A kismedencék, az egymástól elkülönült Kóspallagi-, Márianosztrai- és Szokolyai-medencék, a harmadidőszak végén, a pleisztocén elején keletkeztek azáltal, hogy a környezetük kiemelkedett. A medencéket igen változatos kőzetanyag töltötte fel, amit még a lösz anyaga is gazdagított. A szántók területén agyagbemosódásos barna erdőtalajokat, fekete nyiroktalajokat és barnaföldeket találunk, amelyeken őszi búzát, kukoricát és vöröshere mellett málnát termesztenek. A gyümölcsösök közt vannak őszibarackosok és almások. Ott ahol a lajtamészkő a felszínre kerül és rajta rendzinák képződtek, rendszerint legelők vannak.

6.3. A Cserhát-vidék Öt kistáj-csoportja: A Nyugati-Cserhát, a Keleti-cserhát, az Északi-Cserhát, a Karancsság, valamint a Gödöllő– Monori-dombság. A Nyugati-Cserhát két kistája a Kosdi-dombság és a Nézsa–Csővári-dombság. Az első tulajdonképpen a Naszályt és annak környékét foglalja magában. A földtani felépítésében 2/3 részben oligocén üledékek vesznek részt; agyagmárga, homok és homokkő, 1/4-e triász dolomit és mészkő, míg a fennmaradó rész miocén andezit és andezittufa. Az uralkodó talajtípus az agyagbemosódásos barna erdőtalaj, de emellett földes kopárok, rendzinák és rankerek is előfordulnak. Jelentős a barnaföld területe, amely a kis tájnak mintegy a felét foglalja el, különösen ott, ahol az említett kőzeteket lösztakaró borítja. A területhasznosításban fele részben az erdő, fele részben szántó vesz részt. A szőlők területe összesen 3–4%. A talajok termékenységét a savanyúság és az erózió korlátozza. A szántókon a főbb növények az őszi búza, a kukorica, a napraforgó, a lucerna, a vöröshere és a borsó. A Nézsa–Csővári-dombság hasonló felépítésű, az uralkodó talajok aránya és hasznosításuk is hasonló. A Keleti-Cserhát kistájai a Központi-Cserhát, a Galga-völgy, az Ecskendi-dombság, és a Cserhátalja. Geológiai felépítésükben részt vesznek az oligocén homokos és agyagos üledékek, az alsó miocén slir, az agyagmárgák és az andezit. A vulkánosság vékony andezittakarókat és teléreket hagyott hátra, amelyek a miocén folyamán az erózió hatására kipreparálódtak, majd a kéregmozgások hatására feldarabolódtak. Az andezit egyes részeire lajta mészkő, más részeire szarmata mészkő rakódott le. A pleisztocénban leülepedett lösz csak helyenként maradt fenn nagyobb vastagságban, elsősorban a hegylábak alsó szintjein és a dombságok enyhe lejtőin. A térség erősen tagolt, ezért a pleisztocén folyamán a lejtős anyagmozgás, a szoliflukció szabadon érvényesült, ma pedig a vízerózió pusztítja a talajokat. A talajok nagy része agyagbemosódásos barna erdőtalaj, amelyek elsősorban a löszterületeket jellemzik. Az agyagos felszíneken, különösen ha az agyag sok szmektitet tartalmaz, fekete 359 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

nyirok képződik, amely igen nehezen művelhető. Ott, ahol az agyagban nem a duzzadó agyagásványok vannak túlsúlyban, a barnaföldek a jellemző talajok. Az agyag- és mészmárgák különlegessége, hogy bennük a karbonátok aragonit alakban maradtak fenn. A kistáj-csoport talajait meszezéssel kell karbantartani, és gondoskodni kell a talajvédelemről is. Hasznosításuk fele részben erdő, míg a terület másik felét a szántó, a gyümölcsös és a szőlő foglalja el. A szántókon őszi és tavaszi kalászosokat, borsót, cukorrépát, vörösherét, lucernát, szálas takarmányokat termesztenek. A fekete nyirokot a legtöbb esetben szőlő számára hasznosítják. A Galga völgyének öntés- és réti talajain gyakori a zöldségtermesztés. A Galgahévízi vasútállomás mellett nevezetes a fosszilis talajokat megőrzött, volt téglagyári feltárás. Az Északi-Cserhát két kistájból, a Terényi-dombságból és a Szécsényi-dombságból áll. Az oligocén homokkővel, miocén slirrel és tarka agyaggal borított dombokat andezitkúpok és telérek teszik változatosabbá. A peremeken szoliflukciós vályog és lejtőlösz maradt fenn. A talajok egyharmada agyagbemosódásos barna erdőtalaj, fele barnaföld, míg a többi a földes kopár, kovárványos barna erdőtalaj, fekete nyirok és a réti talaj. A dombságnak mintegy fele szántó, negyede erdő, a többi részre szőlő, gyümölcsös és rét. A szántókon búzát, kukoricát, napraforgót, vörösherét, burgonyát termesztenek. A Karancsság két kistájat foglal magában, a Karancsot, valamint a Litke–Etesi-dombságot. A Karancs, valamint az azzal egyidejűleg kialakult andezithegyek közét harmadidőszaki agyagos üledék, miocén slir és márga tölti ki. A felszín erősen tagolt, ezért az erózió jelentős. A talajok nagy része agyagbemosódásos barna erdőtalaj és annak erodált változatai. A dombvidék alacsonyabb szintjein, a löszös üledékeken barnaföldek alakultak ki. Az erózió következtében a magasabb térszineken sok a földes kopár, míg az andezitterületeken a kövessziklás váztalajok az uralkodók. Különösen azok a földes kopár területek terméketlenek, amelyek slirkőzeten képződtek, mert rajtuk a gyeptakaró sem tud kialakulni és az eróziónak ellenállni, ezért rajtuk sok a borókás kopár. A Karancs 60%-a, míg a dombság egyharmada erdő. A terület többi része túlnyomórészt szántó, melyen őszi búzát, árpát, burgonyát és vörösherét termesztenek. A talajok egy része erősen savanyú, ezek meszezése szükséges. Az erős erózió-veszélyeztetettség miatt elengedhetetlen a talajvédő gazdálkodás. A Gödöllő–Monori-dombság két kistájra osztható, a Gödöllői-dombságra és a Monor–Irsai-dombságra. Az ÉNY–DK-irányban elhúzódó két kistáj fokozatos átmenettel szervesen kapcsolódik egymáshoz. ÉNY-felől az Alföld felé fokozatosan lejt, de ezen belül számos völggyel tagolt dombság. A magja ÉNY-on miocén homokkő és kavics, amit az Alföld felé felső-pannóniai (levantei) homokos–agyagos üledék követ. Erre települ az ŐsDuna és mellékfolyói által elterített kavics (Kerepes), helyenként pedig pannon végi édesvízi mészkő és márga, valamint mésszel cementált homok. Mindezt DK-felé fokozatosan vastagodó löszréteg és futóhomok borította be a pleisztocénban. A szoliflukció és a derázió tovább alakította a felszínt, miközben az erózió hatására fosszilis talajrétegek is a felszínre kerültek mint a pleisztocén talajképződés tanúi. A talajok a magasabb fekvésű, valamint a homokosabb helyeken agyagbemosódásos barna erdőtalajok, amelyek DK felé, valamint a dombhát K-i és NY-i peremei felé fokozatos átmenettel barnaföldnek, csernozjom barna erdőtalajnak és végül mészlepedékes csernozjomnak adják át helyüket. Ennek megfelelően csökken az erdők mennyisége. Az erősen erodált – ezért sok földes kopárral tarkított –, területek talajtakarója az erdő, az agyagbemosódásos barna erdőtalajokon az arány 80%-ra, a barnaföldeken 50%-ra, a csernozjomokon 10% alá csökken az erdő területe. Ezzel ellentétesen alakul a szántók területe, míg a kereken 10%-nyi rét és legelő a völgyeket foglalja el. A szőlő és gyümölcsös területe ÉNY-ról DK-felé haladva 5%-ról 10%-ra nő. A szántókon termesztett növények a rozs, az őszi búza és árpa, a kukorica, a napraforgó, a lucerna és a vörös here. A kis tájon jelentős a zöldségtermesztés és ami ennél még jellemzőbb, a gyógynövények és illóolajtermő növények termesztése, amelyeket a kerepesi üzem dolgoz fel.

6.4. A Mátra-vidék Hét kistáj alkotja, melyeket két kistáj-csoportba vonhatunk össze; a Központi-Mátra, valamint a Mátraalja csoportokba. A Központi-Mátra 3 kistája a Magas-Mátra, a Nyugati-Mátra és a Déli-Mátra, az ország legmagasabb hegyeit képviselik. Kőzetük nagyrészt piroxén andezit és andezittufa, melyet hipersztén andezit és dácit kísér. A peremeken harmadidőszaki agyagos üledék, pannóniai homok és agyag kísérik az andezitet. Jellegzetes geológiai képződmény a Szurdokpüspöki mellett található kovaföld, amit bányásznak is. Mindezek a kőzetek 360 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

különböznek egymástól ásványi összetételük, mállékonyságuk és mállástermékeik tekintetében. Ehhez járul még, hogy a mállásra a közben bekövetkező erózió hatására a rendelkezésre álló idő is jelentős különbségeket mutat (10 000-től 10 millió év), miközben a mállás körülményei is változtak (az éghajlat). Ezért a talajképződés és az azt megelőző mállás igen különböző eredményre vezetett. A talajképződés hatásának megítélése terén további bizonytalanságot okoz, hogy a pleisztocén folyamán bekövetkezett lejtős anyagmozgás és a fagyváltozékonyság hatására fellépő egyéb jelenségek (krioturbáció) megváltoztatták a talajszelvények felépítését, anyagukat áthalmozták. Ezen túlmenően a vízerózió is folyamatosan hatott a talajokra, és csonkította vagy betemette a már kialakult talajszelvényt. További óvatosságot követel a talajképződés hatásának megítélése folyamán, hogy a mállási zóna és a talajszintek átmenete annyira fokozatos, hogy csak részletes laboratóriumi vizsgálattal állapítható meg, hogy mennyi a talajszelvényben a talajképződés és mennyi az örökölt mállási termék. A talajok típusa a legtöbb esetben agyagbemosódásos barna erdőtalaj, melyet az erősen kitett gerinceken vagy a meredek lejtőkön kialakult periglaciális kőfolyások területén felvált a köves–sziklás váztalaj, a ranker vagy – tufák esetén – a fekete nyirok. A Központi-Mátra területét szinte kizárólagosan erdő borítja, szántó csak néhány kisebb folton található (Mátraszentimre, Mátraszentistván körül), de ezek művelése is mindinkább alábbhagy. A Mátraalja a hegységet körülölelő hegylábi és dombsági területeket foglalja magában. A kistájak: a Keleti-Mátraalja, a NyugatiMátraalja, a Mátralába és a Parád–Recski-medence. E területek földtani felépítésébe jó betekintést nyújt a Visontai külszíni fejtés, az Atkári homokbánya, valamint a 3-as út bevágásai. Ezeken látható, hogy míg a terület hegységhez csatlakozó részein az andezit és az andezittufa a felszínen van, a hegységtől távolodva agyagmárga, agyag és homok települ rá, melyet végül pleisztocén homok és lösz fed be ott, ahol ezt az erózió nem hordta el. A lejtős anyagmozgás hatására görgeteges tarka agyagok és az andezit agyagos mállástermékei lejtősen nyúlnak be az Alföld felszíne alá. A lösztakaróra, amely viszonylag vékony, jellemző a helyi anyagok bekeverése a hulló por anyagába, emiatt az agyagásványok között sok a szmektit, és a talajoknak nagy a káliumtartalma. Ezenkívül sok helyen előjön egy fosszilis vagy reliktum vöröses talajszint, melyen a fagyváltozékonyság különösen gazdag formakincse maradt fenn (Atkár, Heréd, Verseg, Hévízgyörk). A talajok típusa barnaföld és csernozjom barna erdőtalaj, de a hegységhez közel fekvő lejtőkön gyakori a fekete nyirok (Verpelét, Markaz, Kisnána), amelyet szőlőként hasznosítanak. A szántókon termesztett növények a szőlő mellett az őszi búza, az őszi árpa, a borsó, a kukorica és a napraforgó, valamint a lucerna. Nagy területen láthatunk zöldségféléket szántóföldi termesztésben; paradicsomot, uborkát és dinnyét. A talajok savanyúsága nem jelentős, a meszezés mégis hatásos, mert javítja a művelhetőséget. A hegységtől északra fekvő Mátralába kicsit eltér a déli hegylábi területektől, mert több a harmadidőszaki üledék. A talajok közt is gyakoribb az agyagbemosódásos barna erdőtalaj, ami a több csapadékkal és a kisebb párolgással magyarázható. A szántó és erdő aránya 30–70%. Hasonlóképpen az agyagbemosódásos barna erdőtalajok vannak túlsúlyban a Parád–Recski-medence területén, amelyben a völgyi területeket réti talajok borítják. A terület tagoltsága miatt jelentős az erózió veszélye, de talajvédelmi gazdálkodás sajnos nem általános. A völgyi talajok érdekessége a nagy szelén- (Se-) tartalom, ami a szulfidos ércesedésből származik, mely a kistáj felett magasodó mátrai részeket jellemzi. A szántók hasznosítása megfelel a Mátralába más területein alkalmazottaknak.

6.5. A Bükk-vidék Nyolc kistáját három kistáj-csoportba lehet sorolni, a Központi-Bükk, a Bükkalja és a Bükklába csoportokba. A Központi-Bükk a Bükk-fennsíkot, az Északi-Bükköt és a Déli-Bükköt foglalja magába. Felszíne erősen tagolt, a tengerszint feletti magasság 200 és 900 m között változik. A Bükk-fennsík karsztos, töbrös, dolinás felszíne triász mészkövén fekete-, barna- és vörösagyagos rendzinák alakultak ki, aszerint, hogy a mészkövet kísérő vörösagyagból mennyi maradt vissza és mennyi a mészkő oldási maradéka. Ott, ahol a vörösagyag 1 méternél vastagabb, barnaföldek és agyagbemosódásos barna erdőtalajok képződtek. A Garadna völgyében, amely a fennsíkot kettéválasztja, idősebb – perm és karbon – agyagpala és homokkő van a felszínen. Ezeken rankerek, savanyú, nem podzolos barna erdőtalajok és agyagbemosódásos barna erdőtalajok vannak, sokszor fekete áfonyás foltokkal. A területet a tisztások kivételével erdő borítja. A tisztások gyeptakaróját legeltetéssel hasznosítják. A táj mint a Bükki Nemzeti Park része természetvédelmi terület. Az Északi-Bükkben a szántók részaránya eléri a 20%-ot, elsősorban a völgyekben és a kistáj északi részén, ahol a harmadidőszaki és ennél is idősebb agyagos üledékeken agyagbemosódásos barna erdőtalajok keletkeztek. A Déli-Bükkben ugyanakkor a kistájnak csak 2%-át hasznosítják mint szántót, elsősorban Répáshuta határában, agyagpalán kialakult, erősen savanyú, nem podzolos erdőtalajokon. Az országnak ezen legmagasabban fekvő 361 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

szántóin a termeszthető növények választéka szűk, rozs, zab, tavaszi árpa, burgonya, vöröshere, vagy nyúlszapuka. Az elérhető termések e többnyire meredek lejtőkön igen kicsik. A Bükkalja három kistája, a Tárkányi-medence, az Egri-Bükkalja és a Miskolci Bükkalja, már nagyobb mértékben tér el egymástól, és mezőgazdasági jelentőségük is különböző. A Tárkányi-medence jelentéktelen területű kistáj, mindössze 30 km2-es. Nagyrészt riolittufából épült fel, melyet miocén homok és kavics kísér. A felszínt ezek elegyéből álló lejtőhordalék fedi, amely a lejtős anyagmozgás és az erózió hatására jött létre. A talajok az agyagbemosódásos barna erdőtalajok és a barnaföldek típusába tartoznak. A kereken 40% szántó mellett szőlők, erdő és rét alkotják a hasznosított területet. Az Egri-Bükkalja enyhén DK-re lejtő dombság, amely geológiailag három, közel egyforma területű sávra osztható: a hegységhez közel fekvő rész oligocén slirből, márgából és homokból álló sávra, amelyen az agyagbemosódásos barna erdőtalajok az uralkodók. Az ettől D-re fekvő sáv miocén riolittufából áll, amelyen fekete nyiroktalajok és barnaföldek szolgálnak a szőlők talajául. Ez a sáv nagyon hasonlít a Mátra déli lejtőinek folytatását képező borvidékhez, és az egri borvidék magvát alkotja. A harmadik sávban, amelynek tagoltsága és a lejtők meredeksége kisebb, pleisztocén lejtőhordalék adja a talajképző kőzetet. A bükkábrányi külszíni fejtésben láthatóan keveredik a riolittufa görgetegeinek málladéka, a pannon agyag és a pleisztocén lösz, melyen itt is megtalálhatók a fosszilis talajszintek, a szoliflukció és a krioturbáció jelenségének nyomai. A rajtuk kialakult talajtakaró barnaföldből, csernozjom barna erdőtalajból és az Alfölddel szomszédos részeken csernozjom talajokból áll. A talajok savanyúsága közepes, ennek ellenére a meszezés haszonnal jár. A terület tagoltságától függően nagy az erózió veszélye, ezért a talajvédelmi gazdálkodást, esetenként pedig a műszaki talajvédelmet alkalmazni kell. A kistáj területének kb. 40%-a szántó, ahol gabonaféléket, borsót, kukoricát, napraforgót, repcét, cukorrépát, lucernát és vörösherét termesztenek, ezenkívül kisebb területen zöldségféléket, elsősorban paradicsomot. A szőlők területe jelentős, 20%, melyhez még gyümölcsösök csatlakoznak. Az erdő területe nem haladja meg a 20%-ot. A legelők a völgyfenekeken vagy a száraz fekete nyirokkal fedett dombokon vannak. A Miskolci-Bükkalja a Bükk hegységet DK felől övező hegylábfelszín. Részben folytatódik benne a riolittufa sávja, melyhez a miocén homok és kavics társul. Az Alföld peremén pleisztocén lejtőanyagok valamint kis vastagságban felhalmozott lösz is társulnak az előbbiekhez. A talajok a fekete nyirok talajok, az agyagbemosódásos barna erdőtalajok és a barnaföldek mozaikját képezik, melyekhez az erodált területek földes kopárja és humuszkarbonát talaja kapcsolódik. Az Alföld felé közeledve erősödik a csernozjomhatás, itt csernozjom barna erdőtalajok, valamint csernozjomok vannak. Itt jó szántókon sikeres növénytermesztés folyik, míg az erodált dombokon szőlők és erdő alkotják a növénytakarót. A Bükklába két kistájból áll, a Tardonai-dombságból és az Upponyi-hegységből. Az utóbbi 350–400 tengerszint feletti magasságú dombhátain a talajképző kőzet devon és karbon mészkőből, homokkőből és palákból áll. Ezt veszi körül a harmadidőszaki üledékekből álló dombság. A terület erősen tagolt, ezért erősen erodált, sokszor vízmosásos. Ennek következményeként sok a földes kopár az agyagbemosódásos barna erdőtalajok közt. Az erdőtalajok erősen savanyúak, kivéve a Bán-patak völgyét kitöltő, humuszos barnaföldeket. Szántóföldi művelést e területnek csak egyharmadán folytatnak, elsősorban a kevésbé lejtős és tagolt részeken, míg a többi erdő és rét. A termesztett növények az őszi gabonafélék, a kukorica, a burgonya, a napraforgó és a vörös here. A talajok meszezése a legtöbb esetben indokolt, a talajvédelem pedig a kistáj elengedhetetlen gazdálkodási formája.

6.6. Az Aggtelek–Rudabányai-hegyvidék Hat kistáját két kistáj-csoport összesíti. Az Aggteleki-karszt és a Rudabánya–Szalonnai-hegység kistájcsoportok közös vonása, hogy triász karbonátos kőzetekből – mészkőből és dolomitból – állnak, melyeket triász palák és pannon üledékek kísérnek. A tömör kőzetek területe erősen tagolt és erodált, valamint karsztosodott. A mészkövet sok helyen vörösagyag kíséri, sokszor méteres vastagságban (Vörös-tó). A tömör kőzeteket rendzinák, köves–sziklás váztalajok, majd a védettebb részeken agyagbemosódásos barna erdőtalajok fedik. A palás kőzetek könnyebben mállanak, ezeken rankerek vagy humusz-karbonát talajok alakulnak ki aszerint, hogy a kőzet eredetileg tartalmaz-e szénsavas meszet. Ha a mállott palaréteg vastagabb, agyagbemosódásos barna erdőtalajok keletkeznek ugyanúgy, mint a pannon üledékeken. A háromszög alakú tájban, amelyet a Sajó és a Hernád völgye zár közre, az Alsóvadász és Forróencs vonaltól D-re lösz borítja a felszínt. Itt az agyagbemosódásos barna erdőtalajok mellett barnaföldek, a meredek lejtőkön földes kopárok jelennek meg. A tájat 2/3 részben erdő borítja, az 1/3 részén szántók és gyümölcsösök osztoznak. A szántókon a talaj minősége szerint nagyon különbözik a termesztett növények választéka. Míg a löszön kialakult talajokon a búza, a 362 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

kukorica, a napraforgó, a borsó, a lucerna és a repce terem meg, addig a táj É-i részén a búza mellett az árpa, a rozs, a zab és a burgonya, valamint a vöröshere. A meszezés a táj É-i részén a kísérletek szerint igen fontos eleme az agrotechnikának és a meliorációnak. A helyes gazdálkodás másik lényeges feltétele a talajvédelem.

6.7. A Tokaj–Zempléni-hegyvidék Három kistáj-csoportja (Zempléni-hegység, Tokaj-hegyalja, Hegyköz) hét kistájat foglal egybe. A Zempléni-hegység két kistája a Központi-Zemplén és az Abaúji–Hegyalja fogasan egymásba fonódik. A Központi-Zemplén területén különböző geológiai korokban más-más vulkáni anyag tört felszínre, ezért a kistáj középső és D-i részét andezit és andezittufa, az É-i felét pedig riolit és riolittufa jellemzi. A pleisztocénban feltöredező és kiemelkedő hegység vulkáni képződményeit a völgyekben és az enyhébb lejtőkön harmadidőszaki üledékek, többek között barna- és vörösagyagok fedték be. A talajok nagy része agyagbemosódásos barna erdőtalaj, azonban nagy a változatosság a talajképző kőzet és a mállási körülmények miatt. Andeziten és andezittufán a talajok agyagásványai zömmel szmektitek, kevés illit kíséretében, míg a riolitok és riolittufák talajaiban kevesebb a szmektit, végül ott, ahol a riolittufa perlites, és a málláskor zeolitok képződtek, az agyagásványok kíséretében megtalálható a mordenit és a klinoptilolit is. A harmadidőszaki agyagos üledékeken viszont az illit és a szmektit mellett megjelenik a kaolinit. A talajok savanyúsága jelentős, de mivel a terület nagy része erdőség, ennek csak a szántóterületeken van jelentősége. Ezek a szántók erősen lejtős, nehezen művelhető területek, amelyen csak a helyi lakosság élelmiszerének egy részét termelik meg. A termesztett növények az őszi búza, az őszi árpa, a zab, a burgonya és a vöröshere. Az Abaúji–Hegyalja a Zempléni-hegység hegylábfelszínét alkotó dombság, mely a Hernád-völgy felől három helyen mélyebben benyúlik a hegység völgyeibe, éspedig Telkibányánál, Regécnél és Boldogkőújfalunál. É-i részén szarmatakorú dácit és riolittufa őrzi a vulkáni tevékenység nyomait, míg a középső részen szarmata andezit. Mindezeket beágyazza a pannon üledék, az egyéb harmadidőszaki agyag, a nyirok valamint a negyedidőszaki lösz. E változatos kőzetviszonyoknak megfelelően a vulkáni anyagon agyagbemosódásos barna erdőtalajok alakultak ki, míg a tengeri üledékeken és különösen a löszön barnaföldek és csernozjom barna erdőtalajok képződtek. A terület legsavanyúbb és leglejtősebb részét erdő borítja, másik felét szántóként hasznosítják. A gyümölcsösök és szőlős a kistáj egytizedét alkotják. A talajtakaró hasznosítása és a szántókon termeszthető növények skálája is változatos. Az értékes löszös területeken az őszi búza és őszi árpa, a kukorica, a napraforgó mellett a lucerna is haszonnal termeszthető. A gyümölcsösök közt a kajsziültetvények dominálnak. A legelők részben a dombosabb részeken, részben a völgytalpakon találhatók. A Tokaj-Hegyalja kistáj-csoport három kistájat egyesít magában, a Tokaji-hegy, a Szerencsi-dombság és a Hegyalja kistájakat. A Tokaji-hegy középpontja a miocén andezit kúp, melyet riolit és riolittufa kísér. Ezt a mintegy 500 m magas térszint 250 tengerszint feletti magasságig löszköpeny veszi körül, amelyben több fosszilis talajszint található. Mivel a lösz könnyen erodálódik, a hegy lejtői meredekek, talajuk nagyrészt földes kopár, mely a valamikori barnaföld helyén maradt vissza. Az erózió következtében több helyen felszínre kerültek az eltemetett fosszilis talajok is. A kistáj termőföldjének fő hasznosítási módja a szőlő- és az erdőtelepítés, a szántó és a legelő csak alárendelt szerepet játszik. A hegyaljai szőlőtermesztés központja, és mint borvidék messze földön híres. A hagyományokat őrzik a kőtámfalak és a földteraszok, amelyek a szőlők talajvédelmének klasszikus példái. A Szerencsi-dombság, valamint a Hegyalja kistáj a Zempléni-hegység hegylábfelszínéből álló dombvidék. A vulkánosságot a riolit és a riolittufa mellett az andezit is képviseli. A lejtőkön ezek törmeléke elegyedik a harmadkori agyagokkal és a lösszel. A szoliflukció ezt az anyagot tovább módosította, áthalmozva, helyenként vastagítva. A talajok eredetileg agyagbemosódásos barna erdőtalajok és a D-i lejtőkön barnaföldek voltak, de ezek rétegzettségét alapvetően megváltoztatta a szőlőtelepítést megelőző talajforgatás. A Szerencsi-dombságon a terület 10%-án művelnek szőlőt, míg Hegyalján ez az arány 30%-ra nő. A kövessziklás váztalajokon és a földes kopárokon rendszerint megmaradt az erdő. A szántók területe jelentősen változott, mert az ’50-es évektől kezdve a – gépi művelhetőség érdekében – szőlőtelepítések lecsúsztak a hegyek „szoknyájára”, ezzel feladva a minőségi szőlőtermesztés lehetőségét. Az utóbbi évtizedben ez a folyamat visszafordult, és egyre több szőlőt telepítenek újra a lejtőkre. A szántókon őszi búzát, őszi árpát, kukoricát, napraforgót, lucernát és vörösherét termesztenek. A talajok nagy része savanyú, de meszezésük ritka. Talajvédelem szükséges az egész területen, de csak a szőlők teraszolása valósult meg a gyakorlatban. A Hegyköz kistáj-csoportja a Hegyközi-dombságból és a Vitányi-rögökből áll. A Hegyközi-dombságon megtalálhatjuk a riolit vulkánosság folytatását, ennek eredményeképpen riolittufa, és dácit is előfordul mint 363 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A tájak talajviszonyai

talajképző kőzet, de többnyire a harmadkori agyagos üledékek beborították ezeket. A talajok az agyagbemosódásos barna erdőtalajok, a barnaföldek és a fekete nyirok típusába tartozók, míg a Bózsva völgyében a sík völgytalpon pangó vizes barna erdőtalajok is vannak réti öntések kíséretében. A talajok nagy része savanyú, de a meszezés ritka. Ugyancsak kevés gondot fordítanak a talajvédelemre. A terület 70%-át kitevő szántókon őszi búzát, őszi árpát, zabot, burgonyát és silókukoricát, valamint vörösherét termesztenek. Az eredetileg rétként használt völgyi réti talajok egy részét is felszántották a kukoricatermesztés érdekében. A Vitányi-rögök kistája merőben eltér a hegység többi részétől, mert földtani felépítésében karbon és prekambriumi kőzetek vesznek részt, mint homokkő, csillámpala és gneisz. Az erős erózió miatt a váztalajok területe meghaladja a 15%-ot. Savanyú, nem podzolos barna erdőtalajok mellett agyagbemosódásos barna erdőtalajok fedik. Ott, ahol harmadidőszaki agyagos üledék alkotja a felszínt, agyagbemosódásos barna erdőtalajok találhatók. Nagyrészt erdőként hasznosítják őket.

6.8. Az Észak-magyarországi medencék E tájában foglalhatók össze a középhegységet északról szegélyező medencék. Ezekre is érvényesek a medencékről leírt általános törvényszerűségek, amelyek a medencék mezoklimatikus eltéréseiből következnek. A medencékben a talajképző kőzet gyakran hordalékanyag, amely a környező hegyek és dombok ásványi anyagából épül fel. Jellemző az is, hogy a legmélyebb részeken gyakori a réti, sőt lápos réti talaj. A nem hidromorf hatás alatt álló talajok kevésbé kilúgozottak, mint a dombhátak talajai, és a mezőségi és erdei talajképződés átmeneti övében gyakoribb a csernozjomhatás. Az északi országhatár mentén húzódó medencék láncolatát alkotó táj kistájai hat kistáj-csoportban egyesíthetők, amelyek a legtöbb esetben nincsenek egymással szoros kapcsolatban. Ezek az Ipoly-völgy és a Nógrádi-medence, a Felső-Zagyva, a Tarna-közi dombság, a Gömör– Hevesi dombság, a Borsodi-dombság, a Cserehát, valamint a Hernád-völgy. A változatos talajképző kőzeteknek megfelelően változatosak a talajok is, de a legtöbb az agyagbemosódásos barna erdőtalaj és a barnaföld, a hordalékanyag karbonáttartalma szerint. A dombsági hullámos térszint miatt jelentős az erózió, de kevés a vízmosásos eróziós forma. Az erdők területe 30% alatt marad, ezért a termőföldet nagyrészt szántóként hasznosítják. A szőlő és a gyümölcsös aránya a középhegységet délről kísérő dombvonulatok területéhez képest kicsi. A völgytalpak és medencefenekek réti és öntéstalajait rétekként hasznosítják, míg a dombok terméketlenebb talajait legelőként használják. Összefoglalásként bemutatjuk a főbb talajtípusok elterjedését a 18.2. ábrán.

18.2. ábra - A főtalaj típusok elterjedése. 1. barna erdőtalajok, 2. csernozjomok, 3. szikesek, 4. réti talajok, 5. láptalajok, 6. rendzinák, 7. homokos talajok, 8. öntéstalajok

364 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

19. fejezet - A talaj minősége, termékenysége, valamint a földértékelés A talajképződés folyamán a talajtermékenység állandóan változik és a terméketlen kőzetből a talajképződési folyamatok hatására alakulnak ki azok a talajtulajdonságok, amelyek a termékenységet biztosítják. Közülük is elsősorban a talaj víz- és tápanyag-gazdálkodását kell kiemelni. Talajképződési folyamat a talajpusztulás is, azonban ez általában a talajtermékenység ellen hat. Ha a talajképződés és a talajpusztulás folyamatait egyidejűleg szemléljük – amit az is indokol, hogy ugyanarra a helyre hatnak –, akkor megérthetjük, hogy a talajtermékenység e két hatásnak az eredője. Az a törekvés, amely a talajokat a termékenységük szerint kívánta besorolni, a földértékeléshez, vagy másképp a bonitációhoz vezetett. A talajtani tudomány fejlődése és a földértékelés mindenkor szoros kapcsolatban állott mind nemzetközi, mind hazai vonatkozásokban. A dokucsajevi talajtan kialakulását is a cári Oroszország adózási rendszer javítását célzó törekvése segítette elő. Hazai vonatkozásban a földértékelés és a talajtan tudományának fejlődése csak a XIX. század második felében volt összhangban. A földértékelés módszere és célkitűzése azóta sem változott, a talajtan azonban hatalmas és nemzetközileg is elismert fejlődést mutatott fel.

1. Az aranykorona-érték Az 1875. VII. törvénycikk alapján bevezetett „első magyar hozadéki kataszter” lett az alapja a földek közötti különbségtételnek és a föld minőségi mutatói megállapításának. Ez a máig is élő rendszer aranykorona-értékben fejezi ki a földek közötti minőségi különbséget. Megállapításához az országot 12 kataszteri területre osztották fel, ezeket pedig egyenként 20–40 becslőjárásra. Egy becslőjárás területe átlagosan 80–100 ezer ha volt. Ha ezen belül nagyok voltak a gazdaságföldrajzi különbségek, a becslőjárást még további, 2–3 osztályozási vidékre osztották. A területi egységeken belüli összehasonlítást művelési áganként külön végezték, a területeket legfeljebb 8 minőségi osztályba sorolva. Ezek reprezentálására becslőjárásonként „járási mintatereket” tűztek ki. Az aranykorona-érték megállapításának alapja, hogy e hozadéki földadókataszteri rendszerben a különböző művelési ághoz tartozó és különböző minőségű földek hozadékát, ill. tiszta jövedelmét igyekeztek meghatározni. Alapul a hagyományos gazdálkodás keretei között tartósan nyerhető átlagtermések értékét vették, amelyből levonták a gazdálkodás költségeit, valamint az átlagtermések alapján képzett összvagyon értékének 5%-os kamatát, és ezt minimális adómentes jövedelemnek tekintettek. Az aranykorona-érték tehát három fő tényezőnek: • a földnek, • a ráfordításnak és a • terményáraknak az összefüggésbe hozása alapján nyugodott, így ideális helyzetben a valóságot megközelítő, de tulajdonképpen feltételezett és becsült tisztajövedelem-különbségeket fejezett ki. Ma az aranykorona-érték alapján való különbségtételnek az alábbi hibái emelhetők ki: • nem alkalmazhatók a talajtani tudomány eredményei, • nem választhatók szét a közgazdasági és a természeti elemek, 365 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj minősége, termékenysége, valamint a földértékelés • nem adnak lehetőséget országos összehasonlításra, mert a viszonyítás csak becslőjáráson belül érvényes, • nem lehet rá alapozni az üzemi, a megyei és az országos gazdasági döntéseket. Mindezeket a hiányosságokat látva sokan és több ízben igyekeztek olyan új földértékelési rendszereket összeállítani, amelyek a mai feladatoknak megfelelnek és a lehetőségekhez képest hibáktól mentesek. Az a rendszer, melyet Fórizsné, Máté és Stefanovits állítottak össze, a földértékelés természeti viszonyok által megszabott részét veszi alapul a talajok közt fennálló minőségi különbségek kifejezésére. A természeti viszonyokat kifejező talajértékszám, valamint termőhelyi értékszám a földértékelésnek csak egyik oldala, a másik pedig a közgazdasági tényezőket kifejező értékszám. Csak e kettő együttesen képes a föld valós értékét egészében kifejezni. A talajviszonyok földértékelésben játszott szerepét a talajértékszám érzékelteti. Ez nem más, mint a talaj termékenységének kifejezője, amely a viszonylagos termékenységen alapuló, 1-től 100-ig terjedő pontértékkel közelíti meg a talajminőségben fennálló különbségek kifejezését. Ahhoz azonban, hogy a természeti viszonyok összességének hatása kifejezésre jusson, a talajértéken kívül az éghajlati, a domborzati és a vízviszonyok mérlegelése is szükséges, melyek együttesen – a talajértékszámra épülve – a termőhelyi értékszámot adják meg. A talajértékszám meghatározásának célja a talajtermékenységben fennálló viszonylagos különbségek kifejezése, éspedig azon a termékenységi szinten, amelyet a fogatos szántáson és az istállótrágyázáson alapuló növénytermesztés képviselt. Ez az állapot a talajok alaptermékenységének felel meg. A talajtermékenység kifejezésére ugyanis több lehetőség kínálkozik, amint azt a 19.1. ábrán vázoltuk.

19.1. ábra - A talajtermékenység különböző fogalmai (a magyarázatot lásd a szövegben)

2. A talajtermékenység A különböző termékenységi szintek értelmezésekor abból indultunk ki, hogy ezek az emberi tevékenység különböző mértékű és irányú hatásának eredményeként alakulnak ki, és ennek alapján különböztethetők meg. A természetes termékenység (Fn) egyrészt a természetes növénytakaró által produkált szervesanyag-tömeget, a biomasszát jelenti, amely kifejezhető g/m2-ben egy évre vonatkoztatva, másrészt mezőgazdasági számításokban az ősi növénytakaró felváltása után az első szántóföldi növény által elért termést vagy terméseket. Ennek a fogalomnak hazánkban csak elméleti jelentősége van, mert egyrészt nincs már ősi növénytakaró, másrészt nincs olyan terület, amelyet most vonnánk először szántóföldi művelésbe. Az alaptermékenység (Ff) vetésforgós gazdálkodás keretében, istállótrágyázással mint tápanyag-utánpótlással és sekély vagy középmély fogatos szántással nyert terméssel jellemezhető. Ez az állapot jellemezte a talajok termékenységét mintegy két évszázadon át, egészen az 1930-as évekig. Az alaptermékenység kifejezhető gabonaegységben is, az adott helyen általánosan termesztett növények többéves termésátlagait alapul véve.

366 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj minősége, termékenysége, valamint a földértékelés Aktuális vagy tényleges termékenység (Fa) a jelenleg általánosan használt műtrágyaféleségek mindenkori adagjai, a talajviszonyok által megkívánt talajművelés és az esetleges talajjavítás alkalmazásával elért tényleges termések többéves átlaga, mind szárazgazdálkodás esetén, mind pedig öntözött viszonyok között. Az optimális termékenység (Fo) azt az átlagtermést jelenti, amely az összes gazdaságosan alkalmazható és a területen indokolt melioráció alkalmazásával érhető el. Potenciális termékenység (Fp) az a többéves termésátlag, amely jelenlegi ismereteink szerint az adott viszonyok között eredményesen alkalmazható melioratív eljárások öszszességének bevezetésével érhető el. Maximális termékenység (Fm) az az elméletileg elérhető legnagyobb termésátlag, amelyet csak a termesztett növényfajták tulajdonságai és az időjárás határolnak be. A meliorációs szám (M) a tényleges, valamint az alaptermékenység különbsége, M = Fa – Ff. Az alkalmazott agrotechnika és melioráció hatására előálló terméstöbbletet adja meg gabonaegységben. A reagálási szám (R) a potenciális, valamint az alaptermékenység különbsége, R = Fp – Ff. Megadja gabonaegységekben azt az előállítható terméstöbbletet, melyet az agrotechnika és a melioráció összes, jelenlegi ismereteink szerint hatásos eljárásának alkalmazásával elérhetünk az adott talajon. A meliorációs hatásfok (M%) a meliorációs számnak a reagálási szám százalékában kifejezett értéke

Megadja, hogy a meliorációs lehetőségeket milyen mértékben használtuk ki. Ez az érték jellemzi legjobban a gazdálkodás szinvonalát és eredményességét. Egyben alapul szolgál az agrotechnikai és a meliorációs beruházások leghatékonyabb felhasználásának eldöntéséhez.

3. A talajértékszám Előzetes vizsgálataink alapján arra a következtetésre jutottunk, hogy a talajérték meghatározásához a talajosztályozás altípusaiból kell kiindulni. Ennek oka, hogy az altípus az az osztályozási egység, amelynek szintjén az osztályozási elvek még olyan részletezést engednek meg, mely az áttekinthetőséget és így az alkalmazhatóságot nem zavarja. Az altípus meghatározásakor a típusra jellemző fejlődési állapot, a talajdinamikai folyamatok társulása adja az alapot, melyhez az egyes folyamatok kifejlésének erőssége járul mint az altípus meghatározója. A változat és a helyi változat olyan osztályozási egységek, amelyek az altípus további felosztását teszik lehetővé, rendszerint egy adott talajtulajdonság, célszerűen a talajtermékenységre legnagyobb hatással levő talajjellemző felhasználásával. A fenti indokok alapján a talajértékszám meghatározásának alapja a talajok altípusa, a végleges talajértékszám kialakításakor pedig az egyes változatok, az egyszerűen mérhető talajtulajdonságok képezik a korrekciók alapját. Az altípus szerint szabjuk meg a talaj pontértékének felső és alsó határát, a változati tulajdonságok viszont pontok alapján módosítják a pontértékeket.

4. A termőhelyi értékszám A talajértékszám alapja a talaj termékenysége, a termőhelyi értékszámban viszont azok a módosító hatások is kifejezésre jutnak, amelyek az éghajlat, a domborzat és a felszíni víz hatásaként jelentkeznek. Itt is azt az elvet érvényesítettük, hogy a talajértékszám az ideális éghajlatú, sík és káros felszíni vízhatástól mentes terület termékenységét jelzi. Ha akár az éghajlat, akár a domborzat, akár a vízhatás eltér az ideálistól, akkor ezt pontszámlevonásban juttatjuk kifejezésre. Így a termőhelyi érték a területnek a természeti viszonyok által meghatározott termékenységét fejezi ki.

5. A földértékelés alkalmazásának lehetőségei 367 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talaj minősége, termékenysége, valamint a földértékelés A földértékelés alkalmazásának lehetőségeit elsősorban az országos, valamint a helyi gazdasági irányítás szempontjából csoportosíthatjuk. Az országos vonatkozású alkalmazási területek között elsőként a földvagyonnak mint a nemzetgazdaság egyik alapvető termelőeszközének pontos számbavételét kell említenünk. Ennek jelentősége nemcsak az országos közgazdasági helyzet felvázolásában domborodik ki, hanem jelentős tudatformáló erő is rejlik benne. Amíg a társadalom számára nem válik megfoghatóvá a földben megtestesült érték, valamint a termőföldnek mint a természeti környezet egyik fontos elemének eszmei és valós értéke nem fogalmazódik meg, nem várható el, hogy védelmére, gondozására, helyes használatára kellő gondot fordítsanak. Nem várható továbbá az sem, hogy a föld helytelen használata vagy károsítása társadalmi tiltakozást váltana ki. Az előbbiekből következik, hogy a föld védelmét is elősegíti a helyes földértékelés, és a jelenlegi földvédelmi törvény végrehajtását, esetleg egy szigorúbb törvény megalkotását vonja maga után. Ezt pedig a folyamatosan és gyors ütemben csökkenő mezőgazdasági földterület különösképpen indokolja. Országos vonatkozású szerepe van a földértékelésnek a földek termelésből való kivonásakor megállapítandó pótlási érték, valamint a mezőgazdaságon belül végrehajtott földcserék reális megalapozása terén. Lényeges a földértékelés szerepe az árképzésben is. A mezőgazdasági termékek árának kialakításakor a nemzetgazdaság egészének érdeke megkívánja, hogy az árban a földnek mint termelőeszköznek az értéke is szerephez jusson, amelyen az adott terméket vagy annak alapanyagát megtermelték. A föld mint korlátozott mennyiségben rendelkezésre álló termelőeszköz, amely nem pótolható, döntően befolyásolja a rajta termesztendő növények megválasztását, nemcsak agronómiai szempontok tekintetében, hanem a földlekötés számításba vételével, a termék közgazdasági értékelése útján is. Nem mindegy tehát, hogy valamely egységnyi termék milyen nagyságú és milyen minőségű (értékű) földterületen termelhető meg. A földértéknek kell alapul szolgálnia a természeti viszonyokban fennálló különbségek kiegyenlítésekor is. Mind a jobb földeken gazdálkodók esetében a jövedelemelvonás, mind az átlagosnál kedvezőtlenebb területen az állami támogatás rendszere csak akkor vezethet hosszabb időn át kiegyensúlyozott gazdálkodáshoz, ha az a földértékben kifejezésre jutó termőhelyi különbségeken alapul. A földértéknek kell megalapoznia azokat a gazdasági szabályozókat, amelyeknek célja a mezőgazdasági termelés fokozására vagy csökkentésére való ösztönzés. A föld termékenysége által nyújtott lehetőségek jó kihasználásának kedvező, ki nem használásának pedig hátrányos helyzetbe kell hoznia a termelőt ahhoz, hogy a termelés gazdaságos fokozására lehessen ösztönözni. Ehhez viszont olyan reális helyzetfelmérés szükséges, amely kifejezi a termékenység által nyújtott lehetőségek jobb kihasználásához szükséges ráfordítások megtérülésének különbségeit. A földértékelés másik nagy jelentőségű alkalmazási területe az üzemi gazdasági döntések megalapozása. A mezőgazdasági kis,- közép,- és nagyüzemek gazdálkodásában mind nagyobb szerephez jutnak azok a kérdések, melyek már nem a termelés elsődleges feltételeinek megteremtésével kapcsolatosak, hanem a termelés differenciáltságából és a gazdaságos termelésre való törekvésből erednek. Amint a jövedelmezőség javul, úgy lép fel a termelőeszközök fejlesztése iránti igény. Annál nagyobb jelentősége van annak a kérdésnek, amely az üzem rendelkezésére álló fejlesztési alapok hovafordítása képében jelentkezik. Amíg a melioráció, a gépesítés szinte kizárólag állami támogatás terhére történt, az üzemnek nem volt fontos, hogy a megkapott beruházást mely területén eszközli. Nem volt különösebben érdekelve abban sem, hogy a beruházás ott valósuljon meg, ahol a legrövidebb időn belül térül meg. Ma már más a helyzet, és az üzemeknek maguknak kell eldönteniük anyagi eszközeik koncentrálását és ésszerű, gazdaságos felhasználásuk módját. Ezért különösen fontos, hogy a talajok termékenységét – mint a legfontosabb mezőgazdasági termelőeszköz minőségi mutatóját – ismerjük. Ez tájékoztat a meliorációs beruházás lehetséges helyei felől. A kis termékenységű erodált talajok védelme és differenciált trágyázása, a savanyú talajok és a szikesek javítása, az aszályra érzékeny területek öntözése a beruházások lehetőségeként jelentkezik. Hogy a lehetőségeket milyen sorrendben és milyen mértékben valósítják meg a gazdaságban az anyagi keretek figyelembevételével, azt a melioratív eljárások hatékonyságának kiszámításán és a termőhelyi értékszám várható változásán alapuló döntéseknek kell megszabniuk. A felsoroltakból láthatjuk, hogy a földértékelés mielőbbi helyes megvalósítása egyrészt országos, másrészt üzemi érdek, amely a decentralizált gazdaságirányítási rendszer fejlődésével arányosan egyre sürgetőbben jelentkezik.

368 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

20. fejezet - A talajtan hazai fejlődése A mezőgazdasági termelés fejlesztése minden időben feltételezi a természeti viszonyok mélyreható ismeretét. A feltárt és a megismert törvényszerűségek gyakorlati felhasználása azonban függ az adott kor természettudományainak fejlettségétől. Ezért a talajtani tudomány fejlődése szakaszosan ment végbe, és az egyes szakaszok hossza és tartalma, valamint az ezalatt elért eredmények alkalmazása attól függött, hogy a mezőgazdaság, feszítve a szűkké vált kereteket, mikor igényelt új módszereket, azok kidolgozását pedig az egyes természettudományok fejlettsége mikor tette lehetővé. A magyar talajtan fejlődésében hat szakaszt különböztethetünk meg. Ezek a következők: 1. Tessedik, Nagyváthy, Pethe munkássága, valamint a Mezei gazdaság könyve (1779–1858). 2. Szabó József munkássága (1858–1891). 3. A Földtani Intézet Agrogeológiai Osztályának működése, Inkey nyomdokain (1891–1909). 4. Az Első Nemzetközi Agrogeológiai Konferencia hatása, a dokucsajevi iskola követése, Treitz, Timkó, Ballenegger, ’Sigmond munkái. Az Alföld szikeseinek felvétele (1909–1931). 5. Kreybig-féle átnézetes talajismereti térképezés (1931–1951). 6. A genetikai talajtan második fellendülése, 1951-től napjainkig. Az egyes szakaszok között lényeges különbségek vannak, amelyek magyarázatát a tudományok fejlettségében, a különböző segédtudományok eredményeinek alkalmazásában, a tudományos munka feltételét képező kiegyensúlyozott társadalmi viszonyok tartamában, a mezőgazdasági termeléssel szemben támasztott igényekben kell keresnünk. Ugyanakkor sok hasonlóság is megfigyelhető az egyes szakaszok között, mert ugyanazok a problémák serkentették a kutatásokat, csak más szinten, más körülmények között. Ilyen hasonlóság állapítható meg az átfogó talajtérképek és a részletes felvételek viszonyában, a külföldi tudományos eredmények hazai alkalmazásának hatásában stb. 1779–1858. A talajtani tudomány kialakulásának első szakaszára általánosan jellemző a hazai szakemberek igyekezete, a külföldi eredmények közvetítésére. A külföldi mezőgazdaság előrehaladását látva, a hazai gazdákkal ismertették a természettudományi és a mezőgazdasági tudományos ismereteket és igyekeztek ezeket megkedveltetni. Így dolgozták fel Henry Stephens: The Book of the Farm című könyvének alapján mindazokat a tudnivalókat, amelyek a magyar mezőgazdaság helyzetére, valamint a mezőgazdasági tudományok múltjára és akkori állapotára vonatkoztak. Korizmics László, Benkő Dániel és Mórocz István Mezei Gazdaság könyve című munkája 1855-ben jelent meg, és a benne közölt talajfelosztás sok későbbi munka forrásául szolgált. A talajtani tudomány eredményeit méltatva már az említett mű is kiemeli Tessedik Sámuel tevékenységét; ennek fontosságát elismerve választottuk mi is az első szakasz kezdetéül a szarvasi gazdasági iskola alapításának évét. Tessedik tevékenysége azonban más oldalát is gazdagította talajtani tudományunknak. A szikesek javítása és termékenységük növelése terén elért eredményei közismertek és azt eredményezték, hogy hazánkban a talajjavítás nemzetközi viszonylatban is a legkorábban és a legeredményesebben jelentkezett. Sajnos a hazánkban lejátszódott történelmi események – a szabadságharc, majd az ezt követő elnyomás – nem kedveztek a tudományok fejlődésének, ezért Tessedik munkájának nem akadt folytatója. 1858–1891. A talajtani tudomány hazai fejlődésének második szakasza Szabó József talajtérképének megjelenésétől számítható. Ez a talajtérkép 1858-ban készült és a Geológiai viszonyok és talajnemek ismertetése (Békés és Csanád megye) című munkájában, 1861-ben jelent meg. Ez volt az első hazai talajleírás. A talajokat a keletkezésükben fennálló különbségek alapján osztályozta, tehát rendszere genetikai alapokra épült. Nem elégedett meg a talajok területi elhatárolásával, leírásával és gyakorlati használhatóságának jellemzésével, nagy súlyt helyezett a begyűjtött minták vizsgálatára is. A talajoknak nemcsak fizikai vizsgálatát tartotta igen fontosnak, hanem kémiai elemzését is, amelyet a kor vegyészeti tudományához mérten nagy körültekintéssel végeztetett el. A kémiai elemzések adataiból gyakorlati következtetéseket is levont, mind a trágyázásra, mind a talajjavításra vonatkozóan.

369 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajtan hazai fejlődése

A talajjavítás és a trágyázás hatására vonatkozó következtetések annak idején újszerűek voltak, és ma is időszerűek, helytállóak. Szabó József munkássága – Békés és Csanád megye, Tokaj-Hegyalja, majd Heves és Szolnok megye területének, végül Bugyi község határának talajtani jellemzése után – később más irányba kanyarodott. Mint az ásványtani tanszék professzora a budapesti tudományegyetemen tevékenykedett, és az ásványtan terén nemzetközi hírnévre tett szert. Szabó József munkásságának nem voltak folytatói. Így a talajtani tudomány művelésében, a hazai talajok megismerésében újabb kényszerszünet állott be. Ugyanebben a fejlődési szakaszban kell megemlítenünk Lorenz J. 1866-ban Bécsben megjelent térképét, amely az Osztrák-Magyar Monarchia mezőgazdasági termelésének alapjául szolgáló természeti viszonyokat foglalt össze, így Magyarország talajviszonyait is tárgyalta. A tanulmányhoz csatolt térkép lényegében geológiai térkép volt, amelynek jelölései között az allúviumban agyag, lösz és feketeföld szerepel. Mindenesetre megállapíthatjuk, hogy ez volt az első térképszerű ábrázolás, amely hazánk talajviszonyairól átfogó tájékoztatást nyújtott. Ugyancsak a talajok megismerését segítette elő az 1875. évi VII. törvénycikk, amely az első magyar hozadéki kataszter, a földadókataszter elkészítését rendelte el. Ez, valamint ennek elődje, az 1850. évi „földadó ideiglen” a talaj legfontosabb tulajdonságát, a termékenységét, valamint a termelés költségeit vetette egybe, így az ország egész területére kiterjedően adott tájékoztatást a talajok minőségéről. A talajjal foglalkozó szakkönyvek elsősorban külföldi példák alapján íródtak, de sok egyéni elgondolást és hazai vonatkozást is tartalmaztak. Ilyenek voltak Sporzon Pál 1865-ben, Fekete Lajos 1882-ben és Cserháti Sándor 1894-ben megjelent munkái. Összefoglalva a második szakaszban lejátszódott eseményeket, leszögezhetjük, hogy a hazánk talajtakarójának megismeréséhez vezető első lépések megtörténtek. Megjelent az első térkép, amely feltüntette egy kisebb terület talajviszonyait, ugyanakkor napvilágot látott az első átfogó térkép is, amely a talajokra is tekintettel volt. A talajtani tudomány hazai fejlődésének második szakasza azonban ugyanúgy színvonalcsökkenéssel és pangással zárult, mint az első. Sem Tessedik Sámuel, sem Szabó József nem adta át tudását tanítványainak, illetve utódainak. A kezdeti, igen eredményes megindulásnak tehát nem volt folytatása. A talajok megismerését célzó kutatások csak a harmadik szakaszban, két évtized elmúltával éledtek újra. 1891–1909. A talajtan – vagy ahogy akkor nevezték, az agrogeológia –, a harmadik történeti szakaszban újra rohamos fejlődésnek indult. Kezdetét a Földtani Intézet agrogeológiai osztályának megszervezésétől, 1891-től számíthatjuk; jóllehet előkészítése már korábban megkezdődött. Ez az osztály a második olyan szervezet volt Európában, melynek fő feladata a talajok térképezése és vizsgálata lett. Az osztály vezetésével Inkey Bélát bízták meg. Treitz Péter pedig az osztály fontos tagja volt. Inkey első teendője az volt, hogy végiglátogatta a berlini, a leipzigi, a heidelbergi és a strassburgi földtani intézeteket, ahol megismerkedett a síkvidéki felvételezés módszerével. Hazatérte után Teritz Péterrel hozzákezdtek a felvételezési munkához, így hazánkban működött Európa második talajtani intézménye (az első a porosz állami intézet volt). A felvételezések a porosz módszer szerint négy éven át egyenletesen folytak. A térképezés a talajok fizikai tulajdonságainak meghatározására és azok alapján történő elhatárolására épült. Minél inkább gyűltek az adatok és minél közelebb jutottak a hegyvidékhez, annál kevésbé vált be a porosz iskola módszere. Ezeket a hibákat látva Inkey javaslatot terjesztett a felettes hatóságok elé a térképezés módszerének megváltoztatására. Javaslatának az volt a lényege, hogy a részletes felvételek helyett először az ország átnézetes talajtérképét készítsék el, hogy a hazánkban fellelhető talajtípusokról átfogó képet nyerhessenek, és csak azután térjenek vissza a kisebb területek részletes felvételére. Egyben javasolta a módszer javítását is. Ezt az igen ésszerű javaslatot azzal utasították el, hogy az ország átnézetes geológiai térképe már készen van, másféle átnézetes térképre pedig nincs szükség. A hatalmi szó azonban nem fojthatta el a fejlődést, az új eszmék tovább terjedtek. A talajtan fejlődésében beálló változás egyik indítéka volt a román és az orosz szakemberekkel kialakult kapcsolat. A román kormány 1906-ban kiküldte G. Murgocit, a bukaresti földtani intézet osztályvezetőjét, hogy a rokonintézmény munkáját tanulmányozza. E látogatás viszonzásaképpen látogatott el Treitz Péter Romániába, ahol Murgoci vezetésével egyes jellegzetes vidékek talajtípusait tanulmányozhatta, sőt átrándultak a szomszédos 370 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajtan hazai fejlődése

orosz területekre is. A következő évben Treitz már Timkó Imre kíséretében utazott Oroszország déli részébe, ahol meggyőződhettek arról, hogy hazánk talajainak párhuzamai ott is megtalálhatók. Nabokih és Tanfiljev professzor segítségével megismerkedtek a dokucsajevi talajtan eredményeivel, ami nagy hatással volt rájuk. A tanulmányutakról visszatérve még inkább hívei lettek az átnézetes talajtérkép elkészítésének, és felismerve a nemzetközi együttműködés erejét, kérték, hogy a Földtani Intézet hívjon össze egy nemzetközi konferenciát, melyen az agrogeológia legnevesebb európai szakemberei megvitathatják a talajok térképezésének, osztályozásának és elnevezésének kérdéseit. A talajtan fejlődésének harmadik szakasza tehát már jelentős részleteredményeket hozott, mert megindult az egyes községek, majd megyék talajviszonyainak felvétele. A nemzetközi kapcsolatok felélénkítésével és különösen az orosz talajtani iskolával létesített kapcsolatokkal megindult az elszakadás a porosz agrogeológiai felvételezés módszereitől, és ez megteremtette a feltételeket a dokucsajevi talajtan elismeréséhez. Ezen időszak hiányossága volt, hogy szakembereink még nem alkothattak országos képet a talajviszonyainkról. 1909–1931. A talajtani tudomány történetének negyedik szakasza az 1909-ben tartott Első Nemzetközi Agrogeológiai Konferenciával vette kezdetét. E nemzetközi összejövetel előkészítése, mint már említettük, Treitz és Timkó oroszországi tanulmányútjával kapcsolatos. A magyar szakemberek vállalták azt a szerepet, hogy a dokucsajevi talajtan elveinek igazáról meggyőződve lehetőséget adjanak arra, hogy e tanokat a nyugati szakemberek megismerjék. Ettől a megbeszéléstől várták azt is, hogy a hazai meg nem értést leküzdhetik, és nálunk is megindulhat a régen óhajtott átnézetes talajtérkép felvétele, mégpedig a dokucsajevi iskola tanításaira épülve. A konferencia eredményességét a határozatok alapján mérhetjük le, amelyek nem-csak a hazai, hanem a nemzetközi talajtani tudomány fejlődésének is alapjává váltak – amint azt most, kilencven év távlatából megállapíthatjuk. A konferencia tanácskozá-sai, valamint a közös kirándulások az összes résztvevőt meggyőzték arról, hogy min-den egyes országról elsősorban átnézetes talajtérképet kell készíteni, az uralkodó talajtípusok feltüntetésével. A különböző földrajzi övezetek talajképződményei csak akkor hasonlíthatók össze egymással, ha éghajlati és domborzati viszonyaik is közelállók. A talajtípusok egységes elnevezésére pedig csak ezen térképek elkészítése után kerül-het sor. A konferencia határozata értelmében rendelte el a Földtani Intézet igazgatója az eddigi részletes felvételek felfüggesztését és az átnézetes talajtérképezési munkák megkezdését. Ez a felvételi munka 1911-től az első évben az Alföldön, a másodikban a Dunántúlon, a harmadikban a Kárpátok területén Pozsonytól a Visó-völgyig folyt, a negyedik évre Erdély felvételezése volt tervbe véve, de az első világháború kitörése megakadályozta a térkép felvételének befejezését. A felvételi munkálatokban az oroszlánrészt Treitz és Timkó, valamint az 1910-ben az osztályra beosztott Ballenegger Róbert végezte. A térképezéskor alkalmazott elvekre vonatkozóan Treitz Pétert idézzük: „A régi térképekkel szemben a klimazonális talajtérkép nagy haladást jelent, mert ezen a talajféleségek különválasztása és kijelölése a hely felett uralkodó klímának jellege alapján történik. Azaz a térképből a klímának a növényekre kifejtett hatása és a növényeknek talajalkotó munkássága is kidomborodik. A klimazonális talajtérképekből kiolvasható először is a hely felett uralkodó biológiai klímának a jellege, azután megtudható a talajtípusoknak morfológiai szerkezete és a fizikai és kémiai tulajdonságok nagyobb része. Egyszersmind felvilágosításokat kapunk még a talajövek határain belül élő növények tenyészigényeiről és anatómiai szerkezetéről is. Ezeknek az adatoknak ismerete talajművelés és növénytermelés szempontjából megbecsülhetetlen. Az általános természettudományi alapon felépülő talajismeret már nem fogadja el a geológiát a talajalakulás alaptudományának, hanem azt vallja, hogy a talaj az összes természeti erők együttműködésének eredménye”. A leírt elven készült országos talajtérképek közül az elsőket 1918-ban készítette el Treitz és Timkó, de ezeket számos, újabb módosítás bevezetésével szerkesztett térkép követte. Az átfogó kép megrajzolása utáni időkben a felvételek egyes gazdaságok területére irányultak, hogy így az egyes talajtípusok változatai és tulajdonságai jobban megismerhetők legyenek. Ezeknek a részfelvételeknek a tapasztalata természetesen mindig gazdagította az újonnan szerkesztett átnézetes térképeket is. Az adatok térképszerű feltüntetésén kívül feldolgozták a talajok kémiai összetételét is. Ezek az igen részletes és a korabeli talajvizsgálatok szintjét felülmúló elemzések olyan mély bepillantást engednek a talajtulajdonságokba, hogy segítségükkel már a talajban lejátszódó folyamatokra is lehet következtetni. Ballenegger vizsgálatai és a kémiai elemzésekből levont következtetései tették igazán teljessé a klimazonális

371 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajtan hazai fejlődése

talajtérképet és adták meg azt a jelleget, amely a magyar talajtanra általában jellemző, a kémiai elemzésekkel adott megalapozottságot. Ballenegger váltotta valóra az agrogeológiai iskola programjának második részét is, az egyes jellemző talajtípusok monografikus feldolgozását Feketeföld című munkájában. Sajnos e téren sem Treitz, sem Timkó nem követte, így az a célkitűzés, amely az országos átnézetes térkép munkájának szerves folytatását képezte, teljességében nem valósult meg. Ma már büszkén állapíthatjuk meg, hogy Treitz Péter és munkatársai, Ballenegger Róbert, valamint Timkó Imre, az ország klimazonális talajtérképeinek elkészítésével maradandó és úttörő munkát végeztek. Hasonlóan nagy jelentőségű munka volt a talajtan fejlődésének ebben a szakaszában az Alföld szikes talajainak felvétele 1926-ban, mely szintén Treitz és munkatársai nevéhez fűződik. Két kérdésre kerestek választ: 1. Mennyi szikes talaj van az Alföldön? 2. A szikes talajok közül mennyi javítható meszezéssel? A felvételi munkában a talajszakértőkön kívül botanikusok is részt vettek annak megállapítása céljából, hogy a talaj kémiai sajátságai milyen összefüggést mutatnak a rajta élő növényzettel. A talajok megismerésének történetében a negyedik szakasz idején még egy irányzat fejlődött ki eredményesen, a ’Sigmond iskola. ’Sigmond Elek először az Első Nemzetközi Agrogeológiai Konferencián lépett a nyilvánosság elé a talajvizsgálatok módszerére vonatkozó előadásával. További tevékenysége is hosszabb ideig ugyanebben a mederben folyt. A talajok tulajdonságait vizsgáló munkái, talajkolloidikai és rendszertani közleményei csak később jelentek meg. Irányzata Gedrojc munkásságával párhuzamosan, a talajkolloidok adszorpciós viszonyainak tanulmányozására alapozott talajdinamikai irány volt. Területi adatokat tartalmazó munkáinak száma kevés, de annál mélyebben hatolt a talajokban lejátszódó folyamatok megismerésébe. A talajkilúgozás kérdésére, a szikesekre, a kicserélhető nátriumra és a sófelhalmozódásra vonatkozó kutatásai nemzetközi viszonylatban is élenjárók voltak. A talajok vizsgálata során arra a következtetésre jutott, hogy a talajok viselkedését nagymértékben befolyásolják a kolloidok felületén adszorbeált kationok, és hogy ez a jelenség bizonyos mértékben összefügg a talajok képződését irányító folyamatokkal. Ennek alapján dolgozta ki osztályozási rendszerét, melyet dinamikusnak nevezett. A talajtan általános kérdései mellett – amelyekkel az Általános talajtan című könyvében foglalkozott – igen értékesek az egyes talajtípusok monografikus feldolgozását tartalmazó munkái is, amelyeket Mados Lászlóval együtt írt a csernozjomokról, majd a rendzinákról. A hazai talajtannak ebben a szakaszában szakembereink a nemzetközi együttműködés terén igen kezdeményezők voltak, és a továbbiakban is buzgón ápolták a nemzetközi kapcsolatokat. Részt vettek nemzetközi találkozókon, és rendeztek is ilyeneket, hogy lépést tartsanak a külföld munkáival, ugyanakkor eredményeik ismertté váljanak nemcsak határainkon belül, hanem szélesebb körben is. A tudomány fejlődését és eredményeit elősegíthetik vagy gátolhatják azok a szervezeti formák, amelyek keretében a szakemberek a munkájukat végzik. Sokszor azonban egy-egy intézmény nemcsak formai kereteket ad a kutatásnak, hanem célkitűzést, módszert is sugall. A tudomány fejlődésének szakaszait talán nem is annyira az évszámok jelentik, hanem a vezéralakok és az ő munkájukat elősegítő munkatársak lelkes tevékenysége. A talajtani kutatás, a talajok megismerésének negyedik szakaszában három ilyen intézmény állott fenn, amelyek vezetői is egy-egy tudományos irányzat megalkotói vagy hazai képviselői voltak. Az első munkacsoport a Földtani Intézet agrogeológiai osztályán alakult ki, melynek vezetője Treitz Péter volt. Ez az Intézmény a Tanácsköztársaság idején hazánk első Talajtani Intézetévé alakult, utóbb azonban megszűnt, és ismét a Földtani Intézet keretei közt folytatta működését. A második intézmény az Országos Kémiai Intézet volt, melynek élén ’Sigmond Elek állott; ő vezette a harmadikat, a Műegyetem Mezőgazdasági kémiai tanszékét is. A talajtani munkák irányításában nagy szerepe volt még a Földművelésügyi Minisztériumban szervezett Országos Állandó Talajjavítási Bizottságnak, amely többek között az Alföld szikes talajainak felvételét is kezdeményezte. 372 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajtan hazai fejlődése

1931–1951. A talajok megismerésének történetében a negyedik szakasz fokozatosan megy át az ötödikbe. Igaz, hogy Treitz munkáját egyre több támadás érte, de ’Sigmond és munkatársai ekkor kezdték szélesebb körből megjelentetni közleményeiket, amelyek felölelték az egyes talajtípusok monografikus feldolgozását, a talajokban lejátszódó folyamatok értelmezését stb. Az átnézetes talajismereti térképezés megkezdése olyan munka kezdete, mely közel 20 éven át megszabta a talajtan hazai fejlődését, és különösen sokat tett azért, hogy a talajismeret a mezőgazdaság hasznát szolgálja. Az 1931-ben megindult munkának az volt az előzménye, hogy a Földtani Intézet agrogeológiai osztályán még 1930-ban megkezdték az ország részletes agrogeológiai felvételezését az addig kialakult módszer alapján. Ekkor Kreybig Lajos homlokegyenest eltérő felvételezési módszert javasolt, és a Földtani Intézet igazgatójától engedélyt kapott arra, hogy a már felvételezett területet a maga módszerével újra feldolgozza, és a két térképlap összehasonlítása döntse el, hogy a továbbiakban melyik módszert fogadják el. Míg Timkó és Sümeghy felvételi munkája agrogeológiai volt, Kreybig a növénytermesztésben érvényesülő talajtulajdonságokat térképezte. Ez az 1931-ben végzett felvétel lett alapja azután a később egyre szélesebb körben alkalmazott feldolgozási módnak. Kreybig a felvételek és a térképezés célját és módszerét így foglalta össze: „…a mezőgazdasági termelés irányításának és okszerűsítésének céljaira készülő térképeket oly módon szerkesztjük, hogy azokon a talajvizsgálati adatokon felépülve, közvetlenül azokat a jellegzetes talajviszonyokat tüntetjük fel, amelyek adva vannak és amelyek növényfiziológiai szempontokból az általános termelési vonatkozásban érvényesülve fontosak. Én tehát azt igyekszem a térképen feltüntetni, ami tényleg adva van, és a növények fejlődésére, valamint a talajélőlények tevékenységére hat vagy hathat. Nem törődöm a térképek színkulcsában és jelmagyarázatában azzal, ami volt vagy ami lesz, nem használok talajelnevezéseket, mert mindezek nagyon sokszor félreértésekre és vitákra adhatnak okot, hanem csak azzal, ami tényleg van és a növények fejlődésében szerepet játszik.” Ez a merőben új hang a talajtani tudományban természetesen nem maradt ellenzés nélkül. ’Sigmond érveinek és tekintélyének engedve végül is az átnézetes talajtérképeken is feltüntették a dinamikus talajrendszer jelzéseit. Ezzel a térképezés módszere állandósult, és egységesen alkalmazták húsz éven át. A húsz évig tartó munka eredményeként abba a kivételes helyzetbe kerültünk, hogy gyakorlatilag már a második világháború idején hazánk egész területéről volt 1:25 000 méretarányú talajtérkép, amivel Európában más állam nem büszkélkedhetett. A térképezésnek többféle hatása volt. Kedvező volt, hogy mozgósította és egyesítette az ország neves szakembereit, ugyanakkor másokat is a talajtan területére vonzott, biztosítva a képzésüket. Jó iskola volt a szakembereknek, mert olyan nagy tapasztalatot szerezhettek rövid idő alatt, amit másként csak hosszú évek munkájával érhettek volna el. Hátránya volt, hogy a térképezés a szakembereket annyira lekötötte, hogy más talajtani jellegű kutatómunkát alig végezhettek, pedig a ’Sigmond-iskola fiatal gárdája ekkor érkezett el arra a fejlődési fokra, hogy önálló kutatásokat folytatva, hazai és nemzetközi színvonalon is jelentős eredményekkel jelentkezhettek volna. Mindezek a hátrányok azonban jelentéktelenek a térképezés hasznához viszonyítva. Csak a későbbi években mérhettük le annak jelentőségét hogy az ország minden négyzetkilométerén legalább egy talajfeltárás adatai rendelkezésünkre állnak, szelvényleírással és vizsgálatokkal. Visszatérve azonban Kreybig munkásságának értékelésére, elismeréssel kell adóznunk a természeti tájak elhatárolása terén kifejtett tevékenységének. A tájak elhatárolásához a talajtérképek adatait használta fel, részben azért, mert ezek álltak rendelkezésére, részben pedig ott volt elegendő vizsgálati adat ahhoz, hogy a természeti viszonyokat számszerű értékekkel jellemezze. E meggondolások alapján Kreybig, részben a talajtérképek adatai, részben saját tapasztalatai és megfigyelései alapján elhatárolta a Tiszántúl tájait, majd a Duna–Tisza-közének, az Északi-hegyvidéknek és a Dunántúlnak tájbeosztásában Stefanovits és Szűcs adatait és segítségét is igénybe vette. A tájak elhatárolásával nemcsak a mezőgazdasági tervezés tudományos alapjait gyarapította, hanem a talajföldrajz tudományában is elévülhetetlen érdemeket szerzett. A talajtani tudomány fejlődését nyomon követte a gyakorlat is. Az országosan széles keretekben megindult szikjavítási akció számos talajtani szakember közreműködését igényelte. A szikes talajok javításának elméleti kérdései kerültek a kutatások középpontjába, és a ’Sigmond-iskola neves képviselői, valamint kortársai, mint HERKE SÁNDOR, ARANY SÁNDOR, DI GLÉRIA JÁNOS, MADOS LÁSZLÓ, PÁTER KÁROLY, CSIKY JÁNOS és PRETTENHOFFER IMRE nemcsak hazánkban, hanem külföldön is ismertek lettek eredményeik révén.

373 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajtan hazai fejlődése

Nagy fellendülés volt az öntözéssel kapcsolatos talajtani kérdések megoldásában is. Az Alföld átfogó öntözési tervének kidolgozása a talajtani szakemberek bekapcsolódását és munkájuk eredményeit is igényelte. Elsősorban Mados László nevét kell kiemelnünk, akinek eredményei külföldön is elismerést arattak, ezért felkérték az egyiptomi öntözési tervek kidolgozásában való részvételre. Az alkalmazott talajtan fejlődése a savanyú talajok meszezésének terjedésében is megmutatkozott. Egyre nagyobb területen folyt meszezés, és ezzel párhuzamosan fordult az érdeklődés e kérdés elméleti vonatkozásai felé. A talajtani tudomány otthonait nézve megállapíthatjuk, hogy a Földtani Intézet agrogeológiai osztálya jelentős mértékben átalakult, amit a neve is mutat, miután Kreybig vezetése alatt már mint talajtani osztály működött. A talajtani tudomány térhódításának másik góca a Műegyetem Mezőgazdasági kémiai, majd az ebből kivált talajtani tanszéke volt. Míg az előbbi élén ’Sigmond állott, a második vezetője Mados László volt, akinek halála után (1945) a tanszék is megszűnt. A talajtani tanszék jelentős részt vállalt az átnézetes talajismereti térképezés külső munkatársainak képzésében, valamint a vegyészmérnöki oktatás keretében a talajtani ismeretek terjesztésében. Az Országos Kémiai Intézetnek is önálló talajtani osztálya volt, amely a talajtérképezés mellett talajvizsgálatokkal is foglalkozott. Az említetteken kívül még számos talajlaboratórium működött az országban, pl. a Csiky János által vezetett és az Országos Mezőgazdasági Kamara Által fenntartott talajlaboratórium. Mint láthatjuk, a talajtan művelőinek köre jelentősen bővült, és míg a múltban egy-két kimagasló egyéniség szűk keretek közt folytatott munkája hozta létre azokat az eredményeket, melyekre joggal vagyunk büszkék, később mind nagyobb számú szakember együttes, összehangolt tevékenysége segítette tudományunk fejlődését, talajaink megismerését. 1951-től napjainkig. A talajtani tudomány, a talajok megismerésének történetében a hatodik szakaszt a genetikai irányzat újraéledése jellemzi. A genetikai kutatások megindításának indítékául két dolog szolgált. Az egyik, hogy az átnézetes talajismereti térképek egymás mellé helyezésekor kitűnt, hogy nem alkalmasak az ország talajtakarójának jellemzésére, mert a talajok keletkezésében és termékenységében fennálló különbségek nem jutnak kifejezésre. A másik az volt, hogy újabb talajfizikai és kémiai módszerek váltak ismertté, melyek bevezetését szükségesnek tartottuk. Ezen indítékok alapján kezdtük meg az Agrokémiai Kutató Intézet talajtani osztályának keretében az újabb vizsgálatokat a Mezőföldön. Felvételeink során a magyar talajtani tudomány eddigi eredményeiből felhasználtuk mindazt, ami kutatásainkat előbbre vitte. A talajok genetikai térképezésénél felhasználtuk az átnézetes talajismereti térképek anyagát, és azt új szelvényekkel egészítettük ki, amelyek részletes és sokoldalú vizsgálatával igyekeztünk feleletet kapni a talajok keletkezésének kérdésére. Adataink alapján szerkesztettük meg 1:200 000 méretarányban az ország genetikai talajtérképét (Stefanovits Pál és Szűcs László, 1955), amely azonban nyomtatásban nem jelent meg, csak alumíniumnyomaton sokszorosítva vált ismertté. Ennek módosított változata jelent meg 1960-ban, akkor már nyomtatásban. A térképezés során szerzett tapasztalatokról részben cikkekben számoltunk be, részben a Magyarország talajai című könyvben (Stefanovits Pál, 1956 és 1963) tettük közzé megfigyeléseinket. Ezzel párhuzamosan az átnézetes talajismereti térképek anyagának felhasználása és genetikai részletekkel történő kiegészítése útján készültek el Géczy Gábor elvei szerint a talajismereti és talajhasznosítási térképek, melyeknek célja a középszintű mezőgazdasági tervezés megalapozása volt. Nem ez volt azonban az egyetlen munka, amely az átnézetes térképezés befejezése után újra felvette a talajtérképezés fonalát. Minthogy a Kreybig-féle elvek alapján készített térképek nem voltak alkalmasak a nagy átfogó kép megrajzolására, ugyanúgy nem bizonyultak elégségesnek akkor, amikor egy mezőgazdasági üzem viszonyaira kellett vonatkoztatni a talajtani adatokat. Ennek pótlására indultak meg az üzemi talajtérképfelvételek. Az első ilyen térképezési módszer id. Várallyay györgy nevéhez fűződik, aki a táblák talajadatait oszlopdiagramokkal tüntette fel. Általánossá azonban az OMMI (Országos Mezőgazdasági Minőségvizsgáló Intézet) által kidolgozott és készített üzemi talajtérképek váltak. Ezeken is a MTA Talajtani Bizottsága által elfogadott genetikai és talajföldrajzi osztályozási rendszert alkalmazták, éppúgy mint az áttekintő talajtérképeken.

374 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajtan hazai fejlődése

Az egyre általánosabban elfogadott genetikai szemlélet számos új módszer bevezetését tette szükségessé, hogy a talajban lejátszódó folyamatok megismerését előbbre vigye. Így alakul ki az agyagásványok minőségét vizsgáló, finomszerkezetet kutató, majd az izotópok alkalmazásán nyugvó vizsgálatok sora, és a humusz minőségét jellemző különböző módszerek széles skálája. Külön említésre méltó az eddig elhanyagolt talajfizikai vizsgálatok fellendülése, amiben nagy része volt KlimesSzmik Andornak, az 1957-ben megjelent Talajfizika, talajkolloidika című könyv egyik szerzőjének, majd később ifj. Várallyay Györgynek és Kazó Bélának. DI Gléria és Máté Ferenc eredményei a talaj savanyúságának jobb értelmezéséhez vezettek, Szabolcs István és munkatársai pedig a szikesek részletesebb megismeréséhez járultak hozzá vizsgálataikkal. Az alkalmazott talajtanban is jelentős fejlődés mutatkozott. Elterjedt az öntözés, ehhez kapcsolódva megnőtt a vízgazdálkodási kutatások igénye. A homoktalajok termékenységének fokozására Egerszegi Sándor kidolgozta réteges homokjavító módszerét. Ugyanakkor a szikesek és a savanyú talajok javításának gyakorlata tovább terjedt és fejlődött, irányt véve a kis javítóanyag-adagok, valamint a gipsz szélesebb körű alkalmazása felé. A talajviszonyok megismeréséhez nagyban hozzájárult a talajpusztulás országos térképezésének megindulása is. Ezek a felvételek, melyek az Agrokémiai Intézet keretében Mattyasovszky Jenő irányításával 1952-től folytak, azt eredményezték, hogy ma már az ország hegyes és dombos vidékeire vonatkozólag rendelkezésünkre állnak az 1:75 000 és az 1:200 000 méretarányú eróziót feltüntető térképek, valamint a Stefanovits és Duck által szerkesztett országos talajpusztulási térkép. Ezek szükségszerűen kiegészítik a talajtérképeket, hiszen a genetikai térképeken csak a talajképződés jellegének, a talajtípusnak a megadására volt mód, melyek képét egy adott helyen módosíthatja az erózió. A talajvédelmi térképezési munka három szinten folyt: az országos talajpusztulási térkép, a vízgyűjtők talajvédelmi irányterve, valamint az üzemi kiviteli terv szintjén. Ezzel párhuzamosan lendültek fel azok a kutatások, melyek egyrészről az erózió és a defláció jelenségeit és folyamatait derítették fel, másrészről pedig a talajvédelem lehetőségeit, legjobb módszereit és ezek hatását vizsgálták. E téren ki kell emelni Fekete Zoltán tevékenységét, aki munkatársaival több vonatkozásban járult hozzá e témakör fejlesztéséhez. Ugyanebben az időben a szélerózió, a defláció kérdésének kutatását és az ellenük történő védekezésre irányuló kísérleteket Gál János professzor fogta össze, míg a talajvédelem és a talajvédő gazdálkodás elveit és megvalósítási módját Erődi– Horváth–Kamarás könyve foglalta össze. A ’80-as évektől kezdve a talajpusztulással mind szélesebb területen és egyre mélyrehatóbban foglalkoztak a természeti földrajz képviselői; Borsy Zoltán, Góczán László, Kerényi Attila, Kertész Ádám és Mezősi Gábor. Talajtani tudományos és ismeretterjesztő könyvek jelentek meg Fekete József, Füleky György, Filep György, Győri Dániel, Máté Ferenc, Major István tollából, és több külföldi szerző könyvét jelentették meg magyar nyelven. Jelentős talajtani információ vált ismertté a Baranyai–Fekete–Kovács szerzői kollektíva könyvében, akik a talaj savasodását és tápanyagállapotát mutatták be, ismertetve az országos időszakos talajvizsgálatok kereken egy évtized alatt összegyűjtött eredményeit. A talajtan reprezentációját szolgálták mind a hazai tudományos eredmények ismertetésében, mind a nemzetközi tájékoztatás tekintetében a Pécsi M. szerkesztésében megjelent Magyarország Nemzeti Atlaszának térképei. Az erdészeti talajtan, a termőhelyismeret fellegváraiban, Sopronban, az Erdészeti és Faipari Egyetemen Fehér Dániel, Vági István, Botvay Károly, Pántos György, majd Szodtfried István professzorok, míg a budapesti Erdészeti Tudományos Intézetben Babos Imre, Járó Zoltán és Führer Ernő professzorok foglalkoztak az erdő talajával és annak ésszerű hasznosításával, valamint az egyes fafajok és a talaj kapcsolatával. A Gödöllői Agrártudományi Egyetem Talajtani Tanszéke 1964-ig Páter Károly professzor vezetésével, majd 1965 és 1990 között Stefanovits Pál irányításával, azóta pedig Füleky György összefogásával a talajtani szakmérnökök képzésével biztosította a szakemberek utánpótlását. Ugyanitt kezdték meg 1974-ben a Mezőgazdasági Környezetvédelmi Szakmérnökök oktatását, amivel felkészítették a mezőgazdasági szakembereket a környezeti károk megelőzésének és elhárításának feladataira.

375 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A talajtan hazai fejlődése

A debreceni Agrártudományi Egyetemen Szelényi Ferenc, Helmeczi Balázs, majd Filep György professzorok folytatták a talajtani ismeretek megalapozását, míg Keszthelyen Máté Ferenc és Győri Dániel professzorok tevékenysége vált a könyveik által ismertté. A Kertészeti és Élelmiszeripari Egyetem Fekete Zoltán professzort Hargitai László követte, akinek humuszkutatásai nemzetközi hírnevet vívtak ki maguknak, és nevéhez fűződik a kertészeti földkeverékek előállításának tudományos megalapozása is. A talajtani kutatás és gyakorlat szervezeti formái ebben az időben több szinten jelentkeztek. Az Agrokémiai Kutató Intézet a Magyar Tudományos Akadémia fennhatósága alá került, és fölvette a Talajtani és Agrokémiai Kutató Intézet nevet (TAKI). Az intézet kiadásában jelenik meg az Agrokémia és Talajtan című folyóirat, amely a hazai tudományos eredmények közlésének elsődleges fóruma. Ugyanitt kezdeményezték és végezték az ország Talajinformációs és Monitoring Rendszer vizsgálatait, melyekkel részt vállaltak a hazai és nemzetközi adatgyűjtési rendszerben. Ebbe a munkába bekapcsolódtak a Növényvédelmi és Talajvédelmi Állomások szakemberei is. Az intézetben készültek az agrotopográfiai térképek 1:100 000-es lapjai, Várallyay György irányításával. Az intézetből indult ki Ballenegger R. és Di Gléria J. által szerkesztett Talaj- és Trágyavizsgálati Módszerkönyv (1962), valamint a Buzás I. által szerkesztett újabb 1988-ban, illetve 1993-ban megjelent kétkötetes módszerkönyv. E könyvek szerzői részben az intézet, részben az ország más talajtani intézményeinek munkatársai köréből kerültek ki. A másik központi talajtani intézmény az Országos Mezőgazdasági Minőségvizsgáló Intézet (OMMI), majd ennek átszervezése után a MÉM Növényvédelmi és Agrokémiai Központ (MÉM-NAK) és laboratóriumai (NAÁ). Ez készíti a részletes vagy üzemi talajtérképeket. Ennek vidéki talajtani osztályai lehetőséget adnak arra, hogy egy szűkebb terület talajviszonyainak legjobb ismerői nevelődjenek ki bennük. Ugyanebben az intézményben végzik a közvetlen gyakorlati feladatok talajtani vonatkozású vizsgálatait, mint az öntözendő területek kijelölését, a talajjavítási tervek elkészítését, a talajvédelem tervezését, valamint a gyümölcstelepítési és trágyázási szaktanácsadást. A nemzetközi együttműködés is jelentős hatással volt ebben az időszakban a talajtan fejlődésére. A Nemzetközi Talajtani Társaság keretében új nézetek és új módszerek váltak ismertté. Különösen nagy jelentőségű volt a világ talajtérképének elkészítése. A FAO és az UNESCO támogatásával készült térkép az egyeztetett osztályozási rendszer kidolgozásával, valamint az új talajvizsgálati módszerek megismerésével adott lehetőséget hazai szakembereinknek a nemzetközi szintű együttműködésre. A magyar talajtani szakemberek nemzetközi tekintélyét növelte a Szabolcs István által szerkesztett, a világ szikes talajait feltüntető térkép. Összegezve az elmondottakat megállapíthatjuk, hogy a talajok megismerésének történetében ez a napjainkig tartó szakasz sok új eredményt hozott. A talajtani tudomány jelentős eredményeket mutatott fel és ezzel nemzetközi elismerést vívott ki. A talajjavítás előrehaladt, és a trágyázási szaktanácsadás szilárd talajtani alapokra épült.

376 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

21. fejezet - A fao-talajvilágtérképe és osztályozási rendszere A földkerekség talajtakarójának megismerése, az ismeretek térképszerű ábrázolása egyre szükségesebbé vált, amikor a Föld népességének rohamos növekedése, a nagy területeken fellépő élelmiszerhiány, az éhínség és a rosszultápláltság ismertté vált. A Nemzetközi Talajtani Társaság (ISSS, International Soil Science Society) 1960-ban Madison, Wisconsinban (USA) tartott kongresszusán határozták el az 1:1 000 000 méretarányú FAO– UNESCO-talajtérkép szerkesztését és kiadását, amely az egész földkerekségre kiterjed. A nemzetközi együttműködésben több mint 300 szakember vett részt. A feladat az egyes nemzeti talajosztályozások egyeztetése, egységes, a Föld minden talajának besorolására alkalmas osztályozás kidolgozása és elfogadtatása volt. Ennek segítségével valósult meg a világrészekről megközelítőleg azonos részletességű talajtérképek megrajzolása és közzététele. A térkép első tervezetét 1968-ban, az Adelaide-ben (Ausztrália) tartott ISSS kongresszuson mutatták be. További egyeztetések és módosítások után az első térképlapok 1971-ben jelentek meg Dél-Amerika területéről, míg a teljes térkép 1981-ben készült el, a költségekre való tekintettel csak 1: 5 000 000 méretarányban. A számítógép és ezzel együtt a GIS (Geographical Information System) térhódítása lehetővé tette, hogy a papírra nyomtatott térképeket felváltsák a digitális adatbázisok. A FAO-talajtérképek fejlesztése is a Föld felszínét lefedő egységes digitális adatbázis kialakítására irányul. A másik világszerte elfogadott, de a gyakorlati osztályozásban és térképezésben kevésbé elterjedt az 1975-ben megjelent USDA osztályozási rendszere (US Soil Taxonomy). Az említettek mellett más nemzeti osztályozások is ismertek és általánosan elfogadottak, mint például a német, az orosz vagy a kanadai, azonban e tankönyv keretei között részletesebben a legelterjedtebb és általánosan elfogadott FAO–UNESCO-rendszert tárgyaljuk.

1. A FAO-talajosztályozási rendszere A FAO-talajosztályozási rendszere három szintű osztályozási rendszer. A legmagasabb és egyben leginkább általánosító szint a „nagy talajcsoportok” (Major Soil Groupings) szintje, ezt követik a talajegységek (Soil Units) (az osztályozás második szintje), valamint a talajalegységek (Soil Subunits), amelyek az osztályozás harmadik szintjét alkotják. A jelenleg hivatalosan elfogadott, 1993-ban publikált FAO-talajosztályozási rendszer 28 talajcsoportból (Major Soil Groupings) áll, amelyek 153 talajegységet (Soil Units) foglalnak magukba. Az egyes osztályozási egységek felismerésére a határozókulcs jól definiált fogalmakat ír le, úgy mint „diagnosztikai talajszintek” (Diagnostic Horizons), valamint a „diagnosztikai tulajdonságok” (Diagnostic Properties). Az alábbiakban a nagy talajcsoportokat nem az eredeti talajosztályozási kulcs, hanem a képződésüket leginkább meghatározó talajképző tényezők alapján (21.1. táblázat) ismertetjük a tankönyv keretei által megszabott részletességgel. A diagnosztikai szinteket a 21.2. táblázatban, a diagnosztikai tulajdonságokat pedig a 21.3. táblázatban soroljuk fel. A nagy talajcsoportok Föld felszínén való elterjedését a 21.1. ábra térképe mutatja be.

21.1. táblázat - A FAO-talajosztályozás nagy talajcsoportjai (Major Soil Groupings) a képződésüket leginkább meghatározó tényezők szerint Képződést leginkább meghatározó tényezők Szerves talajok

Nagy talajcsoportok HISTOSOLS

Ásványi talajok, amelyek kialakulásában az emberi tevékenység volt ANTHROSOLS meghatározó. Ásványi talajok, amelyek képződésében meghatározó volt a talajképző kőzet.

377 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

ANDOSOLS

A fao-talajvilágtérképe és osztályozási rendszere

Ásványi talajok, amelyek vulkáni anyagon képződtek.

ARENOSOLS

Ásványi talajok, amelyek homokon képződtek.

VERTISOLS

Ásványi talajok, amelyek duzzadó agyagon képződtek. Ásványi talajok, amelyek kialakulását elsősorban a domborzati viszonyok FLUVISOLS határozták meg: GLEYSOLS – Sík, mélyen fekvő területek talajai. LEPTOSOLS – Lejtős, magasan fekvő területek talajai. REGOSOLS Ásványi talajok, amelyek kialakulását elsősorban azok fiatal kora határozta CAMBISOLS meg. Nedves, trópusi és szubtrópusi területek ásványi talajai, amelyek képződését PLINTHOSOLS elsősorban a klimatikus viszonyok és a vegetáció határozta meg. FERRALSOLS NITISOLS ACRISOLS ALISOLS LIXISOLS Száraz és félszáraz területek ásványi talajai, amelyek képződését elsősorban a SOLONCHAKS klimatikus viszonyok és a vegetáció határozta meg. SOLONETZ GYPSISOLS CALCISOLS Sztyeppterületek ásványi talajai, amelyek képződését elsősorban a klimatikus KASTANOZEMS viszonyok és a vegetáció határozta meg. CHERNOZEMS PHAEOZEMS GREYZEMS Nedves, erdős és füves területek ásványi talajai, amelyek képződését LUVISOLS elsősorban a klimatikus viszonyok és a vegetáció határozta meg. PODZOLUVISOL S PLANOSOLS PODZOLS

21.2. táblázat - A FAO-talajosztályozás által használt „diagnosztikai talajszintek” (Diagnostic Horizons) HISTIC H szint

Szerves talajanyagot tartalmazó, legalább 20–40 cm vastag felszíni szint, amelynek térfogattömege kisebb 0,1 Mg/m3-nél. 378 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A fao-talajvilágtérképe és osztályozási rendszere

MOLLIC A szint

Sötét színű (chroma < 3,5), szerkezetes felszíni bázistelítettsége meghaladja az 50%-ot.

szint,

melynek

UMBRIC A szint

Sötét színű (chroma < 3,5), szerkezetes felszíni bázistelitettsége nem éri el az 50%-ot.

szint,

melynek

FIMIC A szint

Hosszan tartó trágyázás eredményeképpen ember által létrehozott, legalább 50 cm vastag, sötét színű felszíni szint. P2O5 tartalma > 250 mg/kg.

OCHRIC A szint

Felszíni talajszint, amely nem elégíti ki a mollic és az umbric szint kritériumait.

ALBIC E szint

Kilúgozott, világos szint (nedves value > 4), amely rendszerint a felhalmozódási szint fölött húzódik.

FERRALIC B szint Erősen mállott, legalább 30 cm vastag szint, amelynek kationcserekapacitása legfeljebb 16 cmol(+)/kg agyag. NATRIC B szint

Agyagfelhalmozódási szint, amelyben a kicserélhető kationoknak legalább 15%-át nátrium teszi ki, és rendszerint oszlopos szerkezetű.

ARGIC B szint

Agyagfelhalmozódási szint, amely nem rendelkezik a natric vagy a ferrallic B szint tulajdonságaival.

SPODIC B szint

Szervesanyag-felhalmozódási szint, amelyben alumínium vagy alumínium és vas is jelen van.

CAMBIC B szint

Fejlődésükben fiatal B szintek, amelyek nem elégítik ki a feljebb felsorolt B szintek kritériumait; bennük a málláson, színbeli változáson, karbonátvándorláson, és gyenge szerkezet-képződésen kívül nem ismerhetők fel a talajképződés egyéb jegyei.

CALCIC szint

Kalciumfelhalmozódási szint (caco3 > 15%).

GYPSIC szint

Gipszfelhalmozódási szint (gipsz > 5%).

PETROCALCIC szint

Kemény, cementált kalciumfelhalmozódási szint.

PETROGYPSIC szint

Kemény, cementált gipszfelhalmozódási szint.

SULFURIC szint

Jarositos* foltosságot mutató szint, amelynek pH-ja < 3.5.

* sárgás színű, vas- és kéntartalmú ásvány

21.3. táblázat - A FAO-talajosztályozás által használt „diagnosztikai tulajdonságok” (Diagnostic Properties) Éles textúraváltozás (abrupt textural change)

Az „éles változás a textúrában” az agyagtartalomnak 5 cm-es függőleges távolságon belüli legalább 20%-kal való növekedésére utal.

Andic tulajdonságok

Erősen málló, nagy vulkáni üvegtartalmú, kis térfogattömegű és rendszerint

379 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A fao-talajvilágtérképe és osztályozási rendszere (andic properties)

nagy amorf alumínium-oxidhidrát-tartalmú anyagra utal.

Ferralic tulajdonságok (ferralic properties)

A „ferralic-tulajdonságokat”, a Cambisolokkal és az Arenosolokkalkapcsolatban használjuk, melyeknél az NH4 OAc-dal meghatározott kationcserélő képesség kisebb, mint 24 cmol (+)/kg agyag vagy kisebb, mint 4 cmol (+)/kg talaj.

Ferric tulajdonságok (ferric properties)

A „ferric tulajdonságok” megnevezést a Luvisolokkal, Acrisolokkal, Alisolokkal és Lixisolokkal kapcsolatban használjuk a nagy vastartalmú foltok és gócók jelenlétének jelölésére.

Fluvic tulajdonságok A „fluvic” kifejezés folyami, tengeri és tavi üledékek általi rétegzettségre (fluvic properties) utal, melyekben az egyes rétegek szerves anyag, agyag- és karbonáttartalma a mélységgel nem arányosan változik. Geric tulajdonságok (Geric properties)

Olyan talajanyagra vonatkozik, amelyben a bázikus kationok és a kicserélhető aciditás (1M KCl) összege kisebb 1,5 cmol (+)/kg agyagnál és pH-juk (1 M KCl) kisebb 5-nél.

Hidromorf bélyegek

Olyan talajokra jellemző, amelyekben megjelennek az állandó vagy időszakos víztelitettségre és redukciós viszonyokra utaló bélyegek. Megkülönböztetjük a gleyic-tulajdonságokat és a stagnic-tulajdonságokat. Gleyic-tulajdonságoknál a közeli talajvíz, a stagnic-tulajdonságoknál pedig a vízzáró réteg következtében a szelvényen belüli vagy felszíni víztorlódás a telítettség oka.

Gypsiferous

Olyan talajanyagra vonatkozik, melynek gipsztartalma meghaladja az 5%-ot.

Ujjas átnyulások (interfingering)

Az albic E szint anyagának keskeny átnyúlása az alatta levő argic, vagy natric B szintbe, főleg a szerkezeti elemek függőleges felületein.

Nyelves átnyúlások (tonguing)

Az albic E szint anyagának az argic vagy natric B szintbe való aránylag széles behatolását jelenti, elsősorban a szerkezeti elemek felületén, amennyiben a talaj szerkezetes.

Nitic tulajdonságok (nitic properties)

Olyan talajanyagra vonatkozik, amelynek agyagtartalma (nem duzzadó) meghaladja a 30%-ot, és kagylós törésű, szemcsés, fényes felületekkel rendelkező szerkezeti elemek jellemzik.

A szerves talajanyag Hosszú időszakokra vízzel telített vagy mesterségesen lecsapolt talajok, (organic soil material) amelyek leszámítva az élő gyökereket legalább 20% szerves anyagot tartalmaznak. Örökfagy (permafrost)

A permafrost olyan réteg, amelyben a hőmérséklet egész évben 0 °C alatt marad.

Plinthite

A plinthite az agyagnak kvarccal és más elegyrészekkel alkotott, vasban gazdag, humuszban szegény keveréke, mely általában sötétvörös gócok formájában jelenik meg. Ismétlődő nedvesedés és kiszáradás hatására irreverzibilisen átalakul vaskőfokká, vagy szabálytalan, erősen cementált aggregátumokká.

Salic tulajdonságok (salic properties)

Olyan talajokra vonatkozik, amelyek telítési vizes kivonatának 25 °C-on mért elektromos vezetőképessége nagyobb mint 15 dS/m, vagy 4 dS/m amennyiben a pH (H2O, 1:1) meghaladja a 8,5-es értéket.

Csúszási tükrök

A csúszási tükrök fényes, enyhén hullámos felületek, melyek egy 380 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A fao-talajvilágtérképe és osztályozási rendszere (slickensides)

talajtömegnek egy másikon való elcsúszásakor keletkeznek.

Tixotróp Olyan talajanyag, amely nyomás vagy rázás hatására a szilárd, képlékeny konzisztencia állapotából folyékonnyá válik, majd nyugalmi állapotban visszaalakul (smeary consistence) szilárd halmazállapotúvá.

21.1. ábra - A nagy talajcsoportok társulásainak elterjedése a Föld felszínén

2. A fao-osztályozásban használt fő talajszintek és jelölésük A talajszintek a talajszelvénynek azon hasonló tulajdonságokkal rendelkező rétegei, amelyeket talajképző folyamatok hoztak létre. Az fő talajszinteket nagy betűkkel jelöljük a következők szerint: H – Szerves felszíni talajszint, amely le nem bomlott szerves anyagok akkumulációjával alakul ki nedves (vízzel telített) körülmények között. E szintek szervesanyag-tartalma nagyobb mint 20%. O – Szerves, felszíni talajszint, amely le nem bomlott szerves anyagok akkumulációjával alakul ki száraz, vízzel nem telített körülmények között. E szinteknek a szervesanyag-tartalma nagyobb mint 20%. A – Sok, jól lebomlott szerves anyagot (de kevesebb, mint 20%-ot) tartalmazó felszíni talajszint. E – Világos kilúgozási szint, amely általában a H, az O vagy az A szint alatt húzódik. Kevesebb finom szemcsét és szerves anyagot tartalmaz, mint a fölötte és az alatta levő szintek. B – Felszín alatti szint, amely kialakulhat a szerves anyagok, agyag vagy a vas és az alumínium felhalmozódása révén, vagy a talajképző kőzet egyéb átalakulása következtében (pl. színbeli vagy szerkezetbeli változás útján). C – Talajképző kőzet. R – Kemény, nem mállott kőzet. Az átmeneti szinteket a főszinteket jelölő betűk kombinációjával jelöljük: pl: AB.

381 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A fao-talajvilágtérképe és osztályozási rendszere A betűindexeket a fő szintek közötti különbségek megjelölésére használjuk, pl: B w, Br –ahol w a B szint gyengén fejlettségére utal, r pedig a B szint redukciós körülményeire. Egyéb gyakran hasznát indexek: b – eltemetett talajszint i – permafrost t – agyag-felhalmozódási szint s – szeszkvioxid-felhalmozódási szint k – kalcium-felhalmozódási szint n – nagy nátriumtartalomra utal q – kovasav-felhalmozódási szint p – szántott réteg

3. Szerves talajok 3.1. Szerves talajanyagot tartalmazó talajok Histosols. [A görög histos (szövet) szóból]. Szerves talajok.Legalább 40 cm vastag szerves talajanyagot tartalmazótalajok. Tundra, tőzeges, kotus, lápos, mocsaras területek talajai. Bennük a szerves anyag lebontása korlátozott, aminek oka lehet: az alacsony hőmérséklet, az állandó/gyakori vízelöntés, az extrém savanyúság vagy sótartalom. Térfogattömegük nem haladja meg a 0,1 mg/m3-t. Kiterjedésük kb. 275 millió ha, ennek fele az É-i sarkkör közelében, harmada a mérsékelt övben található. A magyar osztályozásból a láptalajok sorolhatók ide. Szelvényfelépítés: H, HCr. Földhasználat: gondos lecsapolásuk és a talajvíz, valamint az ásványi tápanyagok megfelelő szinten tartása mellett rendkívül termékenyek lehetnek. Kitermelve kertészeti földkeverékként használják.

4. Ásványi talajok 4.1. Szerves talajanyagot nem tartalmazó talajok Ásványi talajok, amelyek kialakulásában az emberi tevékenység volt a meghatározó. Anthrosols. [A görög anthropos (ember) szóból]. Ember által létrehozott vagy nagy mértékben átalakított (hosszú ideje folyó öntözés, trágyázás, felső szintek elhordása, más anyag ráhordása stb.) antropogén talajok. Bennük az eredeti talajképző folyamatok és az eredeti talajszintek nem ismerhetők föl. Általában a fejlett mezőgazdasággal rendelkező országokban fordulnak elő. Ide sorolható például Hollandia tengertől visszanyert mezőgazdasági területeinek nagy része vagy a mi szőlő alá forgatott talajaink. Az eredeti talajképző kőzet és a bevitt anyagok szerint igen különböző talajok. Szelvényfelépítésük és használatuk változatos. Ásványi talajok, amelyek képződésében a talajképző kőzet tuljadonságai voltak elsősorban meghatározók. Andosols. [A japán an (sötét) és do (talaj) szavakból]. Friss vulkáni anyagon kialakult talajok. Fejlődésüket elsősorban a könnyen málló, porózus, sok vulkáni üveget tartalmazó talajképző kőzet határozza meg. A mállás során keletkező kationok nagy része lemosódik a felszíni szint(ek)ből, az alumínium- és vasionok egy része azonban a szerves anyaggal stabil komplexeket (kelátokat) képez, és helyben marad. A szerves anyag vassal és alumíniummal alkotott komplexei ellenállnak a biodegradációnak és így a felszíni szint szervesanyag-tartalma elérheti a 5–10%-ot is. A szerves anyaggal nem kapcsolódó vas- és alumíniumionok – főleg a felszín alatti szintekben – parakristályos ásványokat (allofánok, imogolit, ferryhidrit stb.) képeznek. Általában a kontinensek határain és a geológiai törésvonalak mentén terjedt el.

382 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A fao-talajvilágtérképe és osztályozási rendszere Szelvényfelépités: AC, ABwC. Födhasználat: 80%-uk potenciálisan művelhető. Fizikai tulajdonságaik jók, azonban gyakran lejtős területen találhatók. A vas nagy mennyiségben való jelenléte miatt a foszfor fixált állapotban van, termelésbe vételkor folyamatos foszforellátásról kell gondoskodni. Arenosols. [A latin arena (homok) szóból]. „Homoktalajok”. Durva textúrájú, gyengén fejlett talajok. Fizikai féleségük a felső 100 cm-en belül homokos, a vályognál durvább. Kiterjedésük kb. 400 millió ha, főleg sivatagi területeken. A magyar osztályozásban ide tartoznak a hazai futóhomok, a gyengén humuszos homok-, illetve a kovárványos homoktalajok. Szelvényfelépítés: A(E)C. Földhasználat: gyakori szélerózióval és vízhiánnyal küzdő területek. Öntözéssel, szervesanyag-kijuttatással művelésük eredményes. Vertisols. [A latin vertere (fordul, forgat) szóból]. Nagy agyagtartalmú (főleg szmektit típusú agyagásványokból álló) talajképző kőzeten kialakult, „nehéz” talajok. A felső 50 cm-ben legalább 30%-nyi agyagot tartalmaznak. Az év egy részében legalább 50 cm mély, 1cm átmérőjű repedéseket nyitnak, amelyek nedves időszakban bezárulnak. A feltalaj jellemző éles szemcsés szerkezetű. A B szint jellemző vertic-szerkezetű. A felszínen hullámos „gilgai” mikrorelief alakulhat ki az állandó kiszáradás-repedezés-bepergés és nedvesedés-duzzadás következtében. A magyar osztályozásban az agyagos réti és fekete nyirok talajok tartoznak ide. Szelvényfelépítés: A(B)C. Földhasználat: nehezen művelhetők. Kellő vízellátás mellett termékeny talajok. Ásványi talajok, amelyek kialakulását elsősorban a domborzati viszonyok határozták meg (sík, mélyen fekvő területek talajai: Fluvisols, Gleysols; lejtős, magasan fekvő területek talajai: Regosols, Leptosols) Fluvisols. [A latin fluvius (folyó) szóból]. Időszakosan kiöntő folyók hordalékán kialakult, fluvictulajdonságokkal rendelkező fiatal talajok, melyek ochric, mollic, umbric v. histic szinten kívül nem rendelkeznek más diagnosztikus szinttel. A periodikus kiöntés jelei eltemetett rétegek formájában jelentkeznek. Textúrájuk a hordalékanyag szerint változó. Általában a nagy folyók ártetületein találhatók. A magyar osztályozásban az öntéstalajok tartoznak ide. Szelvényfelépítés: AC. Földhasználat: a folyószabályozás módja illetve a textúrájuk szerint változó. Gleysols. [Az orosz Gley (sáros) szóból]. Mélyen fekvő vagy felszínhez közeli talajvíz mellett kialakult talajok, melyek hosszú időszakokra vízzel telítettek. A felszíntől számított 50 cm-en belül glejes foltok (gleyictulajdonságok)mutatkoznak, melyek a FeIII-(ferric-) vegyületeknek szerves anyag jelenlétében, levegőtlen körülmények között mozgékony FeII-(ferrous-) vegyületekké redukálásának eredménye. A redukált talajrészek színe részben a FeII jelenléte, részben a talaj ásványi része eredeti színének uralma következtében kékesszürke. A repedések, járatok mentén, ahol a felületek átszellőzhetnek a visszaoxidált FeIII vegyületek rozsdás színe jelenik meg. A stagnáló víz által okozott glej foltokkal (stagnic tulajdonságok) rendelkező talajok nem tartoznak a Gleysolok közé, továbbá nem tartoznak ide az öntésterületek (rétegezettséget egyértelműen mutató) talajai sem. A magyar osztályozásban a nem agyagon kialakult réti talajok és a mocsári erdőtalajok tartoznak ide. Szelvényfelépítés: A(Bg)Cr, H(Bg)Cr. Földhasználat: elsősorban rét, legelő, mocsári erdő területek. Leptosols. [A görög leptos (vékony, sekély) szóból]. 30 cm-nél sekélyebb, kemény, cementált vagy olyan kőzeten kialakult talajok, amelyekben 20%-nál kevesebb a földes rész. Főleg hegyvidéki területek talajai, melyekben a talajképződési folyamatokat a kőzet lassú mállása mellet főleg az erózió állandó pusztítása gátolja. A talajanyag maga rendelkezhet kiváló tulajdonságokkal (mind fizikai mind kémiai), azonban a termékenységet korlátozza a sekély termőréteg és az ebből származó gyenge vízgazdálkodás (gyors kiszáradás). A hazai osztályozásból a köves és kavicsos váztalajok, a rendzinák, nyirok- és ranker talajok sorolhatók ide.

383 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A fao-talajvilágtérképe és osztályozási rendszere Szelvényfelépítés: A(B)R, A(B)C. Földhasználat: elsősorban legelő- és erdőterületek. Regosols. [A görög rhegos (takaró) szóból]. Gyengén fejlett, nem kemény kőzeten (például márgán vagy löszön) kialakult sekély talajok. A talajképződési folyamatoknak elsősorban extrém éghajlati tényezők (szárazság, meleg, hideg) és kisebb mértékben az erózió szab gátat. Nem tartoznak ide az öntésterületek talajai és a homoktalajok. A magyar osztályozásból a földeskopárok és a humuszkarbonát talajok sorolhatók ide. Szelvényfelépítés: AC. Földhasználat: elsősorban legelő-, gyümölcsös és szőlőterületek. A forró, száraz területeken öntözéssel művelhetők. Ásványi talajok, amelyek kialakulását elsősorban azok fiatal kora határozta meg. Cambisols. [A latin cambiare (változni) szóból]. A szintekre tagozódás kezdeti jeleit mutató, fiatal talajok. A cambic B szint színében, szerkezetében eltér a talajképző kőzettől, de nem mutat más, diagnosztikus, B szintek követelményeit kielégítő tulajdonságokat. A magyar osztályozásban barnaföldek, a humuszos homokok egy része, a réti talajok egy része, valamint kőzethatású talajaink egy része sorolható ide. Szelvényfelépítés: ABwC. Földhasználat: a domborzati és éghajlati viszonyoktól függően változó, a legelőtől a szántóföldi művelésig. Nedves, trópusi és szubtrópusi területek ásványi talajai, amelyek képződését elsősorban a klimatikus viszonyok és a vegetáció határozta meg. Plinthosols. [A görög plinthos (tégla) szóból]. Nedves, trópusi, szubtrópusi területek talajai, amelyekben 50 cmen belül van egy legalább 25 térfogat%-nyi plinthitet tartalmazó, minimum 15 cm vastag szint. A plinthite egy vasban gazdag, szerves anyagban szegény, kvarc és agyag által cementált keverék, amely ha felszínre kerül, irreverzibilisen megkeményedik („ironstone” – „vaskőpad”). A plinthosolok általában bázikus (kevesebb kvarcot, több mállékony ásványt tartalmazó) kőzeteken alakulnak ki. Szelvényfelépítés: ABC vagy AEBC. Földhasználat: a gyakori belvíz és a kemény cementált réteg miatt nagyon gyenge termőképességű talajok. A cementált „ironstone”-t trópusi országokban gyakran építkezésre használják. Ferraisols. [A latin ferrum (vas), alumen (alumínium) szavakból]. Sárgás vagy vörös trópusi talajok, amelyek rendelkeznek „ferralic” B szinttel. A ferrallic szint erősen mállott, legalább 30 cm vastag szint, melynek kationcsere-kapacitása nem haladja meg a 16 cmol (+)/kg agyagot. Általában áthalmozott, már előzőleg mállott talajképző kőzeten képződnek. A mély és intenzív mállási folyamatok következtében a talaj felső rétegeiben csak a mállásnak ellenálló ásványok és a képződött kaolinit, valamint vas- és alumínium-oxidok és oxidhidrátok alkotják az ásványi részt. A sok nedvesség hatására az ásványi rész részben hidratálódik (a szemcsék abszorbeálják a vizet) részben hidrolízist szenvednek. A hidrolízis során a hidrogén behatol és beépül az ásványok kristályrácsába, amelyből K-, Na-, Ca-, Mg-ionok áramlanak a talajoldatba. Mivel a hidrogénion kisebb, mint az eredeti ionok, fellazul, összeomlik a kristályszerkezet, és kiszabadul a szilícium és az alumínium. A „ferralitizáció” tulajdonképpen előrehaladott hidrolízis. Mivel a kationok kiszabadulását erős kilúgozás kíséri, ezek többsége a mélybe távozik. Csupán a kevésbé oldható vas- és alumínium-oxidok és -hidroxidok, valamint a kvarc marad helyben (desilication). A helyben maradó alumínium és szilícium kaolinitet épít (kaolinization). A negatív töltésű kaolinit és a pozitív töltésű vasvegyületek stabil mikroaggregátumokat képeznek, ezért a ferralsolok aránylag jó fizikai tulajdonságokkal rendelkeznek. Szelvényfelépítés: ABC. Valamennyi szintjük igen mély. A mállott C szint gyakran 20–30 m mélységbe temeti az ágyazati (D) kőzetet. Az egyes szintek között hosszú az átmenet. Földhasználat: elsősorban égetéses gazdálkodás.

384 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A fao-talajvilágtérképe és osztályozási rendszere Nitisols. [A latin nitidus (fényes) szóból]. Mély rétegű, vöröses trópusi talajok, amelyek rendelkeznek egy legalább 1 m vastag, minimum 30% agyagot tartalmazó argicszinttel. A szelvényben nitictulajdonságok mutatkoznak. A kialakulás lépései: ferralizáció (annak kezdeti stádiuma), agyagmozgás és felhalmozódás, „nitidizació” (mikro duzzadás és zsugorodás révén), végül homogenizálás biológiai keverés által. Kationcsere-kapacitása, egyéb kémia és fizikai tulajdonságai jobbak a csoport többi talajéinál mivel több agyagot és szerves anyagot tartalmaznak. Szelvényfelépítés: ABtC. Földhasználat: a nedves, trópusi és szubtrópusi területek talajai közül a legtermékenyebb. Az alacsony pHtompítása mellett változatos földhasználat a legelőtől a szántóföldi művelésig. Acrisols. [A latin acer (savanyú) szóból]. Erősen kilúgozott, alacsony bázistelítettségű talajok. Általában savanyú talajképző kőzeteken alakulnak ki. Az agyagos rész diszpergálását agyagmozgás és a B szintben való felhalmozódás követi. A mállási folyamatok erőteljesek, így kevés elsődleges ásvány van jelen és dominálnak az 1:1 típusú agyagásványok. Az A szintben az erőteljes kilúgozás miatt kevesebb szeszkvioxid van, ezért nem alakul ki a Ferralsolokhoz hasonló szerkezeti stabilitás. A felszín általában erősen erodált. Szelvényfelépítés: AEBtC. Földhasználat: kedvezőtlen fizikai, kémiai tulajdonságok, alumíniumtoxicitás korlátozza használatukat. Alisols. [A latin alumen (alumínium) szóból]. Erősen kilúgozott, alacsony bázistelítettségű talajok. Hasonló tulajdonságokkal rendelkeznek, mint az Acrisolok, azonban a kilúgozás kisebb mértékű, ezért a kiszabadult alumínium a felszínhez közelebbi szintekben marad. Szelvényfelépítés: ABtC. Földhasználat: elsősorban az alumíniumtoxicitás korlátozza a használatukat. Lixisols. [A latin lixivia (kimosott anyag) szóból]. Erősen kilúgozott, de magasabb bázistelítettségű talajok. Általában mállási stádiumuk és kilúgozottságuk nem a jelenkori klimatikus viszonyokkal magyarázható. Bázistelítettségük külső (kolluviális, vagy alluviális hordalék) forrásból való gazdagodásból származik. Szelvényfelépítés: ABtC. Földhasználat: gyenge fizikai tulajdonságuk és tápanyag-szolgáltatásuk a mezőgazdasági termelés fő korlátozója. Száraz és félszáraz területek ásványi talajai, amelyek képződését elsősorban a klimatikus viszonyok és a vegetáció határozta meg. Solonchaks. [Az orosz sol (só) és chak (sós terület) szavakból). Sós talajok, amelyek salictulajdonságokat mutatnak (vagyis a felső 30 cm-ből származó talaj telítési kivonatának elektromos vezetőképessége nagyobb 15 dS/m-nél vagy 4 dS/m-rel, amennyiben a talajoldat pH-ja meghaladja a 8,5-t). Elsősorban a száraz szubtrópusi területeket borítják, de előfordulnak a mérsékelt övben is, ahol a párolgás mennyisége meghaladja a csapadékét, ezért felfelé irányul a domináns vízmozgás. A párolgás során visszamaradó só felhalmozódhat a felszínen (external Solonchaks) – magas talajvízviszonyok mellett – vagy a felszín alatt (internal Solonchaks) – amikor a kapillárisok nincsenek összeköttetésben a felszínnel. Szelvényfelépítés: AC vagy ABC, megfelelnek a mi sós-szikes talajainknak. Földhasználat: elsősorban legelőterületek. Solonetz. [Az orosz sol (só) etz (erőteljes) szavakból]. Bázikus kémhatású, oszlopos natric B szinttel rendelkező talajok. A natricszint ESP-je (Exchangable Sodium Percentage, azaz kicserélhető nátrium %) nagyobb 15-nél. A legtöbb Solonetz pH-ja meghaladja a 8,5-et, a talajoldatban található nátrium-karbonát miatt. Mérsékelt övi, arid és szemiarid, ritkábban szubtrópusi füves puszták talajai. Szelvényfelépítés: ABtnC, vagy AEBtnC, megfelelnek a mi oszlopos szikes talajainknak. 385 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A fao-talajvilágtérképe és osztályozási rendszere Földhasználat: a nagy nátriumtartalom közvetlen toxikus és közvetett szerkezetromboló hatása miatt gyenge termékenységű talajok. Egy részüket művelik, nagyobb területeiket azonban elsősorban legelőként hasznosítják. Gypsisols. [A latin gypsum (gipsz) szóból]. Jelentős kalcium-szulfát-(gipsz-) felhalmozódással rendelkező talajok. 125 cm-en belül gypsic (gipsz > 5%) és/vagy petrogypsic (cementált) szintjük van. Gipsz ritkán képződik a talajban, a felszín közeli rétegek gipsztartalma általában a mélyebb (Triász, Júra, Kréta) üledékrétegekből származó oldatok betöményedéséből származik. Vízgazdálkodásuk sokkal kedvezőbb, mint a szikes Solonchakoké és Solonetzeké. Szelvényfelépítés: ABtC. Földhasználat: amennyiben a felső 30 cm gipsztartalma nem haladja meg a 25%-ot, gabonafélék és lucerna termesztésére alkalmasak. Öntözésük suvadást okozhat. Calcisols. [A latin calcis (mész) szóból]. Jelentős a kalcium-karbonát-felhalmozódás. 125 cm-en belül calcicés/vagy olyan talajok, amelyekben petrocalcicszintjük van. A kalciumfelhalmozódás főként a felső szintből származik a kalcit oldódása és oldatban való levándorlása és újra kicsapódása által. A kalcit oldódását fokozza a talajlevegő CO2-nyomása a feltalajban (H2CO3-képződés okozta pH-csökkenés). A mélyebb szintekben a kicsapódás nagyobb mértékű az üregekben, járatokban, ezért a mész kiválása általában nem homogén (mészerek, csövek, göbecsek stb.). Szelvényfelépítés: AB(t)C. Földhasználat: a szárazság és a cementált szint korlátja a termékenységnek. Szárazság- és mésztűrő növények (gyapot, lucerna, szudánifű) megélnek e talajokban, de többségüket legelőként hasznosítják. Kastanozems. [A latin castanea (gesztenye) és az orosz zemlja (föld) szavakból]. A kastanozemek a füves puszták (sztyeppek, prérik) szárazabb, alacsony füvekkel borított területeinek tipikus, általában löszön kialakult talajai. Legalább 15 cm vastag mollic A szinttel rendelkeznek, amelynek nedves chromaszínértéke nagyobb 2nél. Szelvényükben 125 cm-en belül mészakkumulációs szint található. Fizikai s kémiai tulajdonságaik mezőgazdasági szempontból kiválóak. Szelvényfelépítés: ABC (A B szint általában cambic vagy argic). Földhasználat: termékeny talajok. A növénytermesztés korlátja az időnkénti szárazság lehet és néhány helyen a mélyebb szintekben való sófelhalmozódás. Területeiken főként szemes gabonát termesztenek. Chernozemek. [Az orosz csornüj (fekete) és zemlja (föld) szavakból]. A chernozemek szintén a füves puszták (sztyeppek, prérik) kevésbé száraz, magas növésű füvekkel borított, tipikus, sötét színű általában löszön kialakult talajai. Legalább 15 cm vastag mollic A szinttel rendelkeznek, amelynek nedves chromaszínértéke kisebb 2-nél. Szelvényükben 125 cm-en belül mészakkumulációs szint található. Fizikai és kémiai tulajdonságaik a Kastanezom talajokénál is kiválóbbak. Szelvényfelépítés: AhBC (humuszos A szintjük gyakran 60-80 cm mély, B szint általában cambic vagy argic). Földhasználat: termékeny talajok. Területeiken általában szemes gabonát termesztenek. Phaeozemek. [A görög phaios (sötét) és az orosz zemlja (föld) szavakból). A phaeozemek a füves puszták (sztyeppek, prérik) talajai. Területeik a chernozemek és a kastanozemek területeinél nagyobb mennyiségű csapadékot kapnak, így szelvényük fejlődésében gyenge kilúgozási folyamatok is szerepet játszanak. Ennek következtében 125 cm-en belül mészakkumulációs szint nem található a szelvényükben. A gyenge kilúgozás mellett azonban a talajok bázistelítettsége mindig 65% fölötti. Mollic A szinttel rendelkeznek, amelynek nedves chromaszínértéke kisebb 2-nél. Fizikai és kémiai tulajdonságaik a többi sztyepptalajhoz hasonlóan kiválók. Ide sorolható csernozjom és réti talajaink egy része. Szelvényfelépítés: AhBC. Földhasználat: termékeny talajok. Területeiken főként szemes gabonát termesztenek. Greyzems. [Az angol grey (szürke) és az orosz zemlja (föld) szavakból]. A greyzemek átmeneti típust képviselnek a chernozem talajok és a luvisolok között. Az északi földrész magas, füves sztyepp és erdei vegetációval borított átmeneti területeinek talaja. Legalább 15 cm vastag mollic A szinttel rendelkeznek, 386 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

A fao-talajvilágtérképe és osztályozási rendszere amelynek nedves chromaszínértéke nagyobb 2-nél. A szint anyagában a szerkezeti elemek felületén, előfordulnak „meztelen” (bevonat nélküli) ásványi szemcsék, amelyek szárazon a névre utaló szürkés színt adják. Argic B szinttel rendelkeznek. Szelvényfelépítés: Ah Bt C. Földhasználat: általában jó termőképességű talajok, amelyeken szemes gabonát, burgonyát és gyakran cukorrépát termesztenek. A termőképesség korlátja a gyakori, 100 cm-en belüli hidromorfhatás. Luvisols. [A latin luere (kimosás) szóból]. A luvisolok legfontosabb tulajdonsága a szelvényen belüli textúradifferenciálódás. A felső szintekből a finomabb szemcsék (az agyag frakció) a mélyebb argic B szintbe vándorolnak, és felhalmozódnak. Az agyagfelhalmozódási szint kationcsere-kapacitása meghaladja a 24 cmol(+)/kg-ot, telítettsége pedig nem éri el a 60%-ot. Változatos talajképző kőzeten, de stabil felszínnel rendelkező területeken találhatók, általában a humid, szubhumid és a mérsékelt öv csapadékosabb zónáiban. A magyar osztályozásból az agyagbemosódásos barna erdőtalajok tartoznak ide. Szelvényfelépítés: AEBtC. Földhasználat: amennyiben vízgazdálkodási tulajdonságaik nem kedvezőtlenek (például nem glejesek), igen jó termőképességű talajok, változatos mezőgazdasági termeléssel. Podzoluvisols. [A podzol és a luvisol összevonásából). A podzoluvisolok erősen kilúgozott talajok, amelyek olyan argic B szinttel rendelkeznek, amelynek felső részébe a fölötte húzódó E szint talajanyaga szabálytalanul, nyelvesen lehúzódik. A nyelves lenyúlások a szerkezeti elemek felületén, repedések vagy növényi gyökerek mentén vannak. Általában az északi félteke hűvös, csapadékos területein elterjedt talajok. Szelvényfelépítés: AEBtC. Földhasználat: az erős kilúgozásból származó savanyúság, a gyenge tápanyag-ellátottság és a rövid vegetációs periódus korlátozza a mezőgazdasági termelést. Planosols. [A latin planus (lapos) szóból]. A planosolok olyan „kifakult”, világos kilúgozási szinttel jellemezhetők, amelyet alulról egy jóval nagyobb agyagtartalmú, gyenge vízáteresztésű szint határol. Általában időszakosan nedves vagy olyan területeken találhatók, ahol a közel sík felszínen összegyűlik a környező területekről lefolyó víz. A felszín közelében így az év egy részében reduktív körülmények uralkodnak a stagnáló nedvesség miatt. Ide tartozik pangó vizes barna erdőtalajaink egy része is. Szelvényfelépítés: AEBC. Földhasználat: a mezőgazdasági termelés fő korlátja az időszakos túlnedvesedés és levegőtlenség, ugyanakkor az év más időszakában a szárazság. Elsősorban rizstermesztésre használhatók. Podzols. [Az orosz pod (alatt) és zola (hamu) szavakból]. A podzolok spodic B szinttel rendelkező talajok. A sötét színű spodic B szint kialakulása az elsődleges ásványok mállásával, illetve a mállástermékek, elsősorban a vas és az alumínium szerves savakkal alkotott komplexeinek a mélyebb szintekbe vándorlásával és felhalmozódásával kapcsolatos. A kilúgozási szintben a mállásnak ellenálló ásványi részek, főleg a kvarc, helyben maradnak, és laza, világos, albic E szintként jelennek meg. Általában durva textúrájú talajképző kőzeten alakulnak ki, amelyekben mód van a gyors anyagvándorlásra. Szelvényfelépítés: AEBhsC. Földhasználat: igen savanyú, gyenge tápanyag-ellátottságú, rossz fizikai, kémiai tulajdonságú és rossz vízgazdálkodású talajok. Leginkább erdőterületek talajai.

387 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

22. fejezet - Függelék – színes képek

Mozgó futóhomok bucka (Stefanovits P. felvétele)

A gilisztaürülék az erdei aljnövényzetben a talajszervesanyag minőségének javulását szolgálja (Füleky Gy. felvétele)

388 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

389 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Bucka közi mélyedés homokos réti talaja (Stefanovits P. felvétele)

390 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Tömör kőzeten kialakult váztalaj (Barczi Attila felvétele)

391 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

392 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Csernozjom–barna erdőtalaj löszön (Stefanovits P. felvétele)

393 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Csernozjom talaj löszön (Barczi Attila felvétele)

394 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Kovárványcsíkok homokban (Stefanovits P. felvétele)

395 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Barnaföld löszös üledéken (Barczi Attila felvétele)

396 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Barnaföld dunántúli löszön (Stefanovits P. felvétele)

397 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Humuszos barnaföld löszön (Stefanovits P. felvétele)

Agyagbemosódásos barna erdőtalaj löszön, szántóföldi művelés alatt (Stefanovits P. felvétele) 398 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Agyagbemosódásos barna erdőtalaj löszön, cseres-tölgyesben (Stefanovits P. felvétele) 399 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Pangóvizes barna erdőtalaj dréncsövének kitorkollása vasbaktérium-teleppel (Stefanovits P. felvétele)

400 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

401 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Podzolos barna erdőtalaj permi vörös homokkő agyagos fáciesén (Stefanovits P. felvétele)

Réti talaj homokon (Stefanovits P. felvétele)

Réti talaj agyagos löszön (Stefanovits P. felvétele

402 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Agyagos réti talaj (Stefanovits P. felvétele)

403 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

404 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Szoloncsák-szolonyec szikes szelvénye (Stefanovits P. felvétele)

Kiszáradt szikes mélyedés (Stefanovits P. felvétele)

Padkás szikes legelő (Stefanovits P. felvétele)

405 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Erodált tábla a barna erdőtalajok területén (Stefanovits P. felvétele)

Eróziós vízmosások legelőn (Stefanovits P. felvétele)

406 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

407 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Erózió a csordajárás nyomán (Stefanovits P. felvétele)

408 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Erózió a hegy–völgy irányú szőlősorok között (Stefanovits P. felvétele)

Erodált karsztfelszín (Stefanovits P. felvétele)

Földterasz készítése váltva forgató ekével (Stefanovits P. felvétele)

409 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Teraszolt gyümölcsös (Stefanovits P. felvétele)

Sárgaföld-terítéses szikjavítás (Stefanovits P. felvétele)

410 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Talajjavítás meszezéssel (Stefanovits P. felvétele)

Égetett cserép dréncsövek (Stefanovits P. felvétele)

411 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

412 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Talajcsőfektető gép munkája (Stefanovits P. felvétele)

413 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

Függelék – színes képek

Lefektetett égetett cserép dréncsövek (Stefanovits P. felvétele)

414 Created by XMLmind XSL-FO Converter.

23. fejezet - Ajánlott irodalom Brady, N. C. (1990): The nature and properties of soils. 10. kiadás. McMillan Publ. Company. New York. Buzás I. (szerk.) (1993): Talaj- és agrokémiai vizsgálati módszerkönyv. 1. INDA 4231 Kiadó. Budapest. Buzás I. (szerk.) (1988 és 1993): Talaj- és agrokémiai vizsgálati módszerkönyv. 1. és 2. Mezőgazdasági Kiadó. Budapest, illetve INDA 4231 Kiadó. Budapest. Di Gléria J., – Klimes – Szmik A., Dvoracsek, M. (1957): Talajfizika és talajkolloidika. Akadémiai Kiadó, Budapest. Driessen, P. M. – Dudal, R. (Eds), (1991): The major soils of the world. Agricultural University Wageningen, Katholieke Universiteit Leuven. Erődi B. – Horváth Z. – Kamarás M. (1965): Talajvédő gazdálkodás hegy- és dombvidéken. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest. FAO-Unesco (1988): Soil map of the world. World Soil Resources Report 60. FAO, Rome. Filep Gy. (1988): Talajkémia. Akadémiai Kiadó, Budapest. Füleky Gy. (1988): A talaj. Gondolat Kiadó, Budapest. Kerényi A. (1991): Talajerózió-térképezés, laboratóriumi és szabadföldi kísérletek. 219. p. Akadémiai Kiadó, Budapest. Marshall, T. J. – Holmes, J. W. (1979): Soil physics. Cambridge Univ. Press. Cambridge. Marosi S. – Somogyi S. (szerk.) (1990): Magyarország kistájainak katasztere I. és II. MTA Földrajztudományi Kutató Intézete, Budapest. Nemecz E. (1973): Agyagásványok. Akadémiai Kiadó, Budapest. Scheffer, F. – Schachtschabel, P. (1989): Lehrbuch der Bodenkunde. 12. kiadás. Enke Verl., Stuttgart. Stefanovits P. (1963): Magyarország talajai. 2. kiadás. Akadémiai Kiadó, Budapest. Stefanovits P. (1992): Talajtan. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest. Stefanovits P. (szerk.) (1977): Talajvédelem, környezetvédelem. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest. Szabó I. M. (1986): Az általános talajtan biológiai alapjai. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest. Szendrei G. (1994): Talajásványtan. Módszertani Közlemények, XIV. Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. Tisdale, S. L. – Nelson, W. L. (1966): A talaj termékenysége és a trágyázás. Mezőgazdasági Kiadó, Budapest. World referense base for soil resources. (1998): World Soil Resources Reporces Reports 84. FAO, Rome.

415 Created by XMLmind XSL-FO Converter.