toprak 1lm1 - İstanbul Üniversitesi
TRANSCRIPT
tsTANBUL UN1VERs1TESt Yayınlarmdan
No. 1268
ORMAN FAKtlLTESl No. 121
TOPRAK 1LM1
Yazan: Ord. Prof. Dr. ASAF IRMAK
1 V'. Orman Fakültesi Toprak bmi ve Ekoloji Kürsüsü Profesörü
fKıNct BASK!
ÖN SÖZ
Toprak insanların en çok bağlandığı, uğruna kaııını döktü~ kutsal saydığı bir düınya nimetidir. Çok şey toprakla kaimdir. Z-enginlik, refah, mutluluk ve en önemlisi, gelecek kuşakların emniyeti bir memleketin to!)rağına bağlıdır. Bugünkü uygarlık bile, insanın yerleşip t;oprağı işleıneğe başlamasından sonra ancak mümkün olmuştur. Ne var ki bu uygarlık bir ~ıkıruıza ,giriyor görünmektedir. Çünkü insanlık ufkuna, nükleer bombadan başka, belki de ondan daha t.ehlikeli olan bir sonucun kara bulutlan yığılmaktadır. Dünya nüfusunun baş döndürücü bir hızla artması beşeriyeti açlık uçurumuna. doğru sürnkIüyor. Toprak ilıni, toprağın verimini çoğaltmak yollarını göstermekle kurtuluş kapılarım açmamıza önderlik etmektedir.
Ormancılık ve tarım işletmelerinde elde olunan ürünlerin kaynağını teşkil eden istihsal faktörlerinin başlıcası to!)raktır. Ondan azami derecede. ya,rarlanmayı başanrıak ancak onun niteliğini bilmekle mümkündür. Bilgi ise bir sistem içinde yapılan gözl m, araş-tırma ve deneyle elde olunur; toprak ilmi bu gayret yolundadır.
Son ooı yıllarda büyük bir gelişme kaydeden toprak ilmi eski klasik: met-Otların ve bi~giniıı yarusıra röntgen ışınlan relmiğini, elektron mikroskobunu, flarnf otometrik ölçmeleri, radyoaktif elementle i ve daha bir çok yenilikleri kendi problemlerini çözmek için kullanmaktadır. Bu çok ince bir teknik isteyen bilimsel metotlann esaslarını bir ders kita hına sığdırıp toyrak ilminin modern bir ı)()rtresini çizmek imkanı gittikçe azalmaktadır.
Toprak ilminiın temellerini - kavramayı 7.arara sokmayacak gibi kısa bir şekilde - anlatarak, bu disiplinin kadrosunu kabataslak surette bu kitapta belirtmeye çalış~. Tovrak ilminin yeryüzünü kavrayan niteliği yanında, mahalli şartlara bağlı bir karakteri de ;ardır ki lınkan buluındukça memleket örnekleri vermek suretiyle bu ön de t.emsile gayret edilıni5tir. Bu eser uzun yılların çalı amalı ulüdür. Yurt toprak şartlannı öğrenmek ve öğretmek yolunda ·r me lek
m
ömrü tüketmiş obnannza rağmen sadece mahalli şartlan yansıtan bir t.oprak ilminin henüz başlangıçlarında bulunmaktayız.
Kitabın öğrencilere ve meslektaşlara fayda sağlamasını dilerken. aynı yolda yürümek ve bu meşaleyi daha ileriye götürmek isteyecel{Jere de bir teşvik kaynağı olacağını umuyoruz.
Eserdeki taş ve toprak strüktürü. resimlerini çeken bot.anik doçenti Dr. Burhan Aytuğ'a ve şekilleri çizen toprak lrursüsü abistanı Doğan Kantarcı'ya burada teşekkürlerimi sunarım.
Ş11b:ıt, 1968 Asaf Irmak
Bu ldtabın yeni baslusmda yapılan bazı terim değişikliklerinden başka en önemli fark, sonuna yeni Amerikan Toprak Tasnifi «7. Approximationr.- nin 1960'da foklif edilen şekli ile eklenmiş olmasıdır. Özellikle tanın ~vrelerinde bu yeni sistemin uyguJaıunasına doğru bir eğilimin sezilmesi böyle bir ilaveyi gerekli kılmıştır. Sistemin, yalnız hir fikir vermiş olmak amaciyle ~.adeee esası belirtildi. Bir uygulama yapabilmek için gerekli olan ayrıntılar verilmiş değildir. Bu husus, konuyu bir ders git'abının dar çerçevesi içine sığdırmak zorunluğundan ileri gelmiştir.
İkiınci baskının da faydalı olmasını dilerim.
Kasım, 1972 Asaf IrmaI-
IV
7. TOPRAGIN TEKSTÜ'RÜ
Kum topraklan .. . Balçık toprakları .. . K.11 toprakları
8. TOPRAGIN STRÜKT'ÜRÜ ...
8.1
8.2 8.21 8.22 8.23 8.24 8.3
8.4 8.5
Toprak strülrtürünün gelişmesi Toprağın tekstürü Organik madde Katyonların etkisi Fiziksel etkiler Don etkisi 'I'oprak yangınlarının etkisi Biyotik etkenler ... Toprakların strüktür stabilitesi !norganik kolloidlerle strüktürün stabilizasyonu Organik kolloidlerle strüktürün stabilizasyonu ... Toprak strüktürünün sun'i surette stabilizasyonu Ormanda toprak strüktürü stabllitesi ... Strüktür tipleri Boyu eninden büyilk. olan strüktür elemanları ( 1) Prizmatik . . . . . . . . . . . . . . . . .. (2) Kolumnar (sütunvart) Eni ile boyu eşit uzunlukta topa.k, polihedron ya da küremsi strüktür elemanları (3) Blok (topak) ... (4) Granülar (5) Kırıntı yahut furda Levha biçiminde dikey ekseni yatay ekseninden çok daha küçük olan strüktür elemanları ( 6) Levhamsı
( 7) Strüktür süz ... Konsistans özgül ağırlık, hacim ağırlığı ve gözenek hacmi Gözenek boyutları
9. TOPRAK VE SU
9.1 pF ıskalası pF eğrilerinin önemi
9.2 Toprağın su çeşitleri
Higroskopik su Kap1llar su Sızıntı suyu (gravitasyon suyu)
9.3 Taban suyu ilişkileri ... 9.4 Toprak suyunun hareketi .. . 9.41 Suyun sıvı halde hareketi .. .
Ağırlık kuvvetinin etkisi altında suyun hareketi Kapillar gerilimin etkisi altında suyun hareketi ...
9.42 Suyun buhar halinde hareketi ... 9.5 Toprak suyunun eklenmesi ve kaybı 9.6 Toprak nemi konstantlan ...
VIII
Sahlf e 129
135 136 136
137
138 139 139 139 140 140 141 14:1
141 141 142 142 143 144 145 145 145
145 145 147 147
148 148 148 148 149 151
154
156 156 158 158 159 159 160 162 162 162 164 165 165 168
9.61 Higroskopik koefisyan 9.62 Nem ekivalanı 9.63 Da1mt pörsüme koefisyanı (yüzdesi) 9.64 Tarla kapasitesi ... 9. 7 Bitki-su ilişkileri ...
10. TOPRAGIN HAVASI ... 10.1 Toprak havasının bileşimi
10.2 Toprağın havalanması (toprağın solunumu) 11. TOPRAGIN SICAKLIGI
11.1 Toprak sıcaklığını tayin eden dış faktörler 11.2 Toprak sıcaklığını tayin eden iç faktörler . ..
12. TOPRAGIN RENGİ
13. TOPRAGIN KİMYASAL ÖZELLİKLERİ
13.1 Toprağın besin maddeleri muhtevası 13.2 Toprağın adsorpsiyonu ve katyon mübadelesi .. . 13.21 Kil minerallerinin selektif mübadele kabiliyeti .. . 13.22 Orman topraklarında katyon mübadele kapasitesi .. . 13.23 Katyon mübadelesinin sebepleri
İzomorfik substitüsyon Hidroksildeki H iyonları ... Yüzeyin büyüklüğü ... Serbest oksitlerin mübadele kapasiteleri Organik maddelerin mübadele kapasiteleri
13.3 Anyonların adsorpsiyonu ... 13.4 Toprak doygunluğu ...
14. TOPRAGIN REAKSİYONU
14.1 Toprak asitliğinin çeşitleri
14.2 pH değişimlerinin s1=bepleri Mevsimin etkisi ... Toprak kurumasının etkisi Klimatik toprak tipinin etkisi Vejetasyonun etkisi ... Silvikültür operasyonları ... Diğer kültür tedbirleri Tampon etkisi
15. TOPRAKTA BİTKİ BESİN MADDELERİ
15.1 Fosfor ... 15.2 Potasyum 15.3 Kalsiyum 15.4 Mağnezyum ... 15.5 Kükürt 15.6 Demir 15.7 Azot 15.8 öteki elementler ...
16. KLİMATİK TOPRAK TİPLERİNİN TEŞEKKÜLjj
Zonal topraklar ... İntrazonal topraklar ...
Sahife 168 168 169 170 171 173 173 174 177 178 178
181
183
183 185 187 187 188 188 190 190 191 192 192 192
195
196 198 198 199 199 199 200 200 201
203
203 205 206 207 208 209 209 210
212
215 215
IX
Azonal topraklar 16.1 Klimatik toprak tiplerini yapan faktörler ... 16.11 İklim . .. . . . .. .
Yağış müessirllği
Sıcaklık ... 16.12 Yaşayan organizmalar 16.13 Röllyef . . . .. . 16.14 Ana materyal 16.15 Zaman . . . . .. 16.2 Kliınatik toprak tiplertni yapan olaylar 16.21 Podsolleşme .. . 16.22 Lateritleşme .. . 16.23 Gleyleşme
16.24 Kalsifikasyon 16.25 Salinizasyon (tuzlaşma)
Sahife 215 215 216 216 220 220 222 224 225 225 226 228 228 228 229
17. 'UOPRAKLARIN SINIFLANDIRILMA SISTEM! 230 233 233 233 234 234 234 234 235 235 236 236
17.1 17.11
Karasal topraklar (Terestrik topraklar) ... A hortzonla.rı geli§Tr1emiş ham topraklar sınıfı ... (A) /C profilli topraklar ... Syrosem (taşlı ham topraklar) tipi ... özellikleri
17.12 A horizonlan gelişmiş topraklar sınıfı
A/C profilli topraklar Ranker toprak tipi ... özellikleri. Rendzina toprak tipi ... özellikleri Grumusol tipi A/C profilli 237
17.13 Esmer orman topraklan sınıfı 238 Esmer orman toprağı A/ (B) /C profilli 238 özellikleri 240 Söl lessive (Parabraunerde) A/BtıC profilli 241
17.14 Podsoller sınıfı . . . . . . 242 Pods<>l toprak tipi Ao/ Al/ A2/B/C profilli 242 Esmer orman toprağı podsolü Ao/Al/A2/(B)/C profilli 243
17 .15 Durgun su topraklan sınıfı . . . 244 Pseudogley A/gl/g2 profilli sınıf . . . 244 Stagnogley tipi 246
17 .16 Latosol sınıfı 246 17.17 Plastosol sınıfı 247 17.18 Kireçli t.Opraklar (Terrae calcic) sınıfı 247
Terra fusca tipi . . . . .. Terra rossa (kızıl toprak) tipi
17.2 Yan su altı topraklan (Hidromorfik topraklar) Gley sınıfı A/G profilli ...
247 248 248 249
18. TOPRAK HARİTACILIGI ... 18.1 Toprağın arazide etüdü
250 250 250 252 253
18.11 Profilin tavsifi .. . Baıı horizonlar .. . Geçit horizonlar .. .
x
Alt horizonlar Litolojik devamsızlıklar Teklif edilen ekler
18.12 Profilin muayenesi ... Haritalama birimi olarak toprak tipi ... Haritalamada tiplerin ölçüsü ...
18.2 Haritalamada toprak tiplerinin gruplandırılması Toprak kompleksi Assosiasyon ...
18.3 Yurt hari~ı . . . . .. 18.4 Toprak haritalarının kullanılması . ..
19. TOPRAGIN LABORATUVARDA ARAŞTIRILMASI ...
20. TOPRAOIN GÜBRELENME İHTİYACININ TAYİN! 20.1 Direkt metotlar
ahif e 254 254 ZM· 255 257 258 258 258 258 259 259
261
262 262
Tarla deneyleri . . . 262 Saksı deneyleri . . . 262
20.2 Endirekt metotlar 263 20.3 Gübreleme maksatları için tarladan nümune alınması 264
21. TOPRAK EROZYONU ... 21.l Erozyonun çeşitleri
Rüzgarla erozyon
267 269 269
Su ile erozyon 269 21.2 Erozyonu etkileyen faktörler . . . 272 21.21 ildim ve tabii vejetasyonun etkileri 272 21.22 KültUt bitkilerinin ve tarım usullerinin etkileri 274 21.23 Arazi şeklinin etkileri . . . . . . . . . . . . 276
21.24 Jeolojik formasyonun ve toprak özelliklerinin erozyona etkisi 278
21.3 Anadolu' da erozyon durumu . . . 280 21.4 Erozyona kar§l çareler ... 22. Amerikan toprak sınıflandırma sistemi 22.1 Horizonlar ... 22.11 Diyagnostik üst toprak horizonları 22.12 Diyagnostik alt toprak horizonlan 22.13 Sertleşmiş horizonlar ... 22.14 22.2 22.21 22.22 22.23
Diğer horizonlar ... Tasnif kategorileri Takımlar
Alt takımlar Büyük gruplar
22.24: Familya, seri ve fazlar
BİBLİYOGRAFYA ...
281 284 285 285 286 286 287 287 287 290 291 292
293
XI
Toprağı, insan mübarek saydı; lanet ettiği de oldu. Ona alın teri
kattı; onu sevdi. Onun sayesiınde yaşadı ve onun için öldü.
Charles E. Kellogğ
G t R t Ş
Toprak ilmi toprakların teşekkülünden, değişiminden, özellikle_ rinden ve toprak tiplerinin yer yüzündeki yayılışlanndan bahseder. Toprak ilmi bundan başka toprağı, bitkileri taşıyan ve besleyen bir ortam olarak tanımak ve araştırmakla görevlidir.
Toprak kavramı maksada göre değişebilir. Mesela bir bitki coğrafyacısı için üzerinde likenlerin yetişmekte o1duğu bir granit kayası da toprak sayılabilir. Toprağın kullanış gayesine göre bugüne kadar kırk çeşitli tarif yapılmıştır. Ramıann (1911> toprağı şöyle tanımlıyordu: "Toprak katı yer yüzünün ayrışmış üst tabakasıdır ki bitki taşımağa. kabiliyetlidir". Bu tarif bugünkü toprak kavramına kısmen uymaktadır. Sonraları C. F. Marbut (1935) daha geniş bir tarifinde şöyle demektedir: "Toprak yer yüzü dış kabuğundan oluşur, mutad surette gevşektir, bir filim kalınlığından 3 metreden daha fazla bir kalınlığa kadar değişir ve altta yatan, mutad üzere gevşek olan materyalden renk, strüktür, fiziksel yapı, kimyasal bileşim, biyolojik karakteristikler, belki de kimyasal olaylar, reaksiyon ve morfoloji bakımlarından farklıdır". Bu geniş tarif toprak ile ana materyali birbirinden ayırır ve toprağın tabii bir obje olarak karakteristiklerini belirtir. Sonradan Palmann (1948) yeni toprak ilmi görüşlerine uyarak toprak kavramını şöyle ifade etmiştir: "Toprak, katı yer yüzünün gevşemiş ve humus teşekkülü ve kimyasal ayrışma ile değişmiş olan, humuslaşma ve kimyasal ayrışma ürünlerinin taşınması ile değiştirilmiş bulunan kısmıdır".
Toprağı hasıl etmekte işe karışmış bulunan kimyasal ve biyolojik olaylar dünyanın muhtelif yerlerinde değişik şiddetlerde etkilerini gösterirler; böylece toprakların olgunluk dereceleri ile derinlikleri değişik olur. Mesela kuzey memleketlerde bu olaylar az bir şiddette ana materyale tesir edebilirler; bunun sonucunda ayrışma de-
3
rinliği bir kaç desimetreyi geçmediği halde, tropikal memleketlerde yüzlerce metreyi bulabilir. Buralarda taşlar söylenmiş derinliğe kadar gevşer ve kimyasal surette ayrışır. Fakat genel olarak, 3 metre derinliğe kadar gevşemiş ve ayrışmış yer yüzü tabakası toprak diye kabul edilmektedir. Zira toprak teşekkülünde en mühim faktörlerden biri olan biyolojik faktör bundan daha fazla derinliklerde önemini kaybeder ve pratik maksatlar için bu derinlik yeterlidir.
Toprak ilminin birçok araştırma yönleri vardır ve bunlara mahsus kollar gelişmiştir. Her birisi toprağı ayrı bir görüş açısından mütalaa eder. Mesela tarımsal kimya yönünde topraklar, bitkilerin bir beslenme ortamı olarak telakki eclilirler. Jeolojik yönde ise toprak haritalarının jeolojik görüşlere uygun surette yapımı bahis konusu olup Orta Avrupa'da bu yön.de büyük gayretler sarfedilmiştir. Son on yıllarda ise toprağın tabii bir obje olarak, ekonomik düşüncelerden tamamiyle ayn ve mineraller, kayalar v.b. gibi tabii objelerde yapıldığı üzere, bilimsel etüdüne önem verilmiştir. Pedoloji terimi toprağın bu özel etüdü için kullanılmış ve geniş surette kabul edilmiş bulunmaktadır.
Ormancılık toprak ilmi de bu kollardan bir tanesidir. Orman topraklarının teşekkülü şartlarını, özelliklerini, tiplerini, orman ağaçlarını besleme güçlerini yani verim kabiliyetlerini bundan başka silvikültür tedbirlerinin. toprakta mucip olduğu etkileri araştıran bilim dalıdır. Gelişmesi her memleketteki ormancılık durumu ile ilgili bulunmuştur.
Düzenli bir ormancılık idaresi ile sistematik bir ormancılık ilmini ilk olarak kurmuş bulunan ve pek erkenden orman toprağını, orman toprağı olarak mütalaa konusu yapan memleketler Orta Avrupa' daki Alınanoo. konuşan sahalar olmuştur (G. Krau.Ss). Bu sebepten ormancılık toprak ilmi de önce burada doğmuştur. Türkiyede bu yoldaki çalışmalara Orman Fakültesinin kurulması ile başlanmıştır.
4
1. TOPRAÖI YAPAN OLAl:LAR
Toprağın ana materyali, kayalardaki mineraller ile yetişme muhitin.deki favna ve floranın ayrışmakta olan organik artıklarıilır. Gevşemiş kayalar sırası ile ilksel bitkiler, algler, bakteriler, mikroskopik mantarlar, likenler, yosunlar ve çayır otları tarafından iskan edildikçe, bu vejetasyon az da olsa bir etki yaptığından gevşek mineral yığının en üst tabakası değiştirilir; kaya toprağa dönmüş olur. Bu dönüş, hasıl edilmiş bulunan ve siyah bir organik madde olan humusun katılması sonunda mineral yığının renk değiştirip koyulaşmasiyle kendini belli eder.
Bitki artıklarının ayrışımı ve yeni humus maddelerinin doğuşu ile, yani toprak teşekkülünün önemli olan bu iki olayı ile, bir ham toprak hasıl olmuştur. Sayılan ilksel bitkilerin bazıları havanın azotunu kimyasal bileşim halinde bağlamaya, karbondioksidi almaya ve saldığı asitlerle mineral maddeleri az miktarda çözündürmeğe muktedirdirler ve böylece az miktarda serbest hale geçen besin ile yetinebilirler. Ama yüksek (mütekamil) bitkilerin yetişmesi için daha büyük su. anyon ve katyonların kaynaklarına ihtiyaç vardır. Bu katyon ve anyonlar da. ancak feldispatların ve ferr-0mağnezyen minerallerin önemli oranda kimyasal ayrışması ile sağlanabilir. Minerallerin ayrışması, yani atmosferik etkenlerle kimyasal değişime uğraması, toprak teşekkülünün ayrı bir temel olayıdır; bitki örtüsüne ana kayada ki besin kaynaklarını açar ve bitki ürününün gittikçe artması ile toprak daha büyük bir ölçüde değiştirilmiş ve böylece daha yüksek bir gelişim basamağına erişmiş olur. Organik madde artıklarının çoğalması, toprak mikroorganizma aleminin gelişmesine yol açar; biyolojik ayrışma ile daha çok asit maddeler hasıl edilir; bunlar da toprak suyunda çözünmekle minerallerin kimyasal ayrışmasını şiddetlendirirler.
Görülüyor ki toprak gelişimi ile bitki toplumlarının gelişimi el ele giderler ve birbirlerini karşılıklı olarak etkilerler.
Kimyasal ayrışmanın oluşu esmer kırmızı renkli demir hidroksidin teşekkülü ile kendisini açığa vurur. Bundan başka minerallerin ayrışmasından meydana gelen silis ve alüminyum hidroksit gibi maddeler tekrar birleşerek küçük pulcuklardan ibaret olan kil minerallerini hasıl ederler. Kil mineralleri besin maddelerini ve suyu depo etmek özellikleri dolayısiyle toprak verimliliğinde büyük bir öneme sahiptirler. Gittikçe ilerleyen kimyasal ayrışma ve kil minerallerinin teşekkülü ile toprak da bambaşka bir karakter kazanır.
5
Buraya kadar anlatılan toprak teşekkülü olayları, ana materyalin (yani minerallerin ve organik artıkların) ayrışması ve yeni bir takım maddelerin (humus ve kil mineralleri) teşekkülü olaylarıdır. Toprağın olgunlaşması için d~ha başka hadiselerin, bunlar arasında toprak içinde bir takım madde taşınmalarının da (Palmann'ın toprak tarifine bak) vuku bulması gerekir. Bu olaylar başlıca mekanik karışmaktan ve filtrasyonla yer değiştirmekten ibarettir.
Solucanlar, kösteb~kler ile fareler gibi toprağı oyan ve karıştıran organizmalar, ayrışmamış taze toprak materyalini yüzeye çıkarırlar ve buna karşılık derin tabakalara humusu taşırlar. Bu mekanik karışma ile humuslu üst toprak tabakası gittikçe kalınlaşır.
Mekanik karışma ile birlikte sızıntı sularının yaptığı bir madde taşınması da olur. Bu türlü olaylara "filtrasyonla yer değiştirme" denilir. Zira katı toprak maddesi bir filtre vazifesi görür. Sızıntı su-
E ::J
o ene <J) ~o
>N ::J -~
__, o ;::::; ..c
- Yüzeydeki organik maddeler.
- Yıkanmış mineral toprak hori-zonu; humusca zengin olduğundan koyu renkli.
- Açık renkli, yıkanmış horizon; podsollerde ve solodlarda azami yıkanmayı temsil eder.
-- Koyu renldi hcrizon. Podsollerde ve solodlarda ~zam1 birikmeyi temsil eder.
- Yıkanma ya da birikme ile değişmemiı:ı ana materyal.
Şekil 1 : Nemli iklim şartlarında gelişıni§ olgun bir toprak (podsol) profilinde görülen ve renk, tekstür, strüktür ile kimyasal Uleşim bakımından farklı
horizonlan gösterir şema.
yunda çözünmüş halde aşağıya taşınan maddeler, suyun kökler tarafından alınması halinde ya da alttaki ince taneli tabakaların su hareketini yavaşlatması takdirinde, tekrar çökerler. Böylece toprak
6
kesitinde renkleri, tekstürleri, strüktürleri, kimyasal bileşimleri ve görünüşleri farklı bir takını horizonlar teşekkül eder; yani bir toprak profili hasıl olur (Şekil 1). Profilde görülen bu işaretler o toprağın gelişim hikayesini anlatır. İklim ile vejetasyon şartlarına ve anataşa göre birbirinden farklı görünüşte ve değişik şartların mümessili olan toprak profilleri teşekkül eder. Bu profillerin birbiriyle mukayesesi toprak ilminin önemli bir araştırma konusunu teşkil eder. Böyle bir mukayese toprakların sınıflandırılmasına bir temel sağladığı gibi yetişme muhiti olarak toprağın verimini takdir etmeğe de imkan verir.
Profil esaslı surette etüt edilmeden toprağın yapısı ve potansiyel verim kabiliyeti anlaşılamaz; bu sebepten her bir toprak araştırması, laboratuvarda yapılan analizlerle değil fakat arazide profilin muayene ve etüdü ile başlar. Yukarıda anlatılmış olan toprak yapıcı olaylar W. Laatsch (1957) 'a göre tablo l'de özetlenebilir.
Ayrışma olayları
1. l\iinerallerin ayrışımı
( r,•ekanik bölünme ve kim/asal ayrışma)
2. Organik maddelerin ayrışımı
Tablo 1 Toprak yapan olaylar
Yeniden teşekkül olayları
3. Kil minerallerinin teşekkülü
4. Humusun teşekkülü
__ .. _
Yer değiştirme (taşınma) olaylan
5. Toprağın ~anştı-nlması
6. Filtrasyonla yer değiştirme
Görülüyor ki toprakların doğmasına sebep olan hadiseler üç sımf ta mütalaa edilebilir. Birinci sınıf, ana materyalin mekanik bölünme ve kimyasal ayrışma olaylarını; ikinci sınıf, kimyasal ayrışma ürünlerinden yeni bir takım maddelerin teşekkülü olaylarını; üçüncü sınıf da toprağın içinde bir horizondan ötekine maddelerin taşınması olaylarını kapsarlar. Bir bakırr.ı.a bu sonuncu taşınma olaylarına, erozyon ve sedimentasyon hadiseleri de sokulabilir. Fakat bunlar yukarıda kısaca değindiğimiz olaylar gibi bir toprağın içinde dikey yönde değil, fakat yatay yönde olur; yani toprağın bir yerden taşınması (erozyon) ve başka bir yerde çökelmesi (sedimentasyon) suretiyle coğrafi mevkiini değiştirmesi sonucunu doğurur.
1
2. T O P R A G I N Y A P 1 S 1
Toprağın oluşunu, fiziksel ve kimyasal özelliklerini ve toprak içinde bir çok değişimleri meydana getiren olayları, mütalaa ederken, kavramayı kolaylaştırmak için daha baştan toprağı ana hatlariyle kısaca tanımak faydalı olacakbr.
En sathi bir gözlem bile toprağın bileşim ve yapı itibariyle çok geniş değişikliğe sahip olduğunu gösterir. Bununla beraber, hemen her toprakta az veya çok nüktarlarda bulunan bazı madde grupları vardır. Bu gruplar: (1) İnorganik madde; (2) organik madde; (3) toprak suyu ve nihayet ( 4) toprak havasıdır. Toprağın suyu ve havası ilk ikisinin değişken uydularıdır. Toprak şu halde, sayısız komponentlere (bileşenlere) sahip üç fazlı (katı, sıvı, gaz) bir heterojen sistem diye sayılabilir.
Katı fazda taşların ufalanmasından ve kimyasal ayrışmaya uğramasından hasıl olmuş bulunan inorganik madde ile bitki ve hayvan artıklarından gelen organik madde vardır. Toprağın sıvı fazı yahut toprak suyu hem katı, hem de gaz fazları ile denge halindedir. Gaz fazı aynı şekilde toprağın katı fazına ve sıvı fazına bağlı olarak değişir. Denge sıcaklık, su muhtevası, besin maddelerinin bitki kökleri üırafından alınması ve mikroorganizmaların faaliyeti sonucunda. devamlı bir kayma halindedir. Bu değişimlerle birlikte gaz fazının bile:şi minde dahi uygun değişiklikler hasıl olur. Şu halde kolayca değ'i"?en ve bir uydu olan sıvı ve gaz fazlarından ziyade katı fazın toprak etüdü için daha emin bir esas teşkil edeceği bellidir. Fakat bitkilerin beslenmesi ve yetişmesi problemlerinin etüd edilmesinde toprak suyu ile havası hakkında da tam bir bilgiye sahip olmak lazım gelir.
2. l Toprağın katı fazı
Toprağın katı kısmı başlıca inorganik maddeden ve organik maddeden ibaret bir karışımdır. Toprağın inorganik ve organik kısım-13 ;_"mı değişmeden tam olarak birbirinden ayırmak henüz mümkün olmam1ştır. Bu nitelik toprağın laboratuvardaki etüdünde bir zorluk teşkil eder. Bununla beraber organik maddeyi H2 0 2 ile tahrip ettikten sonra inorganik maddeyi ayrılmış halde etüd etmek mümkündür.
İnorganik madde : Toprağın inorganik maddesi kimyasal bileşime ve tane büyüklüğüne uyarak pek çok değişir, buna rağmen toprakta
8
tane büyüklüğüne göre taş, çakıl, kum, toz ve kil gibi bazı madde grupları ayırt edilir (7.'ye bak). f3ütün mineral topraklar bu muhtelif çaptaki madde sınıflarının gayet değişik oranlardaki karışımlarından ibarettir.
Taşlar isminden de anlaşıldığı üzere toprağı veren kayaların parçalanmış, ufalanmış şeklidir. Çakıl aynı nitelikte fakat daha küçük çaplı maddelerden ibarettir. Kum ve toz kısmı genel olarak taşı yapan minerallerin kısmen bölünmesinden ileri gelmiştir. Kil maddesi ise anataştaki minerallerin kimyasal ayrışıma uğrayıp kısmen değişmesjnden veya kimyasal ayrışma sonunda yeniden meydana gelen bir takım minerallerden terekküp eder. Bu yeni minerallere sonradan teşekkül ettikleri için sekunder mineraller ismi verilir. Taşta bulunan orijinal minerallere ise orimer mineraller denilmektedir. Şu halde toprak inorganik maddesi primer ve sekunder minerallerin karışımından ibarettir.
Toprağın inorganik kısmına ait ve söylenmiş bulunan bu madde grupları içinde taş, çakıl ve kısmen kum toprağın iskeletini teşkil ederler. Bu maddeler boyut itibariyle hala büyük olduklarından kimyasal ayrışmaları çok yavaş yürür. Bu sebepten bitkileri besleme bakımından önemleri büyük değildir. Buna karşılık toz ve bilhassa kil bölümleri, bitkilerin beslenmesi bakımından toprakta en mühim olan fiziko-şimik ve şimik olayların cereyan ettiği ortamı teskil ederler. Toprağın bitkileri beslemekteki etkileri zikredilmiş bulunan bölilmlerin iştirak oranlarına göre az çok değişmektedir. Aşağıdaki
~~lt1rJarda bu konu kısaca görülecektir.
Kum bölümü: Kum iri tanelerden oluşur. Taneciklerin biçimleri _genellikle düzensizdir. Ayrı~mava karşı dirençli oldukfanndan bitkilere pek az besin maddesi sağlarlar ya da hiç besin maddesi vermezler. Taneciklerin büyük olusu ve düzensiz biçimleri sıkı istiflenmelerini engeller. Aralarında büyi.ik boşluklar bırakırlar, böylece su ve hava kolayca sızar, kolayca kururlar.
Toz ( silt) bölümi.i : Toz hem kumdan hem de kilden farklı fizik özelliklere sahiotir. Bu bölümdeki tanecikler kumdan daha küçuk olduklarından sıkı istiflenme kolaydır, aralarında kalan boşluklar da l?"ücüktür, suyun ve havanın hareketini geciktirirler. Toza fazla oranda sahip topraklarda drenaj zorlukla olur.
Toz bölümü kilden şu hususlarda farklıdır: Don olayı ile işle-' mek ya da kireclemekle pıhtılaşmaz ve yapışkanlığını kaybetmez.
Bu sebepten dolayı önemli oranda toz kısmına sahip toprakların yamskanlık ve ağırlıklarını kireçlemek suretiyle bertaraf etmek zordur. Ancak yüksek miktarda organik madde (ahır gübresi) ile ıslah edilebilirler.
9
Kil bölümü : Kil maddesi esas itibariyle sekunder karakterdeki çok küçük çaplı ( 0 < 0.002 mm) minerallerden oluşur. Kili kum ve toz kısımlarından ayıran bazı kolloid özelliklerdir ki başlıcaları şunlardır: Kil minerallerini oluşturan kolloid boyutlardaki kristal yaprak cıkların arasında su tutulur. Şu halde, önemli oranlarda kilin bulunması, toprağa büyük bir su tutma gücü verir. Kil suyu emince hacmi artar, şişe:::; kuruyunca tekrar eski hacmini alır, büzülür. Bunu kil topraklarının kuruyunca çatlamasında görmek mümkündür. Kil belli oranda su ile birleşince plastiklik (hamurlanma) özelliğini gösterir. Bu bakımdan kum ve tozdan kesin olarak ayrılır. Kil, toprağı teşkil eden taneciklerin birbirini tutmasını (kohezyon) ve böylece toprağa. bir takım topaklar meydana getirmesi özelliklerini verir. Kilin hatta nisbeten küçük miktarlarda bulunduğu hallerde bile toprak yoğurulup bir biçim (mesela küre) verildikten ve kurutulduktan sonra basınca karşı önemli bir direnç gösterir (kerpiçte olduğu gibi).
Kil, toprakta kısmen humus ile birleşmiş halde bulunur, bu takdirde humus maddesine mikroorganizmaların ayrıştırıcı etkilerine karşı büyük bir direnç sağlar; kısmen bağımsız agregatlar halinde olur ve kısmen de kum ve toz ile birleşmiştir. Böylece kaba ve jnce toprak tanelerinin yapıştırılmasından meydana gelen parçacıklardan (kırıntılardan) ibaret bir strüktürün teşekkülüne imkan ve striiktürün değişmesi için toprağa bir kabiliyet verir. Kil, toprağın inorganik kısmının en çok reaksiyona kabiliyetli kısmıdır. Çözeltiden belirli maddeleri adsorpsiyon ile bağlamak gibi tipik kolloid özelliklere sahiptir.
Organik madde : Topraktaki organik madde ile, kaynağını esas itibariyle bitkisel ve kısmen hayvansal artıklardan alan karbonlu bileşikler anlaşıhr. Organik maddenin bulunması, toprağa bitkinin yeUşme muhiti sıfatiyle özel karakterini verir. Topraklarda organik madde miktarı çok değişir. Bu miktar }i l'in altına düşebildiği gibi turbalık topraklarında rastlandığı üzere katı maddenin. /'r85'e kadarki kısmını teşkil edebilir.
Toprağın organik maddesinde mevcut olan iki madde grubu ayırt edilir. Birinci grup kısmen dokusu korunmuş bitki artığı parçalarından, ikinci grup ise orijinal dokusunun bütün izlerini kaybetmiş, koyu renkli, amorf maddelerden ibarettir. Humus terimi ekseriyetle yalnız bu ikinci grup için kullanılır.
Kil hakkında söylenmiş olanların çoğu kolloid karakterdeki humus hakkında da varitdir. Mesela fazla su almakla şişmek, kurumakla büzülmek, adsorpsiyon kabiliyetine sahip olmak gibi hassalar humusta da vardır. Bu bakımdan kil gibi humus da toprağın en aktif
10
kısmıdır. Humus toprağın mikrobiyolojik olayları için lüzumludur ve nem ile birlikte toprak mikroor~anizmalarının hayat devrelerini tamamladıkları bir ortamdır. Humusun bulunması ve humusta yaşayan mikroorganizmalar, bir toprağı anataştan ayıran başlıca karakterdir.
2. 2 To!ltrağın sıvı faZl
Toprak suyu, toprakta bulunan organik ve inorganik tabiattaki ııek çeşitli maddeleri ekseriyetle küçük konsantrasyonlarda çözünmüş halde yahut kolloid halde ihtiva eden bir karışımdır. Bu karışımda çözünmüş halde aynı zamanda toprak havasının bileşenleri de bulunur. Toprak suyunu büyük basınçlar, yahut santrifugal güç kullanı1arak katı fazdan ayırmak ve etüd etmek bazı hallerde mümkün olmuştur. Bu türlü incelemeler, toprak suyunda çözünmüş madde konsantrasyonunun. mevsimlere (kurak, nemli periodlar) göre ve mahsulün alınmasından önce ve sonra değiştiğini göstermiştir.
2. 3 Toprağın gaz fazı
Toprak havası, toprağın boşlukları içinde bulun.ur. Toprak havasının bileşimi hatta aynı toprakta bile, mevsimlere ve kısmen ha va şB.rtlarına. göre değişebilir. Serbest atmosferik havadan farklı oUuğu başlıca hususlar şunlardır: Toprak havası, ha va kurusu hale gelmemiş topraklarda, su buharı ile doymuş olur. Oksijen atmosfer havasına nazaran biraz düşük bir oranda bulunur. Toprak havasının bileşiminde mevsimler içinde meydana gelen en mühim değişiklik karbon dioksit miktarında olur. Toprakta mikrobiyolojik faaliyeti ayarlayan sıcaklık ve nem değişimleri karbon dioksit miktarının azalıp çoğalmasında sorumlu olan faktörlerdir. Havalanma dahi karbon dioksidin hasıl edilmesinde bir paya sahiptir. Çünkü organik maddenin ayrışmaBı aerobik yani hava oksijen.ine muhtaç olan bir hadisedir. Değişik ol·an karbon dioksit miktarı bazı çayır topraklarında raslandığı gibi normal olarak en çok 7r 1.5 kadardır. Ahır gübresi ile muamele edilmiş tarla topraklarında o/<: 0.5 kadar, diğer topraklarda umumiyetle o/r0.3 kadardır. Toprağın serbest havasından başka, toprak suyunda çözünmüş ve toprak kolloidleri ile birleşmiş hava dahi mev-~tt~ -
Mikrobiyotik ayrışma ve köklerin solun.umu ile C02 serbest hale geçer. Bu karbondioksit havaya çıkmakla, fotosentez olaylarında kullanılıp tüketilen karbon dioksidi telafi eden kaynaklardan birisidir. Bundan başka, toprak suyunda çözünmek suretiyle silikat minerallerinin ayrışmasını çabuklaştırır ve toprak teşekkülü olaylarını ilerletir.
11
2. 4 Toprağın gözenek hacmi
Görülmüş olduğu gibi toprağın katı maddesi, boyutları çok değişebilen çeşitli tanelerden oluşur. Bu tan.eler bir araya geldikleri zaman aralarında bir takım boşluklar kalır ki bunlara «gözenek» denilir; bunların bütünü gözenek hacmini teşkil eder. Normal şartlavdıa bu hacim tüm toprak hacminin % 40-60'1 arasında değişir. Toprak suyu ve havası bu hacmi aralarında bölüşürler. Gözenek hacmi bir toprağın sabit karakteri olmayıp geçici strüktürüne tabidir. Mesela toprağı işlemek gözenek hacmini çoğalttığı halde çiğnemek azaltabilir. İşlenmiş tarla topraklarında gözenek hacmi, sürüldükten sonra azamidir. Yağışların tesiriyle toprak oturdukça bu hacim gitgide azalır. Yağmura karşılık don gözenek hacmini çoğaltır.
Pafta I'de toprağın yapısı özetlenmiş bulunmaktadır.
12
3. TOPRAGIN ANATAŞLARI
' Topraklan hasıl eden kayalar teşekkül tarzlarına göre üç gruba ayrılırlar: Eruptif kayalar, sedimenter kayalar ve metamorf kayalar. Eruptif kayalar aslında erimiş kütle halindeki mağmanın yer içinde ya da yer yüzünde katılaşmasından hasıl olmuşlardır. Bu sebepten dolayı mağmatik kayalar da denilir. llksel yeryüzü kabuğu da eruptif kayalardan teşekkül etmektedir.
Eruptif kayalar yeryüzüne çıktıklarında atmosferik etkenlere maruz kalarak ayrışırlar; ayrışma mahsulleri su, rüzgar ya da buzulla taşınır, başka yerlerde sedimentler halinde çökertilir. Bu yeni teşekkül etmiş gevşek tortullar sonradan katılaşmakla sedimenter kayalar adını alırlar.
Üçüncü grup olan metamorf kayalar, gerek sedimenter kayaların gerekse eruptif kayaların sonradan olan orogenetik hareketler neticesinde yeryüzünün altında kalmakla yüksek basınça veya yüksek sıcaklığa ya da her ikisine birden yahut termal çözeltilerin etkisine maruz bulunarak tekrar kısmen veya tamamen kristalleşme neticesinde doğmuşlardır.
Metamorf kayaların eruptiflerden türevlenenleri (meta-eruptif) eruptif kayalarla ve sedimenter menşeliler (meta-sedimenter sedimenter kayalar ile bir arada mütalaa edilirse 16 kilometrelik yeryüzü kabuğunun bileşimi tablo 2'deki gibi olur.
Tablo 2 Litosf eri oluşturan kayaların oranlan
Eruptif ve meta-eruptif kayalar Sedimenter ve meta-sedimenter kayalar Kil şişti Kum şişti Kalker
3. 1 Kaya yapan mineraller
% 95 % 5 % 4 % 0.75 % 0.25
Toprağın inorganik katı fazı mineral parçalarından yahut onların ayrışma ürünlerinden oluştuğu için kayaların ve kaya yapan minerallerin toprak teşekkülünde ve dolayısiyle ilminde önemleri vardır. Mineraller genellikle iki veya daha çok elementten teşekkül ederler. Kristalin yahut amorf olurlar. Bugüne kadar tabiatta 2000'den fazla mineral tes.bit edilmiş olduğu halde kayaları yapan minerallerin türleri sınırlıdır. Litosferi meydana getiren kayaların bileşiminde önemli miktarlarda mevcut olan ve eskeri kayalarda raslanan minerallere ~kaya yapan mineraller» adı verilir. Genel olarak 3-4 mineral bir ara.ya gelerek bir kaya türünü hasıl ederler. Bununla beraber mesela
13
mermer gibi yalnızca bir mineralden (kalsit) oluşmuş kayalar da vardır. Kayalar taneli, kısmen veya tamamen camımsı ya da amorf cisimlerdir.
Bir kaya ile başka bir kaya arasındaki görünüş farklarına rağmen hemen hepsinde aynı minerallerin bulunması şaşırtıcı bir olaydır. Bilinen eruptif kayaların her birisinde, kuvars, feldispat, mika, ojit, hornblende ve olivin minerallerinden bir veya birkaçı vardır; çoğunda iki veya daha fazla mineral bulunur. Bu sayılanlara turmalin, garnet, magnetit, sfen ve apatit eklenince, % 99 oranında eruptif taşların en önemli bileşenleri elde edilmiş olur. Bunlara daha altı mineral, nefelin, lösit, zirkon, epidot, spinel ve pirit katılırsıa kaya yapan mineraller pratikçe tamamlanmış olur. Bu nitelik taşların etüdünü çok basit gibi gösterir; ne var ki yukarıda sayılan silikatlardan bazıları geniş bir sıra içinde değişik kimyasal bileşime sahip olduklarından kompleks bir yapıları vardır ve bu nokta işi güçleştirir.
Görüleceği gibi yarı çapları birbirine yakın olan katyonlar birbirinin yerine geçerek, karışık bileşimli maddeleri yani katı çözeltileri, tabakalı kristalleri ya da üst üste büyümüş kristalleri meydana getirirler. Bu nitelik bütün izomorf cisimlerin bir özelliğidir. Kayaları hasıl eden mineraller arasında izomorfizm ile katı çözelti halleri o kadar çok ve o kadar önemlidir ki o türlü mineralleri büyük «tabii familyalar» ya da «gruplar» halinde toplamak zorunda kalınmıştır. Bu familyaların veya grupların adları onları meydana getiren basit türlerden daha çok malumdur.
Kayaları yapan başlıca mineraller ve kayaların bileşimine iştirak oranları Clarke'ye göre tablo 3'te gösterilmiştir.
Tablo 3 Kayaların mineralojik bileşimleri
Eruptif Kil Kum Mineraller kayalar şişti taşı
l ı
% % %
1 Feldispatlar 59.5 30.0 11.5
Prim er Amfibol ve piroksen 16.8 - -mineraller Kuvars 12.0 22.3 66.8
Mika 3.8 - -
Kil - 25.0 6.6 Sekunder Limonit - 5.6 1.8 mineraller Karbonatlar - 5.7 11.1
Diğer mineraller 7.9 11.4 2.2
14
Bu bileşim litosfere, 16 km derinliğe kadar olan yeryüzü kısmına aittir. Tabloda gösterilen bileşim bir taslak diye sayılmalıdır. Mesel.a bazı eruptif kayalarıda kuvars buluhmaz. Bazılarında ise f eldispatlar olmayabilir. Öte yandan feldispat bulunmayan kum taşları da mevcuttur.
3. 11 MineraHeri oluşturan elementler
Minerallerin ilksel kaynağı mağmadır. Bir mağmadan hangi minerallerin kristalleşip ayrılacakları keyfiyeti, başta olarak mağınayı hasıl eden elementlere bağlıdır, çünkü mıağmada olmayan şey minerallerde de bulunamaz. Buna karşılık yüzeye çıkan lavlardan bazı gazlar intişar eder ki bunlar minerallerde artık mevcut olmazlar. Sonuncu maddeler bir yana bırakılırsa, bir kayanın tüm analiz sonuçları, başlangıçtaki mağmanın ve şu halde yeryüzü kabuğunun bileşimini de gösterir. Böylece bütün belli kayaların ortalama kimyasal bileşimi bulunur ve nisbi yayılışlan göz önünde tutulmak şartiyle bir hesap yapılırsa, yeryüzü kabuğundaki elementlerin miktar oranları h~kında bir fikir kazanılır.
Clarke ve Washington (1924) 16 kilometrelik yeryüzü kabuğunun kimyasal bileşimini tahmin etmişlerdir. Litosfer ile birlikte hidrosfer ve atmosfer de hesaba katılmak suretiyle tablo 4' deki miktarlan bulmuşlardır.
Tablo 4 Yeryüzü kabuğundaki elementlerin bulunuş oranları
Yüzde Yüzde 1
Oksijen o 49.52 Manganez Mn 0.08 Silisyum Si 25.75 Kükürt s 0.048 Alüminyum Al 7.51 Baryum Ba 0.047 Demir Fe 4.70 Krom Cr 0.033 Kalsiyum Ca 3.39 Azot N 0.030 Sodyum Nıa 2.64 Fluor Fl 0.027 Potasyum K 2.40 Zirkonyum Zr 0.023 Mağnezyum Mg 1.94 Nikel Ni 0.018 Hidrojen H 0.88 Stronsiyum Sr 0.017 Titanyum Ti 0.58 Vanadyum v 0.016 Klor c1 0.18 Seryum Ce
0.014 Fosfor p 0.12 Yetriymn y
Karbc:m. c 0.08 Bakır Cu 0.010 Geri kalanlar 0.032
100.00
15
Tablodan görüldüğü üzere mevcut oldukları bilinen takriben 103 elementten yalnız 10 element ezcümle oksijen, silisyum, alüminyum, demir, kalsiyum, sodyum, potasyum, mağnezyum, hidrojen ve titanyum yeryüzü kabuğunun ağırlıkça <;{- 99 kadarını teşkil ederler ki ~,kaya hasıl eden elementler» denilmesi bundan ileri gelir. Yeryüzü kabuğunun ağırlıkça yarısı oksijenden, dörtte biri silisyumdan ibarettir. Şu halde oksijen ile silisyum en bol elementlerdir ve bundan dolaYJdır ki kayaların etüdü büyük oranda silikat minerallerinin etüdü demektir.
3. 12 l\lineralleri oluşturan oksitler
Yukarıda gösterilmiş bulunan elementlerin oksijenle birleşerek hasıl ettikleri oksitler ve eruptif kayaların bileşimine iştirak oranlan tablo 5'de verilmiştir.
Tablo 5
Yeryüzü kabuğundaki elementlerin oksitleri ve oranları
Silis SiOı % 59.12
Al2Ü3 » 15.34 Söskioksi tler Feı03 » 3.08
FeO » 3.80
-Caü » 5.08
Bazlar MgO » 3.49 N~O » 3.84 K20 » 3.13
Su H20 » 1.15
Bu oksitler içinde o/r 60'a yakın bir miktarla Si02 en bol olanıdır. İkinci sırada alüminyum oksit bulunur. Bu iki oksidin en yüksek miktarlarda mevcut olması, alüminosilikat bileşimli feldispatların neden mineraller içinde en çok rastlanan bir grup olduğunu da açıklar. Mağrnada bulunan asit tabiattaki bu Si02, hafif baz hassalı alümin ve demir oksitler ile birleşerek alüminyum ve f erri veya ferro silikatları teşkil ederler. Bu bileşiklerin çoğunda asitlik tamamen doymuş olmadığı için toprak alkali ve alkali metallerin oksitleri bileşime girer ve bu şekilde mineraller dengelerini bulmuş olurlar. Fakat bazan mağma silisce o kadar çok zengin olur ki silisin bir kısmı diğer me-
16
İSKELET
0>2mm
TAŞ'> 20 mm;
ÇAKIL 20-2 mm
Taş parçaları, köşeli
çakıllar, yuvarlak çakıllar.
Pegmatitler' de taşın b1leşim1ne giren priıner m1nerallerin
~ kristalleri. ~ Ayrışmaları az veya r.ll ~ pek güç, suyu tutma. ~ güçleri yoktur.
N ı~ ~ 1 ,.... 1 Kapillarite: O
z r-. 1 <
~
""" 1 ~ ~ o
1
z ~ .....
l Konkresyonlar ~ 1
(bileşim ve mentrcleri muhtelif)
J
'
1 \ .::ı: \~ 1 be
\o
\ Yaprak ve kırınt~lun, 1 ölmüş kökler
~ ~ t = s !;)
.5 ıt
t ~ ı.. 41 .5 s ıı:..
~
j
~ ---ı --,-
~ ~ \Büyük gözenekler : ~ ':i Hava bil ı:ı ~ ~ :.. :~ E bil r.ll
/
\
PAF.rA 1 Toprağın yapısı
İNCE TOPRAK
0 <:.Zmm
KUM 2-0.02 mm;
TOZ 0.02-0.002 mm
Primer mınerallerin az veya çok ayrışmaya ba.şlarruş, yıpranmış kristalleri; yalancı kum; afanitik ve camımsı taşların
parçacıkları.
Kabalar kimyasal ayrışmaya hemen hemen uğramaz; inceler nispeten kolay ayrışır.
Toz: Primer minerallerin parçacıkları; sekunder minerallerin agregatları.
Konkresyonlar (bileşim,
boyut ve menşeleri muhtelif)
1) Dem1rli konkresyonlar
2) Manganezli ))
3) CaC03'lı ~
4) caso;ıı »
5) v.b. »
Bitkisel ve hayvansal artıklardan ibaret
organik maddelerin mekanik surette ufalanmasından hasıl olmuş
«çürüntü» kısımları; humus agregatlan
Orta gözenekler: Hava ve toprak çözeltisi
KİL < 0.002 mm
Sekunder mineraller :
a) Kristalen kil mineralleri
a1
) Yaprakcık
silikatıar
(1 :1) Kristal yapılı
olanlar:
Kaolinit, Halloisit v.b.
( 2: 1) Kristal yapılı olanlar:
Montmorillonit, lllit, vermikülit v.b.
( 2 : 2) Kristal yapılı olanlar:
Klorit türleri
a..ı> Şeritli silikatıar : Sepiolit v.b.
b) Amorf kil bileşenleri
Si0'2,A1.p3,Fe20 3 ten oluşmuş bileşenler.
Humus
İnce gözenekler : Toprak çözeltisi
tal oksitlere bağlanmadan serbest kuvars halinde kristalleşir. Eğer bir mağma katılaştığı yani kristalleştiği sırada belli bir mineral toplumunun (paragenese) doğmasına sebep oluyorsa, bir misal zikretmiş olmak için diyelim ki, labrıadorit, ojit, olivin ve demir filizi bileşimini hasıl etmişse bu minerallerin erimiş kütlede daha baştan sıvı mineral olarak teşekkül etmiş bir halde bulundukları sonucu çıkarılmamalıdır. Çeşitli .kimyasal bileşiklerin sıcakta ayrı bulunan, henüz birleşmemiş iyonları, daha ziyade soğuma esnasında bir kurala uyarak bahis konusu mineraller halinde birleşirler. Burada her madde kendisinden başka erimiş. kütlede bulunan diğer maddelere tamamiyle tabidir. Bu sebepten yukardaki mineral toplumunun teşekkülünü gerektiren bir erimiş kütleye bir parça daha kuvars maddesi katılacak olsa idi, bu takdirde bu silis asidi adı geçen minerallerin yanında kuvars olarak ayrılmıyacaktı ve tamamiyle başka bir mineralojik bileşime sebep olacaktı. Silis asidinin bir kısmı belki feldispatlara gidecek ve biraz asit olan oligoklas yapacaktı. Olivin ayrılmıyacaktı; daha ziyade onun mağnezyumu ve demiri, fazla miktardaki silis asidi ile biyotit yahut hornblende halinde birleşeceklerdi. Kısacası, tamamen yeni bir mineral toplumu doğacak yeni bir kaya vücut bulacaktı.
Esasen bir mağmanın kristalleşmesi, yani katı bir faza dönmesi çok karışık bir olaydır. Mağma soğuyorken mineral kristalleri teşekkül etmeğe başlar. Belirli bir sıcaklıkta teşekkül etmiş olan kristaller çevrelerindeki sıvı mağma ile kimyasal bir denge halinde bulunurlar. Bununla beraber soğuma ilerledikçe yeni kristalleşmelerle mağmanın bileşimi gittikçe değiştiğinden, ilk teşekkül etmiş kristaller geriye kalmış bulunan sıvı mağma ile artık denge halinde değildirler; yeni bir takım mineraller kısmen mağmadan doğrudan doğruya kristalleşerek ayrılmak suretiyle, kısmen de ilk kristallerin mağma iie reaksiyona girişmesi sonunda teşekkül ederler. Bu olay plajiyoklasların zonlaşmasında ve olivin çekirdeklerini sarmış bulun.an piroksenin reaksiyon kabuklarında yansımış bulunur.
Kristalleşme sırası : Kristalleşme ve reaksiyon sırası Bowen'in (E.E. Wahlstrom, 1947) tertiplediği ve yanda verilmiş bulunan reaksiyon sırasında
gösterilebilir.
Ot ivin
\. ,,_ Mg p ro~er.
M,g-Ca o:roic:e:ı
lfreç i "l•-1= as"
A !t;;."_,,-,,:~ a.~t a.s ar
I (-Ç·eç ·-a.'~·a':c a.";tov';ı:;, ;;.r
I A -.·· '• ·ı~:;·~
!
17
Bu sıra, eruptif kayalardaki minerallerin genel kristalleşme süksesyonunu gösteriyor. Bununla beraber kristalleşme sırası kısmen
mağmanın kimyasal bileşimi ile de belli olur, mesela bazı taşlarda, ku·· vars feldispattan önce kristalleşir. Genellikle önemleri az olan aksesuar mineraller mesela apatit, zirkon ve mağnetit ilk olarak kristalleşirler. Bunları anhidrit ferro mağneziyen silikatlar ve kireçli plajiyoklaslar takip ederler. Ondan sonra hidratlı ferromağneziyen silikatla.r, alkali feldispatlar ve kuvars gelirler. Bununla beraber bu kaidenin istisnaları bir çok taŞlarda bulunmuştur.
Oksitlerin eruptif kayalarda bulunuşu
Silis (Si02 ) eruptif kayalarda % 40-80 arasında değişir. En yüksek değerlere bir çok granitlerde yaklaşılır; en düşüklere ise anortit, olivin, nefelin minerallerince zengin kaya türlerinde rastlanır.
Alüminyum oksit (Al203), olivinli kayalarda hemen hemen % O olabilir ve anortit yahut nefelin bakımından zengin kayalarda ise j'i 30'un iistüne çıkabilir.
Kalsiyum oksit (CaO) bazı garnetlerde, diopsit ve anortitde bol miktarlarda bulunur; bazı gametli piroksenit kayalannda % 25'den çok kireç kaydedilmiştir. Öte yandan alkalili granitlerde ve peridotitlerde kirecin oranı hemen hemen % G'dır.
Mağnezi (MgO) en yüksek değerine, % 50'ye yakın, peridotitlerde ulaşır ve bir çok granitler ile nefelinli kayalarda hemen hiç mesabesindedir.
Sodyum oksit (Na20), çok miktarda nefelin ve sodalit bulunan kayalarda % 20'ye kadar yükselir; peridotitlerde ise hiçe yaklaşır.
Potasyum oksit (K20), çok lösitli kıayalarda en yüksek değerini bulur; ekstrem bir misalde olduğu gibi % 18'e kadar yükselir ve anortitit ve peridotitlerde hemen hemen % O'a düşer.
Ferrooksit (FeO), olivinli kayalarda en çok, mesela müstesna şeki~de demirce zengin bir olivin varyetesini havi bir peridotitte %35'e kadar bulunmuştur. Oysa bazı granitler, ferro ve ferri şeklinde olsun eserden fazla demire sahip değildir ( S. J. Shand 194 7) .
. ' Eruptif kayalardaki nadir oksitlerin, bol olarak bulunan bazı ok
sitlerle birlikte göriinmek itiyadında oldukları gözlenmektedir. Mesela kalay oksit sadece büyük oranlarda silisi muhtevi kayalarda bulunur. Nikel ve krom oksitler, yüksek oranda mağnezi ihtiva eden kayalarda; manganez ile vanadyum un oksitleri, en çok demirle birlikte bulunurlar. Stronsyum oksit, kireç ile beraber bulunur. Baryum
1,8
oksit ise, özellikle potasa refakat eder. Sodyum oksidin fazla bulunması, zirkonyum ile titandan başka seryum yetriyum ve ilah... gibi
' nadir toprak metallerinin oksitleri ve manganez, klor, flor ve fosforik asit gibi maddelerin mutad üstü bir konsantrasyonda rastlanmalannı mucip olur.
3. 13 Minerallerlıı iyonik strüktürü
Minerallerin bileşim ve yapılarını iyice kavramak ıçın iyonik strüktürlerini bilmek lazımdır. Son zamanlarda Röntgen ışınları ile yapılmış olan araştırmalar, iyonik strüktürü aydınlatmış ve bir çok minerallerin yapısını anlamaya imkan vermiştir. Özellikle biribirine yakın grupların mineralleri arasındaki kimyasal akrabalığı, ve iyonik strüktür ile fizik özellikler arasındaki tabiliği aydınlatmış ve minerallerin iyonik strüktürlerinin yaklaşık modellerini yapmak imkanını sağlamıştır.
Bir minerali oluşturan iyonlar veya iyon grupları elektriksel kuvvetlerle bir arada tutulurlar. Burada iyonların bir kısmı, katyonlar, pozitif ve diğer bir kısmı, anyonlar, negatif yüklüdür ve bu karşıt elektriksel yükler sayesinde mineralin sağlam bir yapısı meydana gelir.
Minerallerin yapılarını anlamakta esas ve önemli olan nokta mineralin bileşimine giren iyonların boyutudur.
İyonların bir küre biçiminde oldukları kabul edildiğine göre kürenin elektron yörüngeleri ile belli olan yüzeyi iyonun çapını tayin eder. İyonların yarı çapları Angström birimi ile (10-8 cm = 1 A} ölçülür.
Eruptif kayaların esansiyel mineralleri esas itibariyle silikatlardan ibarettir; silikatlarda silisyumun (Si4+) oksijen (02-) ile birleşmesi sonunda meydana gelen strüktüre diğer çeşitli katyonlar bağlanmış bulunur. Silikatları meydana getiren kimyasal elementler içinde miktar itibariyle en önemlisi oksijendir. Oksijen iyonu büyük olup 1.40 Angströmlük bir yarı çapa sahiptir. Gerçekte, oksijen o kadar büyüktür ki çoğu toprak minerallerinin strüktürünü tek başına tayin eder. Silikatların bileşimine giren sodyum, mağnezyum, alüminyum demir ve silisyum gibi katyonlar oksijene nisbetle pek küçüktür ve oksijen iyonlarının arasında kalan boşluklarda bulunurlar. Şu halde küçük katyonlar, sıkışık surette istiflenmiş oksijen iyonlarının simetrik (bakışımlı) bir düzen içinde tertiplenmiş olan grupları ile sarılmıştır. Bir katyonu sarmış bulunan oksijen iyonlarının sayısı genellikle kalyonun boyutu ile belli olur. Mesela bor elementinin iyon yarı
19
çapı 0.20 A dır ve adi surette kenarları eşit bir üçgenin köşelerinde oturan üç oksijen atomu ile sarılmıştır. Silisyumun iyon yan çapı 0.39 A olup bir tetrahedronun köşelerinde bulunan dört oksijen iyonu ile sarılmış olarak bulunur. Alüminyum 0.57 A iyon yarı çapına sahiptir ve bir tetrahedron düzeni içinde bulunabileceği gibi altı oksijen ile sarılmış halde bir oktahedron içinde dahi olabilir.
Bir katyonun etrafındaki oksijen iyonlarının sayısı, katyonun «koordinasyon sayısı » diye adlandırılır. Katyonun yarı çapı büyüdükçe koordinasyon sayısı da büyür.
Adi hallerde rastlanan toprak minerallerindeki bazı iyonların
yarı çap değerleri ve onlara uyan koordinasyon sayıları tablo 6'da verilmiştir.
Tablo 6
Bazı katyonların yarı çapları (A olarak) ve oksijen koordinasyon sayıları
Koordinasyon İyon Yarı çap sayısı
-~
B3+ 0.20 3 veya 4 Si4+ 0.39 4 AP+ 0.57 4 veya 6 Fe3+ 0.60 6 Mg2+ 0.78 6 Na+ 0.98 8 c.aı+ 1.06 8 K+ 1.33 8 veya 12 Ba.2+ 1.43 12
Yukarıdaki sayılardan öğrenilecek önemli gerçekler şunlardır ki silisyum sadece tetrahedral durumda bulunur, oysa alüminyum ya tetrahedral ya da oktahedral durumda bulunabilir. Demir ile mağnezyumun da yalnız oktahedral durumda mevcut olduklarına da dikkat edilmelidir. Pratikçe bunun manası şudur: Alüminyum tetrahedral .durumdaki silisyumun yerine geçebilir, fakat mağnezyum ve demir geçemezler. Öteyandan demir ile mağnezyum da oktahedral durumdaki alüminyumun yerine geçebilirler. Şu halde iyonik strüktür basit bir takım strüktür birimlerine bölünebilir. Gerek kaya yapan primer silikat minerallerinin gerekse bu primer silikat minerallerinden meydana gelen sekunder minerallerin anlaşılabilmesini kolaylaş-
20
tırmak üzere iki önemli strüktür birimini tanımak, bahiste güdülen maksat için, yeterlidir. Birinci strüktür birimi, dört oksijen anyonunun bir silisyum katyonu etrafında bir araya gelerek sıkı surette jstiflenmesinden. hasıl olmuş "Si04" grubudur. Burada oksijen anyon.lan bir tetrahedronun dört köşesinde ve silisyum katyonu merkezinde, yani sıkı istiflenmiş oksijenlerin arasında kalan küçük boşlukta bulunur (tetrahedron birimi) (Şekil 2). Bir başka strüktür bitimi, 6 oksijen anyonun un sıkışık surette istiflenmesinden hasıl olu"'; cksijenler, burada bir oktahedronun köşelerinde bulunur ve aralarmda bıraktıkları boşluk silisyumdan daha büyük çaplı katyonlarm, mesela alüminyum, mağnezyum ve demirin yerleşmesine uygundur ( oktahedron birimi) (Şekil 3) .
(o)
(b)
Şekil 2 : Silikatların kristal strüktüründe bulunan Si04
- tetrahedronu. a) Kristal strüktürü için çoğunlukla kullanılan çiziliş şekli; ve b) ger
çek durumda bir tetrahedron.
Her bir katyonun elektriksel yükü onu doğrudan doğruya sai·mL5 bulunan bütün anyonlara bölünür. Tüm yapı, bu türlü strüktür birimlerinin (tetrahedron veya oktahedron) yanyana gelip aralarında, boşluklar bırakarak istiflenmesinden meydana gelir. Bu boşluklar serbest negatif yükleri doyurmaya lüzumlu olacak miktarda katyonların yerleşmesine elverişlidir. Bir stabil mineralde, görmüş olduğu-
Şekil 3 : Al-katyonunun altı oksijen
iyonu ·ile sarılmasından hasıl olmuş
bir oktahcdron (R, E. Grim, 1953'den).
muz pozitif ya da negatif elektrik yüklerinden herhangi bir artık bulunmamalıdır. Toplam pozitif yüklerin, toplam negatif yüklere karşı
21
denge halinde alınası zorunluğu bir minerali temsil eden bir formülün sıhhati hakkında bir ölçüdür.
Yukarıda açıklanan prensiplerin ne kadar temelli olduklarını görmek için bir iki pratik misal tartışılacaktır. hkin mağmanın katılaşması esnasındaki bazı olaylar dikkat nazarına alınsın; mesela oksijen ile mağnezyumun bol miktarda mevcut bulunduğu bir mağma tasavvur edilsin; oksijenin bolluğu karşısında, her bir silisyum iyonu için dört adet oksijen iyonu bulunacaktır. Bu sebepten silisyum-oksijen tetrahedronları gelişecektir ki silisyum, tetrahedronun merkezini is.gal edecek ve dört oksijen eşit mesafelerde onun etrafında bulunacaktır. Oksijenin valansı iki ve silisyumun. valansı dört olduğundan, hanı edfüpj~ bulunan Si04 kökünün doymamış daha ekstra dört vaJansı bulunacaktır. Dört valıanslık negatif yükü denklemek için bu verilen örnekte iki mağnezyum iyonu (bu elementin bol olduğu yukarıda söylenmiştir) silikat kökü ile birleşerek Mg2Si04, "forsterit" mineralini hasıl edecektir. Eğer hem mağn.ezyum hem demir hazır bulunsaydı, (Mg,Fe) 2Si04, "olivin" minerali meydana gelebilirdi.
Bununla beraber durum ekseriyetle karışık olabilir. Zira her bir silisyumun dört oksijenle yahut her bir alüminyumun dört veya altı oksijenle sarılmasını mümkün kılacak kadar kafi oksijen bulunmıyabilir. Bu şartlar altında oksijen iyonlarınm meydana getirdiği tetrahedral ya da oktahedral gruplar, oksijen iyonlarının kıtlığı derecesine göre, köşeleri ·veya kenarları paylaşmak yanj oksijen iyonlıarını ortaklH$a kull?nmak zorunluğundadır. Kuvars minerali, tetrahedronlarm köşelerini paylaşma halinin bir örneğini verir, yani her bir oksijen. iyonu iki silisyum iyonu tarafından paylaşılmış bulunur. Bu sebepten kuvars için formül Si04 değil fakat Si02 dir. Burada dört negatif yük, dört pozitif yük ile dengelenmiştir ve başka katyonların karışmasına lüzum kalmamıştır.
Bazı mineraller arasında mevcut olan yakın akrabalığı gösterebilmek için şimdi feldispatlar kısaca mütalaa edilsin.. Kuvarsın dört molekülü, Si4Q 8 formülü ile temsil edilebilir. Yukarıda tesbit edildiği gibi alüminyum, tetrahedron durumunda silisyumun yerine geçebilir. Silisyum iyonlarından birisinin yerine alüminyum geçecek olursa meydana gelmiş bulunan bileşiğin formülü A1Si30s olacaktır. Bu birim dengelenmiş değildir, çünkü silisyumun dört pozitif yüküne karşılık alüminyumun yalnız üç pozitif yükü vardır. Şu halde fazla olıan bir negatif yükü doyurmak için bir katyonun bileşiğe girmesi icabeder. Eğer bu katyon potasyum ise KA1Si30 8 formülünde "ortoklas" ya da "mikrolin" hasıl olacaktır. Bileşiğe giren katyon sodyum ise NaAlSi3Üs formüllü "ıalbit" elde edilecektir. İki silisyum yerine iki alüminyum geçecek olursa iki ekstra negatif yük açıkta kalacaktır. Bunları do-
22
yurmak için bileşiğe kalsiyum girebilir ki CaA12Si20s formüllü "anortit" f eldispatı hasıl olacaktır. Gerçekte bu iki ekstrem arasında her türlü kombinasyonlar bilinmektedir (plajiyoklaslara bak); negatif yükün bir kısmı bir katyonla diğer bir kısmı başka bir katyonla dengelenebilir. Önemli nokta şudur ki bütün feldispatlarda 8 oksijen iyonu vardır. Başka sözlerle, minerallerin esas yapısı belirli bazı düzenler halinde gruplaşan oksijen iyonları tarafından inşa edilmiştir. Katyonlar, mekan içindeki icaplar tatmin edildiği sürece, elektriksel yükü denge halinde tutacak gibi yer değiştirebilirler.
Oksijen iyonları, mineralleri teşkil etmek üzere şekil 4'te gösterilmiş bulunan başılıca dört düzende gruplaşarak belirli strüktürler yaparlar. «Ada» düzeni olivinlerde olduğu gibidir. «Zincir» düzeni piroksenlerde; «şerit» düzeni amfibollerde, nihayet «tabaka,> düzeni mikalarda görülür.
Ada Zincir
[sı044 - ], [s ıo/ ].
Şerit
( Sı 4 0ıı5 ) ,
Tabaka
[ s. 2 0~2 ) ,
Şekil 4 : Silikatıarın ad a , zincir, §Crit ve taba k a strüktüıiindeki Si-O tctrahedronlarının düzeni. Dictrich Schrocder (1969 ) dan.
Şimdiye kadar münakaşa edilen strüktürlerin hepsi yalnız oksijen tetrahedronlarını göz önünde tutmakta idi. Fakat bir çok minerallerin katyonları ise oktahedronl·arın merkezinde bulunur. Tetrahedrondaki dört oksijen iyonu yerine, oktahedronlarda altı oksijen iyonu bir katyonun etrafını eşit mesafelerde sararlar.
Yukarıdaki açıklamaların başlıca maksadı, negatif yüklü oksijen iyonlarının, pozitif yüklü katyonlıarın etrafında mümkün olan en sıkışık surette istiflenmesinden mineral strüktürün meydana geldiğini göstermekdir. Sübstitüsyon yani birbirinin yerine geçme, boyutları ,birbirine yakın olan katyonlar arasında ve onların tabiatı ile
23
valanslarınıa az çok tabi olmadan vuku bulmaktadır. Yeryüzü kabuğu hacmen yaklaşık olarak 7o 95 oranında oksijenden ileri gelmiştir; bu cihet düşünülürse, oksijenin, mineral temel strüktürünü teşkil etmesine hayret edilmemelidir.
3. 14 Minerallerin sınıflandırılması
Kaya yapan mineralleri, çeşitli yönlerden, onların kaya bileşiminde ve strüktüründe oynadıkları rollere göre sınıflandırmak mümkündür. Mineralleri başlıca primer ve sekunder sınıflara ayırmak elverişli bir bölüm tarzıdır. Prim erler tekrar esansiyel (asli) ve aksesuar· (fer'i, tali) diye ikiye ayrılırlar. Birinciler bir taşın adını verebilmek iGin mevcudiyetleri mutlaka lüzumlu olanlardır. Mesela bir taşa granit diyebilmek için bileşiminde ortoklas ve kuvarsın bulunması gerekir. Şu halde bu iki mineral esansiyeldir. Daha az miktarlarda olmakla beraber biyotit ve hornblende mineralleri de granitin bileşimine girerler. Bunlardan başka apatit, zirkon gibiler de çoğu defıa mevcuttur; fakat bulunmadıkları zaman da taş yine granit olmakta devam eder. Bu ikinci türlü mineraller aksesuar minerallerdir.
Minerallerin böylece esansiyel ve aksesuar diye ayrılmaları kaya türüne göre değişebilir. Mesela gabbrolarda kuvars bir aksesuardır, fakat aym mineral granitte esansiyeldir, çünkü kuvarssız granit olmaz.
Aksesuar mineraller az miktarda ve dağınık olarak bulunurlar. Bu minerallerin bir veya ikisi el parQasında görülebilirse de diğerlerinin mevcudiyeti ancak ince bir tabaka halinde kesitlenmiş kaya nümunelerinin mikroskop altında muayenesi ile meydana çıkar. Yahut kayalar, kesit yapılacak yerde, öğütülür ve tozlan özgül ağırlığı yüksek olan sıvılarla hafif ve ağır minerallere ayrıldıktan sonra mikroskop altında muayene edilirse bütün mineraller teşhis olunur.
Aksesuar minarellerin çoğu ayrışmaya karşı çok dirençlidir. Ve esansiyel mineraller kimyasal ayrışım ile tamamen tahribe uğradıktan sonra dahi aksesuarlar mevcudiyetlerini korurlar. Böylece eruptif taşların ayrışmasından meydana gelen kumların ve diğer sedimentlerin hangi eruptif anataşdan doğmuş olduklarını keşfetmek
mümkün. olabilir.
Anataşlardaki pi·imer yani ilkel minerallerin kimyasal ayrışma ile yahut metamorfoz ile değişmesinden sonra meydana gelen minerallere sekunder mineraller adı verilir. Çürümüş kayalarda hem esansiyel hem de aksesuar mineraller, sekunder minerallere dönmüş olabilirler.
24
Diğer taraftan bir mineral, bir kayada primer olduğu halde bir başkasında sekunder karakterdedir. Mesela kuvars granitte primer mineral olarak bulunur, oysa bir çok minerallerin ayrışması sonunda sekundcr kuvars da hasıl olabilir.
3. 15 Mineral gruplarının özellikleri
Silis grubu
Kuvars, Si02 eruptif kayalarda çok yaygındır. Genellikle, alkalice zengin feldispıatlı eruptif taşlarda en bol olarak rastlanır. Silis ile doymamış olan olivin gibi minerallerle birlikte bulunması nadirdir. Feldispatoidlerle hiç bir zaman bir arada bulunmaz.
Kuvars, görünüşte ve kristallografik karakterde bariz farklı iki forma sahiptir ( a - kuvars ve 0 - kuvars). Eruptif kayalardan başka bir çok metamorf kayalarda ve sedimenter kayalarda mevcuttur. Kuvars, kayalarda südümsü bulanık ya da şeffaf taneler halinde bulun.ur. Kuvars pratikçe hiç bir etkiye uğramayan Si02'den ibaret olduğu için toprak teşekkülü olayında bileşimi değişmeden kalır. Granit, pegmatit, kuvarslı porfir, kuvars diyorit, dazit, riyolit gibi eruptif kayalar ile kuvarslı metamorf kayalardan ve kum taşlarından hasıl olmuş topraklarda ve genellikle toprakların kaba fraksiyonlarında büyük oranlarda bulunur. Kum toprakları, sadece kuvarstan oluşmuş iseler pek verimsizdirler, çünkü bu mineralden hiç bir besin maddesi veya başka bileşikler çözünmez.
Silis grubuna giren ve Si02 bileşimli diğer mineraller primer orijinli tridimit ve kristobalit ile sekunder orijinli kalsedon.dur. Opal (Si02.nH20) bileşiminde sekunder bir mineraldir.
Feldispat grubu
Feldispatlar, kaya yapan minerallerin en önemli bir grubunu kıapEarlar. Eruptif taşların sıhhatli surette sınıflandırılmaları konusunda tam olarak teşhisleri temelli bir noktadır. Feldispatlar esas itibariyle susuz alüminosilikattır. Kristal yapan temel birim Si40 8'dir. Bu birimde oksijen tetrahedronlarındaki bir Si yerine bir Al veya ikisi yerine iki Al girer, böylece birim AlSi,08 veya Al2S}z08 halini alır ki K, Na ya da Ca almakla molekül denkleşir (minerallerin iyonik strüktürü bahsine bak). Böylece bir çok feldispat türleri meydana gelir. Feldisnat grubu tabiatta birbirinden bariz surette farklı dört türe ve müteaddit katı çözelti yani karışık kristal serilerine sahiptir. Türler şunlardır:
KA1Si30 8
NaAlSi30 8
'( ortoklas ve mikrolin) ( albit)
25
CaAl2Si20s BaAl2Si20s
(anortit) (celsian)
Bu basit türlerin büyük çoğunluğu katı çözeltiler yani karışık kristaller yaparlar; özellikle albit ve anortitin meydana getirdikleri geniş bir izomorf seri "plajiyoklaslar" mevcuttur. Ortoklas da albit ile karışabilir ve soda - ortoklaslar hasıl olur. Bütün feldispatlar ikiz kristal yaparlar; dilinim kabiliyetleri mükemmeldir. Hepsi suyun özellikle karbondioksitli suyun etkisiyle kimyasal ayrışmaya uğrarlar. Toprağın ince kısımlarını teşkil eden kil mineralleri, büyük oranda feldispatların ayrışma ürünlerinden oluşmuştur.
Feldispatlar, kristal formlarına veya kimyasal bileşimlerine göre sınıflandırılır. Burada kimyasal bileşime göre tasnif edilmişlerdir.
Ortoklas
Bu fekllspatın kimyasal bileşimi KA1Si30 8 dir. Renk, beyaz, pembe, gri v.b. olabilir. Kristaller adi hallerde ikiz teşekkülü gösterirler. İki tane iyi teşekkül etmiş birbirini dik açı (90°) ile kesen dilinim yüzeyleri vardır. Ortoklas (yani dik açı ile yarılan) ismi bu özelliğin.den verilmiştir. Cila, camımsıdır. Kırık, pürüzlüdür. Sertlik =6, özgül ağırlık=2.56. Kızdırılınca erimez. Adi asitlerde çözünmez. Mutad olarak karlspat ikiz kristalleri görünür.
Ortoklas ayrışma ile kil mineralleri ve kriptokristalin kuva.rs hasıl eder.
El nümunelerinde görülebileceği gibi dilinim kabiliyeti, açık renkli oluşu, basit ikiz kristal teşekkülü ve 6 sertlik derecesi (bıçakla çizilebilir fakat sıadece büyük güçlükle ve ince köşelerde) teşhisde yardımcı noktalardır.
Çok miktarda sodyum (% 20'ye kadar NaA1Si30 8 ) ihtiva edebilir ve o takdirde soda-ortoklas adını alır.
Silis ve alkalice zengin eruptif kayalarda bol olan bir mineraldir. Aynı bileşimde ve kristal formunda olan sanidin vardır. Ancak dilinim ortoklas kadar bariz olmayabilir: kırık, sedefimsi olabilir; görünüşü bazan kuvarsa ben.zer.
• Sıanidin adi ha~lerde asit (felsik) kayalarda, ince taneli yahut porfirik kayalarda, mesela riyolit, trakit ve latit gibilerinde bulunur.
Bir potaslı feldispat olan ve aynı kimyasal bileşime sahip bulunan mikrolin (KA1Si30 8 ) ortoklastan farklı kristal yapısı ile ayrılır.
Bileşiminde 7<: 20'ye kadar NaA1Si30 8 ihtiva edebilir. Mikrolin potaslı feldispatın alçak sıcaklıkta teşekkül etmiş bir formudur ve
26
özellikle daha çok kaba taneli kayalarda bulunur. Boz, yeşil, beyaz v.b. renkte olur.
Bazal dilinim, adi surette su hareleri gibi görünen bir ızkara strüktürü gösterir. Birbirini hemen hemen dik açı ( 87 ° ) ile kesen ve iyi gelişmiş iki dilinim yüzeyi vardır. Ayrışma, ortoklasta olduğu gibidir.
Pegmatitlerde, kaba taneli (plütonik) silis ve alkali bakımından zengin (felsik) kayalarda bol miktarda mevcuttur.
Potaslı feldispatların ve genellikle bütün feldispatların ayrışmasını dilinim kabiliyeti kolaylaştırır. Çünkü dilinim ile meydana gelmiş ince çatlaklar, karbondioksitli suların kristal içine girmesine yol açarak ayrışmanın hızlanmasını sonuçlandırır. Bu olay aşağıdaki
denklem ile özetlenebilir :
Ortoklas, mikrolin ve sanidin yani potaslı feldispatlar t oprakta potasyumun büyük bir primer kaynağıdır.
Soclyumlu ve 1rn1~-iyumlu feldispatlar
Plajiyoklaslar (eğri yarılan), albit (NaA1Si30 8) ve anortit (CaA12Si20 8) minerallerinin çeşitli oranlarda karışarak hasıl ettikleri izomorflardan ibaret bir seriyi temsil ederler. Albit ve anortit e eklenerek küçük bir miktar KA1Si30 8 de genellikle mevcuttur. Plajiyoklas serisinin üyeleri az çok ihtiyari surette sınırlandırılmışlardır. Plajiyoklas serisine ait olan çeşitli minerallerin bileşimindeki albit ve anortit miktar sınırları aşağıdaki gibidir :
Albit (Ab)
Oligoklas
An desin
Labradorit
Bitownit
Anortit (An)
Abıoo - Ab9JAn rn
Ab90An10 - AhAıAn30 Ab10An30 - AbsoAn5il
AbsoAnso - Ab~0An10
Ab30An10 - Ab10An9J
Ab10An90 - Anıoo
Plajiyoklaslar fiziksel özellikleri bakımından bir tedricilik gösterirler ki bu da kimyasal bileşimdeki tedrici değişikliği yansıtır.
Plajiyoklaslar genellikle ikiz kristaller yaparlar; kristaller bazan homojen olurlar, hazan da bir zonlaşma gösterirler; yani kristaller soğan gibi kabuklardan oluşmuştur. Zonlaşma halinde kristalin çe-
27
kirdeği, genellikle anortit bakımından zengindir ve kabuklar dlşa doğru gittikçe artaraktan albitçe daha zengin olurlar (şekil 5). Anor-
Şekil 5 : Plajyoklaslarda zcnla§ma. Anortit bakımından zengin olan kristal çekirdeği, albitce zengin olan tabakalardan daha sür'atle ve kolaylıkla ayrışır
(Wahlstrom, E. E. 1947'den).
tit, albitten çok daha kolay, on beş defa daha hJzlı, kimyasal ayrışmaya ma~llz kalır. Böylece plajiyoklaslar, önce anortitli çekirdeklerinden, yani içlerinden ayrışmaya başlarlar.
Sodyumlu plajiyoklaslarda renk beyaz yahut açık gri olur. Anor-1..it muhtevası çoğaldıkça renk genellikle koyulaşır. Koyu renkli varyeteler boz, mavi, yeşil olabilirler. Cila, camımsıdır. Kırık, pürüzlü olur. Bazal dilinim pek barizdir. Dilinim yüzeylerinin birbirini kesmesi hemen dike yakın bir açı (8T) gösterir. Dilinim yüzeyleri ikiz teşekkülü dolayısiyle özellikle kaidede olukludur ve bu nitelik plajiyoklasların el nümun.elerinde lupla tanınmalarını kolaylaştırır.
Sertlik=6-6.5. Kızdırılınca erimezler. Adi asitlerde çözünmezler; yalnız anortit sıcak, konsantre hidroklorik asitten etkilenerek silis ayrılır.
Bütün plajiyoklaslar kil minerallerine, serisite yahut paragonite ve eriptokristalin kuvarsa ayrışırlar; kalsiyumca zengin varyeteler kalsite, ve zeolite dahi ayrışır.
Albit ve oligoklas alkali ve silisce zengin olan yani asidik (felsik) kayalarda mesela granit, siyenit ve riyolit gibilerinde mutaddır. An-
28
dezin gibi aralık plajiyoklaslar, granodiyorit, monzonit, diyorit ve onların çok ince taneli olan muadilleri andezit gibi nötr kayalarda bulunur. Labradorit ve bitownit ise gabbro, .bazalt gibi bazik (mafik ) ve ultrabazik kayalarda rastlanır. Anortit nadirdir ve genellikle bazik kayalarda fenokristler yani iyi gelişmiş kristaller halinde bulunur. Plajiyoklaslar özellikle labradorit ve anortit, toprakta kalsiyumun önemli primer kaynaklarıdır.
Pirol\sen ve amfiboller grubu
Her iki mineral serisi kimyaca birbirine yakın akrabadır. Fakat krü:ıtal özellikleriyle bir.birinden ayrılırlar. Ferromağneziyen denilen demirli ve mağnezyumlu mineraller grubunun üyeleridir. Ortosilikat bileşiminde olan olivinlerle mukayesede mevcut bazlara nisbetle bileşimlerinde daha yüksek oranda silis vardır; böylece metasilikatları teşkil ederler. Esas itibariyle Ca, · Mg ve Fe'nin metasilikatlarıdır. Bazı türlerde Na, bundan başka Al, Mn, Ti ve Li da bulunuın.
Kayaların tanınması için piroksen ve amfibolleri birbirinden ayırt etmek lazımdır. Bu hususta her iki grubun farklı olan dilinim yüzeylerinin açıları işe yarar. Bu açılar piroksenlerde dike yakın 87° ve 93 ° olup amfibollerde 55 ° ve 125 ° dir. Böylece dilinim prizması piroksenlerde kare ve amfibollerde eğri dörtgen olur (şekil 6).
a b
Şekil 6 ; Amfibol (a) ve piroksenlerin (b) dilinim yüzeyleri arasındaki açılar. iki mineral grubunun ayırt edilmesinde kullanılır (Hatch, F. H., 1949'dan) .
Piroksenlerin iyonik strüktüründe bulunan Si04 tetrahedronları dikey yönde oksijen köprüleriyle birbirine zincirleme eklenmişlerdir. Zincindeki her bir tetrahedronun iki oksijeni hemen üstte ve alttaki diğer iki tetrahedronla paylaşılır (şekil 7). Her zincir yanındakine Ca2+, Mg2+, Fe2+ ve ilah .. gibi katyonların yardımı ile bağlı bulunur. Bu katyonlar, zincirlerde köprülük etmeyen oksijenleri
29
birleştirirler. Bütün piroksenlerde zincirler kristalin uzun eksenine paralel olarak uzanırlar ve safihalar halinde düzenlenmişlerdir. Piroksen zincirinin temel biriminde Si206 (daha kısaltılmış Si03) grubu vardır. Burada elektrilrnel yüklerin denge bulması için
Şekil 7 : Piroksenlerde iyonik, stü
rüktürü meydana getiren tetrahed
ronların zincirleme düzeni. Gölge
lenmiş olan iki tetrahedron Si20
6 te
mel birimini gösteriyor (Hatch,
F. H. 1949'dan).
iki Mg2+':rıJn eklenmesiyle Mg2Si20 6 ya da MgSiÜ3 (mağnezyum
metasilikat) «enstatit» minerali hasıl olur. Bunun demirlisine, FeSi03, «ferrosilit» denilir.
Amfibollerde, iki piroksen zincırının oksijen iyonları köprüsü ile birbirine kaynaşmasından meydana gelen ~011 temel birimi iyonik strüktürü teşkil eder. Yarım atomlu formüllerden kaçınmak için birimi çift ha1de yazmak daha uygundur, bu takdirde ana formül Si80 22 dir. Piroksenlerin tek zincirden oluşmasına karşılık, amfiboller çift zincirlere sahiptir (şekil 8). Bundan başka daha temelli bir fark da amfibollerde hidroksilin (OH) bulunmasıdır. Bir hidroksil grubu bir negatif yüke sahip olup oksijenin çapındadır ve onun aynı fonksiyonunu yapar.
Ojit
Piroksenler arasında en önemli ojittir. Sabit bir bileşimi yoktur; esas itibariyle Ca, Mg, ve Fe2+'in bir metasilikatıdır. Aynı
zamanda Fe3+, Al, Mn ve alkalilerin ka tyonları ekseriya mevcut-
30
tur; bazan Ti ihtiva edebilir. Ojitin formülü Ca (Mg, Fe, Al)(Al, SD206 ile ifade edilebilir. Sertliği 5.0-6.0; özgül ağırlığı 2.93-3.49 dur.
Rengi, renksizden siyaha kadar değişebilir. Koyuluk derecesi demirin miktarı ile artar. Birçok eruptif kayalarda bulunur; bazalt
Şekil 8 : Amfibollerin iyonik strüktürünü teşkil eden ve iki piroksen zincirinin ok~ijen köprüleriyle birbirine bağlanmasından hasıl olan bir çift zincir
(Hatch, F. H., 1949'dan).
ve diyabazın esansiyel bileşenidir. Ayrıştığında epidot, klorit, kalsit, diyopsit ve biyotit verir.
Diğer önemli piroksenler: Enstatitten başka, hipersten (Mg,Fe) -Si03 ile diyopsit Ca (Mg,Fe) (Si03)ı dir. İlk ikisi bazik eruptif kayalarda bulunur ve hidratlanmak sonunda talk ve serpantine dönebilir.
Horn.blende
Amfibollerin içinde yine kimyaca kompleks bir alt gruba verilen bir isimdir ve en önemlisidir. Değişken bir bileşimi vardır. Ojitle
31
mukayesede daha küçük oranda kalsiyum, ama daha çok mağnezyum ve demir ihtiva eder. Rengi siyah, koyu kahverengi, koyu yeşil ola~ bilir, fakat ekseriyetle siyahtır. Sertlik derecesi 5.5-6.5; özgül ağırlık 3.0-3.5 dir.
Hornblende, granit, siyenit, diyorit ve özellikle andezitte ve bunlardan başka diyabaz, gabbro ve norit ile metamorfik gnayslarıda, hornblende şistlerinde ve anıfibolitlerde bulunur. Adi hallerde piroksen ile görünür.
Hornblende minerali ayrıştığında piroksen, klorit, epidot, mika, siderit, kalsit, kuvars ve kil minerallerine döner. Topraklardaki ayrışma derecesi, serin ve nemli bölgelerde toprak teşekkülü olaylarının şiddeti ve devamı için çoğu defa bir ölçü olarak kullanılmıştır.
Diğer daha az önemli olan amfiboller tremolit, Ca2MgsSis022(0H)ı
ve aktinolit, Ca2 (Mg,Fe) 5Si8022 (0H)ı dir. Tremolit, dolomitik kalkerde çok müteammimdir, aktinolit ise ekseriya metamorfik kayalarda mesela kristalin şistlerde bol olarak bulunur.
Piroksen ve amfiboller topraklarda kalsiyum, mağnezyum ve demirin primer kaynağıdırlar. Piroksenler ile amfiboller ayrıştıklarında feldispatlarda olduğu gibi kil maddesinin bir kısmını teşkil ettiklerinden gabbro, diyabaz, melafir ve bazalt gibi ana taşların hasıl ettikleri topraklar kırıntı strüktüründe, verimli ağır kil toprakları karakterinde olurlar.
Olivin grubu
Olivin, bazik eruptif kayalarda bulunan bir mineraldir. Olivinler - ortosilikatlar -0lup bileşimleri (Mg,Fe) 2Si04 dır. Basit bileşimde olan dorsterit», Mg2Si04 ile «fayalib Fe2Si04 minerallerinden oluşmuş karışık kristallerdir.
Görünüşü camımsı yeşil olup ayrışmış halde ise kırmızı, sarı,
kahverengidir. Zayıf bir dilinim kabiliyeti vardır ve böylece piroksenden ayırt edilebilir.
Silisce doymamış bazik eruptif kayaların mesela bir çok, bazalt, diyabaz ve gabbrolarm bileşiminde bulunduğu gibi peridotitin bir varyetesi olan dunit hemen tamamiyle olivinden ibarettir. Olivin kolay aynştığından kayanın dağılmasını ve toprak haline dönmesini kolaylaştırır; bu sebepten iyi toprak durumları hasıl eder.
Ayrıştığında serpantin, magnetit, kalsit, kuvars, bundan başka limonit, epidot ve kil minerallerini hasıl eder.
32
Mikalar grubu
Silikat minerallerinin en önemli bir grubudur. Mikaların bileşimleri hidroksilli alüminosilikattır. Şimdiye kadar mütalaa edilen minerallerden kimyasal bakımdan iki hususta ayrılırlar: Bütün mikalarda alkali elementleri önemlidir; fakat bazı amfibolle~~ ile piroksenlcrin aksine olarak kalsiyum bulunmaz. İyonik striiktürlerinde de bunlardan farklıdırlar ve kil minerallerinden montmorillonitin strüktürüne benzer bir kristal yapısına sahiptirler. Temel strüktürlerini, silis le oksijenin meydana getirdiği tetrahedronlardan ibaret bir tabaka teşkil eder. Bu tabakalarda çeşitli iyon türleri altı köşeli bi;· plana göre düzenlenmişlerdir (şekil 9). Bu tetrahedronlar tabakası,
Şekil 9 : Tetrahedronların altı
köşdi şekiller yapacak gibi tabaka halinde birleşmesi.
Tetrahedronların dört köşesinden üç tanesindeki uksijenler, y:ında.ki tetrahedronlarla paylaşılmış bulunur (ortadaki tetrah€:drcnda olduğu gibi). Katyonlar bu altı köşeli düzen içinde herbir tetrahedronun merkezinde bulunur.
tetrahedronların re'sindeki oksijenler vasıtasiyle hemen üstte bulunan alüminyum-oksijen oktahedronlarına bağlanmıştır. Oktahedron!:ırm teş~dl ettiği tabaka dahi tekrar ve aynı şekilde üstte bulunan bir başka tetrahedron tabakasına bağlı bulunur. Böylece ;· ç tabakalı yaprağa benzer bir strüktür meydana gelir (şekil 10). Bu strüktür mik2.lara mükemmel surette bir bazal dilinim kabiliyeti sağlar.
Temel strüktür birimini S4010 teşkil eder. Ayrıca hidroksil grupları vardır. Mikaların bu birimindeki silisyumun yerine kısmen alüminyum geçer ve her bir strüktür biriminde bir tane alüminyum bulunur, böylece standart formül (A1Si30 10 ) şeklini alır ki silisyumoı.;Jijen tetrahedronların.ın teşkil ettiği tabakaların bileşimini temsil eder. Bu birimde önemli oranda negatif yükler arta kalır ki Al, Mg ve Fe ile birlikte Na ve K'nın eklenmesiyle denge sağlanır. Böylece en mutad mikalardan birisi olan muskovitte K ve Al kullan.ılır ve formül KAl2(A1Si30 10) (OHh şeklini alır. (OH)2 ve Alı oktahedronlar1n teşkil ettiği tabakada bulunurlar. K ise üç tabakadan ibaret yaprakların arasındaki boşluklara yerleşmiştir. Bu mikalara beyaz
33
mika yahut, potasyum miktarı diğer mika türlerinden farklı olmamakla beraber, potaslı mika denilmektedir. İkinci mika türü ise ok-
60 3 Si t 1AI
2{0ff) t40
4Af
2(0H}t40
3Si + 1AI
50 <r
j o~- o Q2K t
----· Şekil 10 : Mikalar, iki tetrahedron tabakası arasındaki bir oktahedron tabakasından oluşurlar (2 : 1 kristal tipi). Tetrahedron ve oktahedronlarda bulunan katyonlar ve oranları şemanın sağ kenannda gösterilmiştir. (F'iaeldler ve
Reissig, 1964'den).
tahedronlardaki AP+ yerine Mgı+ ve Fe2+'nin geçmesiyle meydana gelir, formülü K(Mg, Fe)3(AlShOıJ) (OH)ı şeklini alır ve biyotit mineralini temsil eder.
Muslmvit
Primer muskovit bir çok granitlerde özellikle yüksek oranda potaslı olan granit türlerinde görülen renksiz gümüşümsü, soluk yeşil, soluk esmer, camımsı veya sedefimsi cilalı, kolayca pullar halinde ayrılan bir mikadır. Yaprakları esnektir. Sertlik = 2.5-3.0; özgül ağırlık 2.8 kadardır. Ateşte erimez, asitlerde çözünmez.
Eruptif kayalarda, yüksek silisli tiplere inhisar eder. Şistlerde ve gnayslarda dahi yaygın surette bulunur. Muskovit, sekunder olarak da meydana gelir. Potaslı fe1dispatlar muskovit gibi ayru elementlere sahiptir ve hidrolize uğramakla kolayca muskovite dönerler. Bunun aksine olanak beyaz mikalı kayalar hatta sedimentler, termal metamorfizme maruz kalırlarsa mika minerali ortoklasa döner. Mağmadan kristalleşerek teşekkül eden primer mika ile sekunder tabiattaki mika birbirinden ayrı tutulur. Sonuncusuna «Serisit» denilir.
Biyotit
Aynı zamanda siyah mika diye bilinmektedir. Biyotit, muskovitin kristal . yapısına sahiptir, yalnız burada silisyum-oksijenden oluş-
34
muş tetmhedral iki tabaka arasında bulunan alüminyum - oksijen oktahedral tabakasındaki Al yerine Mg ve Fe girmiştir ki, buna ait formül yukarıda açıklanmış bulunmaktadır. Biyotit, siyah rengi, parlak dilinim yüzeyleri ve pulumsu karakteri ile kayalarda kolayca tanına
bilir. Dilinim bazal ve mükemmeldir. Sertlik 2.5-3 .0 ; özgül ağırhk 3.0 kadardır. Konsantre sülfürik asitle ayrışır.
Granit, siyenit, diyorit, trakit ve andezit gibi kaya türlerinde mutad bir mineraldir. Biyotit, muskovitten çok yaygındır ve ondan daha kolaylıkla ayrışmaya kabiliyetlidir. Ayrışmanın ürünleri, klo it daha nadir hallerde serpantin ve bazı kil mineralleri olab'li . Biyotitin formülü, muskovit kadar potasyuma sahip olduğunu gösterir, buna eklenerekten mağnezyum ve demiri vardır ki her ikisi de önemli bitki besin maddeleridir. Bu sebepten biyotitli kayaların toprakları muskovitlilere nazaran, dahıa verimli olmak itiyadındadı .
Muskovit zor ayrışan minerallerden birisidir. Buna mukab·ı biyotit Fe ihtiva ettiğinden daha kolay ayrışır. Bundan başka Ag gibi iki değerli katyonları toprağa verdiğinden strüktür itibariyle daha mlisait toprak durumu yaratır. Eskiden mikalara genellikle zor ayrıştıklarından toprak ilminde o kadar önem verilmezdi. Fakat sonradan bitkilere potasyumlarını verdikleri anlaşıldı. Mikalar ayrış
ınakla illit, vermikülit, montmorillonit ve kaolinit gibi kil minerallerini hasıl ederler.
iilol'itler
Kloritler kompleks tabiattaki hidratlı mağnezyum alüminyum silikatlardır. İki değerli demir ıde bulunabilir. Bazı varyetelerde üç değerli demir ve krom mevcuttur.
Pek iyi olan bazal dilinim özelliği ile mikalara benzerler, faka elastiki olmamakla onlardan farklıdırlar. Kloritler mikalardan daha b~1ziktirler ve yüksek oranda hidratlanmış olup alkalilerden hemen. hemen yoksundurlar. Kloritlerin iyonik strüktürleri mikaya benzeyen tabakalarla strüktürü brusiti andıran tabakaların değişerek
kristali yapmaları dolayısiyle ilgi çekicidir. Mika benzeri tabakaların bileşimi Mg3 (AlSi30rn) (OH)ı ile Mg2Al (A12Si2C,:>) (OH)ı arasında değiştiği halde, brusit benzeri tabakalar Mg2Al(OH) 6 formülüne sahiptirler. Brusit benzeri tabakalardaki Al ve Mg oktahedral durumda olup altı adet ortak OH iyonu tarafından çevrilmiş bulunmaktadır.
Kloritler sekunıder menşelidir ve metamorfik şistlerde bol olarak bulunurlar. Kıayalarda donuk yeşil renkleri ve ince tabakalar halinde oluşlariy le tanınırlar.
35
El nümunelerinde kloritler yapraklar halinde mikamsı bir görünüşte olurlar. Renk genellikle yeşil veya mavimsi yeşildir. Nadir olarak renksiz, pembe, boz, yahut esmer olur. Cila, donuk yahut parlakdır. Dilinim bazal ve mükemmeldir. Sertlik = 2.3; özgül ağırlık 2.6-3.0; asitlerle ayrışır.
Mika, piroksen, amfibol, garnet, olivin v.b. gibi minerallerin genellikle termal surette değişmeleri son.unda meydana gelirler.
Mağnetit
Mağnetit, Fe30.ı bileşiminıdedir. Adi surette kümeler halinde d.iğer aksesuar minerallerle birlikte bulunur. Hornblende ve biyotit gibi demirce zengin minerallerin ayrışmasın.dan dahi meydana gelebilir. Özgül ağırlığı 5.17 sertliği 6 olup kahverengi siyahtır. Madeni bir cilası vardır. Kuvvetli bir mağn.etik özelliğe sahiptir. Topraklarda hazan siyah kum halinde bulunur.
Kalsit
Kalsitin bileşimi CaC03 olup kristalleri küpler ve oktıahedronlar halindedir. Renksiz, beyaz, sarı, yeşil, mavi olabilir. Cila, camımsıdır. Mükemmel bir dilinim kabiliyetine sahiptir. Sertlik = 3, özgül ağırlık = 2. 71 dir. Ateşte erimez. Soğuk, sulu hidroklorik asitte kabarıp çözünür, kaya ve topraklarda bu reaksiyonla kolayca tanınabilir.
Mermer, kalker ve tebeşir kayalarının asıl bileşenidir. Daha bir çok sedimenter kayalarda, başka bileşenlerle karışmış ve bol olarak bulunur. Karbon dioksitli sularda kolayca çözünerek CaH2 ( C03)ı hasıl olur ve kalkerlerden çözünüp tamamen gidebilir. Nadir surette eruptiflerde, pegmatitlerde, bir pıimer mineraldir. Buna karşılık ayrışmış k~yalarda mutad bir sekunder minerald.ir. Kalsiyumu muhtevi minerallerden hasıl olmuştur.
Dolomit
Dolomit, CaMg(C03 ) 2 bileşimindedir. Kalkerdeki kalsiyumun yerine kısmen mağnezyum geçmekle dolomit hasıl olur. Bu substitüsyonda kalker kayasının hacmi küçülür ve orijinal taşta çatlaklar ve gözenekler meydana gelir. Fiziksel bassalar kalsitinkine benzer. Sertlik ::o= 4, özgül ağµ-lık = 2.87. Dolomit, kalsitten daha az kolay ayrışır. Sulu hidroklorik asitte soğukta kabarmaz, ancak sıcak sulu asitte kabarır ve yavaşca çözünür.
Ayrışmış eruptif taşlarda sekunder bir mineraldir. Sedimenter kıayalar teşkil eder.
36
Apatit
Bileşimi Ca5 (P04) 3 (F,Cl) dır. Eruptif taşlardaki apatit, genellikle pek az rriktarlarda kloru havi bir florlu apatittir. Kahverengi, boz, yeşil, mavi, kırmızı, beyaz renkte olur. Cila camımsıdır. Dilinim kabiliyetinden mahrumdur. Sertlik = 5, özgül ağırlık = 3.1 - 3.4 dür. Asitlerde çözünür.
Her tip eruptif taşlarda bulunan bir aksesuar mineraldir. Fakat asit taşlardan ziyade baziklerde daha çok yaygındır. Küçük kristaller yaptığından el parçalarında tanınması hemen m1hnkün değildir. Toprakta fosforun ilksel kaynağıdır.
Diğer mineralJer
Bundan önce bahis kon.usu edilmiş bulunan az sayıd.aki baş~ıca minerallerden sonra yalnız belli bazı kayalar için önemli olan ya d~ miktarca geride kalan mineraller gelir. Silikatlar arasında bu grupta önce lösit KAlSi206 ve nefelin NaA1Si04 zikredilmelidir. Bu iki mineral feldispatlara kimyaca akraba ve onlar gibi bir alkalili alüminosilikattır (feldispatoitler). Genç eruptif kayalara inhisar ederler. Lösit düzenli şekilde kristalleşir, 24 yüzeyli bir mücessemin şekline sahiptir; bu sebepten kayalarda boz renkli yuvarlakca taneler haUnde görülür.
Nefelin k 1varsa çok bemc~, aynı suretle altı l~öşeli olarak kristalleşir ve küçül-:, altı yüzlü sütuncuklar teşkil eder.
Bun;1an başka tuıma~in zikredilmeHdir; ~)ek komplike bile.)mde bir mineral olup rengi çok değişikti~. Birbirinin yerine geçebilen elementlere göre rcnk::iz, gül kırmızısı, yeşil, kahverengi ve siyah tuı -malinler vardır. Silisle birlikte çok alümini ve türüne göre en çok alkalileri (Na,K,Li) yahut Mg ya da Fe'i rr.uhtevidirler ki böylelikle renkleri değişir. Takriben /( 10 borik asit mevcuttur ve bu karakteristik bir noktadır.
Sayılanlardan başka bazı filizlerin büyük önemi vardır. Bun.larm başında yukarıda geçen (Fe30 4) magnetitten başka (FeTi03 dcrniıli titan filizi gelir. Bunlar bilhassa silis asidince fakir taşlarda pek münteşir olup onların koyu renklerini meydana getirirler. Nihayet aksesuar mineraller grubuna gfren zirkon (ZrSi04) bileşiminde olup 1-::ü~'ik dört köşeli sütuncuklar halinde kayalarda hazan bulunur.
Eruptif kayalar daha başka büyük bir sıra mineralleri de muhtevi iselerse de, söylenmiş olanlarla, en önemlileri, bu kayaçların başlıca kütlesini teşkil edenler Bayılmış bulunuyor.
37
3. 16 ii11?1a1lerin ayrışma stabilitesi
Ayrışma olayları minerallere ve onlardan oluşmuş bulunan kayalara değişik şiddette etki yapar. Bazı mineraller ayrışmaya karşı büyük bir stabiliteye sahiptirler; başkaları hızlı ayrışırlar. Bazıları ise, mesela kuvars gibi, son derece stabil olurlar.
Minerallerin kimyasal bileşimi ve kristal yapıları bundan başka tane boyutları, kimyasal ayrısma stabilitesini etkileyen faktörlerdir. Yumuşak, iyi dilinim kabiliyetine malik mineraller mekanik surette kolayca ufalanırlar ve sonunda hızla kimyasal ayrışmaya uğrarlar.
Mineraller ayrışma s1 abilitelcrine uygun düşecek şekilde düzenlenirse stabilite sıraları e1ch~ olunur. Sıralar daha ziyade benzer özgül ağırlık. benzer menşe ya da tane boyutunu haiz bulunan belli bazı mineraller için düzenle ;1mişlerdir.
Pek az stabil : Alçı, k 'Jsit, dolomit.
Az stabil : Olivin, anortit.
Orta derecede stabil : Ojit, hornblende, plajiyoklas, albit, biyotit.
Pek stabil : Ortoklas, muskovit.
Son derece stabil : Kuvaı s, magnctit, titanit, ilmenit, turmalin, kil mineralleri (kaolinit / montmorillonit illit).
Ayrışma stabilitesi birbi:cine girişmiş birçok faktörlere tabidir. Faktörlerin en önemlileri aşağıda söz konusu edilmiştir.
(1) Silikatların ayrışma hızı genellikle orto, meta, polisilikat sırasında gittikçe düşer, şu halde stabilite yükselir. Kristal yapıf-'ında Si-O-Si bağlarının sayısı azaldığı oranda stabilite düşer.
(2 ) Aynı yapıya sahip mine~aııerde Si yerine geçen Al'lerin sayısı çoğaldığı oranda stabilitc küçülür. Çünkü alüminyum iyonu silisyum iyonundan daha büyük hir çapa rnhiptir rn. 13'e bak) ve 4 oksijenden olu~.an tetrahedronJarın ortasına y3rleştirildiğinde oksijen iyonlarının birbirinden biraz uzaklaşmalarını mucip olur. Bu surette kristal yapısında gerilimler hasıl olur ki stabilitenin azalmasını sonuçlandrrırlar.
( 0) Silis tetrahedronlarını birbirine bağlayan katyonların da ayrışma hızında ve dolayısiyle stabilitede bir rol oynadıkları anlaşılmaktadır. Mesela olivin bir demir ve mağnezyum ortosilikat:ır, (Fe, Mg) _ Si04, çabuk ayrışır. Fakat bir ortosilikat olan zirkon ZrSi04
en stabil minerallerden birisidir. Potaslı feJdispatların stabilitesi, K'nın yerine bir miktar Na geçince, düşer.
( 4) Fe ve Mn ihtiva eden minerallerde oksitlenme ve indirgenme olayları kolayca meydana geldiğinden stabilite düşüktür.
38
(5) Plıajiyoklaslarda, anortitin kristaldeki iştirak oranı büyüdükçe kimyasal aynşma kolaylaşır ve böylece stabilite azalır.
3. 2 Eruptif kayalar
Sıcaklığı 500°C'nin üstünde olan mağmanın soğuması ile eruptif ta§lar hasıl olur. Mağmanın kaynağı litosferin derin tabakalıannd.a, yüzeyden belki de otuz kilometre aşağılarda bulunur. Bu kaynaktan, katı yeryüzü tabakasının çatlakları arasından yukarıya doğru mağma dilleri yükselir ve daha düşük sıcaklık ve basınç bölgelerine gel-
. mekle tedricen sıcaklığından ve gazlanndan o kadar çok kaybeder ki sonunda mağma donar; yan.1 sıvı halden çıkarak katı bir hal alır. Bu şekilde, mağma daha yeryüzüne çıkmadan teşekkül etmiş «intrusif» kayalar· meydana gelir. Bir volkan ağzından yeryüzüne püskürtülen ve dışarıda donan mağmanın hasıl ettiği kayalara «ekstıusif» ya da «volkanik» kayalar denilir. Derinler.deki mağmanın içinde donmak suretiyle teşekkül eden, kayalara «plütonik» kayalar adı verilir.
Ekstrusif kayalar, ya. parçacıklardan oluşmuş «tüf» ya da donmuf? «lava akıntıları» ha.linde olabilirler.
Gaz kabarcıklarından ile:d gelen gözeneklerin kayalarda bulunuşu lava akıntıları için tipiktir. Bu gözenekler boş olabilir ya da akik, kalsit v.b. gibi sekunder minerallerle dolmuş olabilir. Lava akıntıları bazan cüruf gibi bir manzara alır. Lavalar.da porfirik tekstür, yani küçük kristallerden ya da camdan bir kütle içinde nisbeten büyük kristaller bulunan bir tekstür, yaygındır. Donmakta olan kütlenin hareketlerinden ileri gelen bir şeritli görünüş ekseriyetle lavalarda gözlenmektedir.
J.ntrusif kayalar, çeşitli jeolojik şekiller gösterirler. Eski kayaların arasında bacalar, duvarlar, kubbeler, kamalar halin.de bulunurlar.
İııtrusif ko.yalar lavalardan dal a iyi kristalleşmişlerdir. Bunlarda soğuma ve onun sonucu olan katılaşma nisbeten çabuk olmuştur. Derinlerden gelen mağma kütlelerinde mevcut bulunan büyük kristaller dolayısiyle bu kayalarda bir miktar büyük boyutlu kristaller bulunur. Fakat küçük kristaller galip durumdadır. Aralıklar amorf şekilde mevcut olan camla dolmuştur. Bununla beraber saf cam kayalardan tamamiyle kristalleşmiş kaba taneli kayalara kadar büt';n dereceler vardır.
Mevcut kayaların dar çatlakları içine sızmış bulunan lava, soğuk kaya kütlesiyle temas etmekle kısa bir zamanda soğur, kristal teşekkülüne imkan kalmaz cam gibi donar (şekil 11). Geniş çatlak-
3
Kristalleşmenin mükemmelliği ve kristallerin boyutu soğumanın hızın.dan başka mağmadaki su, çözünmüş gazlar, tuziar gibi uçucu bileşenlerin kaybedilmesi hı.zınıa tabi görünüyor. Galiba bu küçük moleküllü uçucu maddeler, alüminosilikat mineralleri gibi büyük, kompleks moleküllerin teşekkülüne yardım eden katalitik maddeler gibi bir rol oynarlar.
Plütonik terimi yukarıda geçmiş olduğu gibi derinlerde bulunan herhangi bir eruntif kaya kütlesine uygulanabilir. Böylece pek derinde ve büyük kütleler halinde bulunan intrusif kayalar «pfütonik kayalar» adını alırlar. Plüton.ik kayalar çeşitli minerallerin büyük boyutlu kristallerinden oluşurlar yani kaba tanelidirler. Taneler, özellikle feldispatlar şekil 13'de görüldüğü gibi yönsüz ve düzensiz bir hıalde olurlar ( granitik tekstür).
Ş<'kil 13 Granit tekstürü. Kl'istallerin düzensiz ve yönsüz olarak bulunduğu kaba kristalli bir granit.
Eruptif kayalar içinde en çok yaygın olan granit ve bazalttır. t!undan başka Daly'nm (Mohr, 1954) kuzey Amerika için tesbit ettiği durum ekstrapolasyonla yeryüzüne teşmil edildikte. denilebilir ki granitlerle gran.odiyoritler ikisi bir arada, öteki intrusif kayaların toplamının yirmi misli kadar bir alan kaplamaktadır. Bazaltın hacmi, bütün ekstrusif kayaların toplamının beş misli kadarıdır. Riyolitik tiplerden sonra piroksenli andezit diğer ekstrusif kayalar arasın.da en bol olanıdır.
41
3. 3 Eruptif kayaların. kimyasal bileşimi ve t.asnifi
Eruptif kayaların sahip oldukları mineral türleri ve kimyasal bileşimleri çok değişik olabilir. Bu konuda mağmadan teşekkül eden minerallerin türünü belli etmekte önemli olan hususlardan birisi Si02 muht cvas:rl lr. E::.·uptif kayaların. Si02 muhtevası genellikle 7r 40-80 araSJJ da değişir; <)( 65'ten daha yüksek Si02 muhtevalı kayalar asit, ~~ 52 den az rnuhtevalılar ise bazik olarak terimlendirilir. Si02 muhtevası r;. 65-52 arasında olan kayalara nö ~r denilir.
Asit kayalar açık renkli, bazikler ise koyu renkli olurlar. Kayalarda Si02 miktarmm azalmasiyle Na20 ve K20'nun miktarları da düşer, buna ka;~sılık CaO, MgO ve FeO'nun miktarları büyük oranda çoğalır. Ultrabazik kayalarda (Si02 /~ 45'ten az) FeO ve MgO miktarları, Si02'nin miktarını aşarlar.
Mağman.m kimyasıal bileşimi kayaların mineral bileşimini belli eder. Mesela bir mağmada metal oksitlerin bağlayabileceğinden fazla SiOı'nin bulunması halinde serbest kuvars teşekkül eder. Bundan başka, bileşimlerinde düşük miktarlarda Si02 bulunan f eldispatoiıdler kuvars ile bir arada bulunmazlar.
Tablo 7.
Eruptif kayaların ortalama kimyasal bileşimleri
Granit Siyenit Diyo it Ga.bbro Bazalt Si02 70.2 60.2 56.8 48.2 49.1 Ti(h 0.39 0.67 0.84 0.97 1.4 Al2Ü3 14.5 16.3 16.7 17.9 15.7 Fe2Ü3 1.6 2.7 3.2 3.2 5.4 FeO 1.8 3.3 4.4 6.0 6.4 MnO 0.12 0.14 0.13 0.13 0.31 MgO 0.88 2.5 4.2 7.5 6.2 CaO 2.0 4.3 G.7 11.0 9.0
NaıO 3.5 4.0 3.4 2.6 3.1 KıO 4.1 4.5 2.1 0.89 1.5 PıOs 0.19 0.28 0.25 0.28 0.45
( Qcheff er-Schach tschabel 1960 'dan)
Eruptif taşlarda koyu renkli ve açık renkli minerallerin nisbi miktarlarına bakarak kimyasal karakterlerini t ahmin etmek mümkündür. Açık renkli minerallerde (kuvars, feldi~patlar, feldispatoidler, muslrovit) alkaliler ile alüm1nyum ok~it fazla miktada bulunur. Koyu renklilerde (biyotit, ojit, hornblende, olivin) Fe ve Mg bakımından zengin fakat daha az silisli ve daha az oranlarda alkali metallere ve alüminyum okside sahip minerıaller bahis konusudur. Kayaların değişken mineral bileşimleri, kimyasal bileşimlerinde de kendini gösterir (tablo 7).
42
Kısaca denilebilir ki eruptif kayaların tekstürleri arasındaki
farklar mağmanın kristalleşmesi sırasında hakim olan şartlara; kimyasal bileşimleri arasındaki farklar ise onları hasıl eden mağmanın tipine tabidir ki bu karakteristik, kayanın mineralojik bileşiminde ifadesini bulur. Şu halde başlıca kaya tiplerin.in tasnifi, onların en önemli minerallerine ve tekstürlerine göre yapılabilir. Tablo 8 bu görüşlere göre düzenlenmiştir.
R. 31 Asit eru!_ltif kayalar
Granit-riyolit familyası
Bu familyanın kayaları gcnel1ik1e açık renkli olur . Zira otaslı
feldispatlar, plajiyoklaslar ve kuvars gibi açık renkli mineraller en gıalip miktarlarda bulunurlar. FamHyanın muhtelif üyeleri arasındaki farklar tekstürün değişikliğine dayanır. Mesela ailenin başında geJen granit taneli bfr taştır (granitik tekstür), taneler gözle kolayca ayırd edilecek büyüklükte kristallerden ibarettir. Buna karşılık riyolit gözle görülemiyecek kadar küçük kristallerden oluşur. Bu iki ekstrem arasında, gözle görülemiyecek kad.ar küçük krista lerden ibaret bir esas kütle içinde biçimleri iyi gelismiş olan büyük kristaller serpilmiştir.
Granit, esas itibariyle feldispıatlar ve kuvarstan oluşur. B mlarıa bir miktar koyu renkli mineraller katılır. Minerallerin e ~ bü~ ük payını takriben 7r 70 oranı ile feldispatlar teşkil eder. Kuvars '( 20 kadardır. Feldispatların İGinde ortoklas o/r 50 kadar olup plajiyoklaslar daha az 7r 20 kıadarıdır. Koyu renkli mineraller araEında nn ~ok rastlanan biyotitdir. Ondan. sonra bornblende ve ojit gelir. Bunların miktarı küçüktür ve aksesuar mineraller olarak sayılabili ·}p . Feldispat ve kuvars taşın esansiyel mineralleri olduklarından bu mi!1era1Ier çoğunluğu teşkil edecek oranda bulunmadan taşa granit i mi verilemez. Şu halde granitin türlerini ayırd ederken kale alınmazlar ve türler aksesuar minerallere göre isimlendirilir. Mesela biyotit. granitlerde en sık rastlanan koyu renkli bir mineraldir ve miktarı granite karakter verecek kadar yeterli ise, o takdirde «biyotitli granit» den babs olunur. Eğer hornblende biyotite nazaran daha hakim bir miktarda bulunursa «hornblendeli granit» adı verilir. Pek nadir hallerde koyu renkli mineraller granitte 7r 25 kadar bir miktara erişirler; mutad surette çok daha az miktarlard0 bulunurlar.
Bu mineralojik bileşimin aı f}ol· değişmesi ile meydana gelen çeşitli granitlerdcn başka, tekstürdeki farklar dolayısiyle de bazı granit türleri ayırd e-,ilir. Mesela granit kütlesi tamamen görünür iri kristallerden. oluşacağı yerde büyük çoğunluğu teşkil eden iri kristallerden başka ve onların arasında ince kristallerden ibaret bir kü le
43
de varsa granit, porfirin dokusuna benzeyen bir karakter kazanmış olur. Bu türlü granitlere porfiritik granit demek mutattır. Hakiki porfirlerde hem büyük boyutlu kristallerin (fenokrist) oranı azdır, hem de büyük çoğunluğu teşkil eden esas kütlenin kristalleri de çok küçüktür.
Eğer taş gelişmiş herhangi iri kristallerden malınım bulunur ve esas kütle gözle görülemiyen ince kristallerden oluşmuş bulu.nuyorsa, ve taş granitin mineral bileşiminde ise, «riyolit» adını alır. Fakat bir riyolitin mineral bileşimini çıplak gözle tanımak mümkün değildir, böyle bir teşhis ancak ince kesitlerin mikro .... kop altında muayenesi ile yapılabilir. Şu halde sadece göz muayenesi ile bir riyolit mesela bir trakit veya dazitten ayırd edilemez.
Bu familyadıaki taşların toprak verme değerleri teks ürlerine göre belli olur. Taneli granitler riyolitlerden daha kolay mekanik bölünmeye uğrarlar ve orta derecede verimli toprak arı hasıl etlerleı·. Granitler arasında da kristal taneleri büyük olanlar en kolay küçük olanlar n~sbeten daha. güç ayrışırlar. Aynı suretle feldispatların oranı yüksek olduğu takdirde ayrışma kolay ve teşekkül eden toprak verimli olur. Porfirler granitlerden daha güç ayrışırla~· ve bu sebepten fakir topraklar hasıl ederler. Taneleri gözle görülemiyecek kaıdar küçük olan riyolit mekanik bölünmeye mukavemet ettiğinden verimsiz topraklar meydana getirir.
Granit-riyolit familyası taşlı, çakıllı, kumlu bu.lçık ile balçıklı
kum arasında değişen toprakları hasıl ederler. Kaba taneli üyeler derin, ince taneliler sığ topraklar geliştirirler. Riyolitler üstünde ise büyük miktarda kuvarsla birlikte ayrışmamış camdan ibaret çol,.. kaba taneli, çok gevşek, fakir ve bitki yetiştirme imkanları iyi olmıyan bir toprak hasıl olur.
Memleketimizin humid iklim şartlarında yetişen ormanların altında bu sınıf ta5lar genellikle asit reaksiyonda, .doygunluk dereceleri orta ve humus az olduğunda orta bir katyon mübadele kapasi esi ile karakterlenmiş topraklar meydana gelmektedir. Irmak, A. ve Gülçur, F. 1964).
Plütonik kayalar içinde granit en yaygın olan bir kaya türiidür. Bazan çok geniş sahalarda arazinin jeolojik karakterine hak~m olu . Anadolu'da karbon devrine kadarki eski kayalann arasından müteaddit granit kütleleri yüzeye çıkmıştır. Bu granitler kısmen ge · kütleler teşlrJI ederek ekseriya çevrelerinde tümsekler halinde yükselirler. Granitler, kendilerini sarmış bulunan kristalin şistlerden hemen daima daha gençtirler. Anadolu'nun kuzey batı kısmında bilhassa batı Marmara bölgesinde Uludağ ve Biga yarım adasında, Ege bölgesinin. bazı kısımlarında müteaddit granit kütleleı i yeryüzüne
45
çıkmış bulunmaktadır. Bunlardan başka mesela Kuzey doğu K,. "'adeniz bölgesinde Soğanlı dağlarının doğusundan başlamak suretiyle Haldiren, Tatos ve Kaçkıar dağları~ıı kapsayan geniş bir masif vardır ki takriben 125 km uzunlukta ve 50 km en.inde bir saha içinde aralılrnız devam eden granitten oluşmuştur. Bu granitlerde, genellikle iri taneli, kenarlarda ince taneli baz an porfirik tipler (iki mikalı granitler, hornblendeli granitler ve nadiren granolitler) mevcuttur. Bu büylik granit sahası kuzey ve güneyde Soğanlı dağlarına kadar uzanan sahada granodiorit ve kuvars diorit ile kuşaWmıştır. Aynı bölgede daha küçük ve münferit sahalar Gümüşhane ile Şiran arasında
dağlık arazide, Köse'nin kuzeyinde bulunmaktadır. Burada ekseriyetle pembe renkte feldispatlı irice taneli granitler hakimdir.
Uludağ bölgesindeki granit kaba taneli kuvars, potaslı feldispatlardan başka oldukça bir miktar plajiyoklas, biyotit ve muskovitten ibaret her iki mika türünü ve aksesuar olarak papatit ve zirkon ihtiva etmektedir (Irmak, A., Mitchell, W. A., Gülçur, F. 1967). Bundan başka granit bulunuşlarına bilhassa Bitlis ve Pötürge masiflerinde rastlanır. Elazığ kuzeyinde kuvarslı andezit içerisine girmiş granit vadır (Altınlı, Pamir, Erentöz, 1963). Tuz gölünün doğusundaki büyük granit sahası da doğu Karadeniz bölgesindekilerle yaş bakımından birlikte mütalaa edilebilir.
Siyenit-trakit familyası
Bu familyadaki kayalar bundan önce görülmüş olan sınıfa yakın akrabadırlar. Başlıca fark bunlarda kuvarsın bulunmayışı yahut pek az miktarda mevcut oluşudur (En çok % 5) . Bundan başka feldispa tların miktarı granitten daha yüksektir. Başlıca, feldispatlardan ve bilhassa ortoklastan oluşmuş bulunduklarından alkali ve özellikle potasyum miktarı yüksektir. Biyotit, hornblende, ojit ve mağnetit gibi koyu renkli mineraller % 20'den az bir miktarda bulunurlar. Bu taş sınıfının bileşiminde bundan önce görülen taş sınıfında olduğundan daha az oranda silis mevcuttur. Tekstür itibariyle siyenitler, granitlere ve t:rıakitler, riyolitlere benzerler.
Siyenitler kolay ayrışırlar ve ılıman iklim şartları altında yapraklı ağaç türlerin.in iyi yetişmesine müsait verimli topraklar hasıl ederler. qranitlere nazaran kaba kum kısımları daha az olan balçık toprakları verirler.
Anadolu'da volkanik kayalar meyanında trakitlere mesela Afyonkarahisar'ın yanında olduğu gibi rastlanmaktadır. Trakitler, kaba taneli, verimleri düşük olan topraklar meydana getirirler; alkali bak1mmdan zengin olmalarına karşılık bitkilere sağladıkları, kalsiyum ve fosfor azdır.
46
Kuvarslı diyorit-dasit familyası
Kuvarslı diyorit, taneli yapıda yani kaba tekstürlü bir taştır.
Başlıca feldispat türü plajiyoklas sınıfındandır ve oldukça bir miktar kuvars bulunur. Bunlardan başka granitte olduğu gibi koyu renkli minerallerden biyotit, hornblende ve mağnetit mevcut olabilir fakat genellikle miktarları fazla değildir. Görünüşü graniti çok andırır. El parçalarında yüksek oranda mevcut olan plajiyoklasların tanınması ile bu iki taşı birbirinden ayırmak mümkündür. En sıhhatli teşhiş, hiç şüphesiz, minerallerin doğru olarak tanınması ve oranlarını tayine müsait olan ince kesitlerin mikroskop altında muayenesi ile yapılabilir. Granodiyoritler Türkiye'de granitler arasında görülen bir kayadır. İnegöl ormanlarının Uludağ'la sınırlanan yerlerinde rastlanan granodiyoritte bileşimi oligoklasa yaklaşan plajiyoklas ve tali olarak ortoklas vardır. Biyotit ve hornblende de bulunur; aynca sfen ve apatit ile zirkon, bunlardan başka demir oksitler mutad aksesuar minerallerdir (Irmak, Gülçur. Mitchell, 1967).
Bu familyanın ince tekstürlü azası olan dasit bundan önce gördüğümüz ince tekstürlü trakit ve riyolitten gözle ayırt edilemez. Bu sebepten her üçi:ne birden «felsit» ismi verilmiştir. Bu familyadaki taşların hasıl ettiği toprakların granit ailesinin topraklarından biraz daha iyi olmaları beklenebilir. Çünkü mühim oranda ihtiva ettikleri plajiyoklaslar hem .daha kolay ayrışır, hem de daha fazla kalsiyumu bitkilere sağlar. İki değerli kalsiyum katyonunun nisbeten fazla bulunması toprak strüktürüne de müsait etkiler yaparak iyi bir kınntılık sağlar.
3. 32 Nötr 2ruptif kayalar
Diyorit-andezit familyası
Bu familyanın taşları esas itibariyle plajiyoklas feldispatlarından oluşurlar; plajiyoklasların miktarı koyu renkli minerallerink~n · aşar veyahut hiç değilse onlara eşit olur. Bundan önce gördüğümüz hornblende, biyotit gibi mutad koyu renkli minerallere, bazı hallerde rastlandığı üzere, piroksen de katılır.
Familyanın kaba tekstürlü üyesi .diyorit, ince taneli üyesi ise andezittir. Bu kayaların verdikleri topraklar balçık ve hazan killice balçık tekstüründe olur. Granit grubunun topraklarından daha verimli ve daha güç yıkanan topraklar hasıl ederler. Zira plajiyoklasların bulunması hem ayrışmayı çabuklaştırır hem de fazla kalsiyum sağlıyarak toprak strüktürünün ve bitki büyümesinin daha iyi olmasını sonuçlandırır.
47
Diyoritlere Türkiye'de bir çok mahallerde rastlanır. Andezite gelince: Anadolu'da ekstrusif kayaların çoğu andezittir ve andezitler pek geniş yüzeyler kaplarlar. Bilhassa kuzey batı Anadolu'da çoğunlukla kuvvetli surette ayrışmışlardır. Öyle ki bu andezitler içinde yuvarlak bloklar yatar. Andezitlerin büyük oranda değişik renkli oluşu ve renklerin adım başında değişmesi Phillipson (1923) 'a göre bu kuvvetli ayrışmanın bir sonucudur. Aladağ ormanlarındaki andezitler bazı yerlerde şiddetli hidrotermal değişimin belirtilerini taşırlar. Çoğunluğu andezinden ibaret olan ve bileşimi değişik plajiyoklas kristalleri muhtelif ayrışma derecelerini göstermekte ve bazıları eğilmiş bulunmaktadır. Ojit kristalleri ve ince taneli lavanın fenokristleri temel kütle içinde kapsanmıştır. Yine Aladağ ormanlarındaki andezitlerde andezin, hippersten, ojit ile birlikte, ojitin değişmesinden meydana gelmiş kile benzer esmer fenokristler bulunur. Bunlar mikrokristalli bir temel kütle içinde yatarlar (şekil 14)'. Röntgen ışınlarının gösterdiğine göre bu temel kütlede kristobalit bulunur (Irmak, Gülçur, Mitchell, 1967).
Şekil 14: : Andezit. İnce kristalli bir kütle içinde te§ekkül etmiş açık renkli plajiyok as ve koyu ojit kristalleri. Taşın üst sol kenarında büyük bir ojit ktistali.
~. 33 Ilazik eruptif kayalar
Gabbro·hazalt familyası
Bu familyanın kayalarını sınıfl.andırmak güçtür. İlkin, büyük bir değişiklik gösterirler ve sonra, bir kayadan ötekine olan tedrici geçiş safhaları vardır ki, smıflanmayı kolaylaştıracak olan özellikler
48
arasındaki sınırların silinmesine sebep olur. Müşterek karakteristikleri, özellikle kalsiyum muhtevası yüksek olan plajiyoklaslardan ve ojitten oluşmuş bulunmalarıdır. Bu iki mineral sınıfının kayada mevcut oldukları oranlar çok geniş sınırlar içinde değişebilir o surette ki bir yanda sadece plajiyoklaslardan oluşmuş bir kaya, öte yanda sırf f erromağneziyen grubuna giren koyu renkli minerallerden ibaret bir başka kaya meydana gelmiş olabilir. Koyu renkli ferromağneziyen grubunun bundan önee tanımış olduğumuz biyotit, hornblen.de, ojit gibi üyelerine bazı taşlarda olivinin de katıldığı görülür. Böylece yalnız iri labradorit kristallerinden gelişmiş kaya «an.orthosit::. is-
' mini alır; hornblendeden :teşekkül etmiş olana «hornblendit» ve yal-nız piroksen ve olivinden. oluşmuş taşa «peridotit» adı verilmektedir.
Gabbro kıaba taneli bazik bir plütonik kayadır. Bu kaya sınıfında açık ve koyu renkli mineraller takriben eşit oranda olurlar. Kalsiyumca zengin plajiyoklaslardan. ve ojit ya da hornblendeden oluşurlar. Az miktarda olivin ihtiva edebilirler. Ga.bbroid mağmamn ekstrusif üyeleri bazalt, dolerit, melafir ve diyabazdır.
Bazalt, gabbronun mineralojik bileşiminde olur. Bazaltın kabaca taneli varyetelerine dolerit adı verilir. Melafir ve diyabaz ilk ikisinin. değişmiş halini temsil ederler.
Ekstrusif kayalar arasında miktar itibariyle en büyük kısmı teşkil eden bazaltlar, Türkiye'de birçok yerlerde görünür. Geniş bir bulunuş olarak mesela Diyarbakır, Siverek ile Viranşehir dolayları arasında 7200 kilometre karelik bir saha üzerinde yayılmış olup gözenekli, ojit ve olivin ihtiva eden bazalt akıntıları zikredilebilir. Bundan başka, ekseriyetle cürufi olan bir bazalt, andezitle birlikte Van gölü kuzeyinde geniş sahalar işgal eder (Altınlı, 1962). Keza Erzurum ovasının doğusunda, Pasinler ovasında, Bingöl'ün güney batı ve kuzey doğusundaki geniş bir sahada bazaltlar bulunduğu gibi Rize bölgesinde de olivinli bazaltlar mevcuttur (Ö. L. Baykan 1965). Türkiye'nin başka birçok yerlerinde bazalta rastlanır.
3. 4 Sedimenter Kayalar (Tortul kayalar)
Eruptif kayaların kimyasal ayrışmasından hasıl olan çözünür kısımlar sularla götürülür. Çözünmeyen kısımlar geriye kalır ya da katı halde bir yenden başka bir yere taşınır. Çözünen kısımlar göllerde, denizlerde bir takım kimyasal sedimentler olan kalkerler, alçı, tuz halinde çökeltilir; ya da organismaların kavkılarında, iskeletlerinde bir yapı maddesi olarak kullanılmakla; biyojen sedimentler hasıl edilir (kalkerlerin çoğu).
49
Eruptif taşların çözünmeyen katı kısımları su, yer çekimi, rüzgar veya buzulların yardımı ile taşınıp başka yerlerde klastik sedimentler halinde çökeltilir. Bu itibarla primer ve sekunder mineralle-
/ rin bir karışımından ibarettirler. Çökelme esnasında tabakalar halinde düzenlendiklerinden sedimenter kayalara özgü tabakalı bir yapıları vardır. Katılaşma derecelerine göre gevşek sedimentlerden başka katı sedimenter kayalar diye ikiye bölünürler. Tfili sınıflar başlıca doğuşlarına ve ana materyalin tekstürüne yani tane büyüklüğüne göre birbirlerinden ayrılırlar (Tablo: 9) .
Gevşek sedimentler içinde çakıllar, kumlar, balçıklardan başka killer bilinmektedir. Bunlar saf, kalın tabakalar halinde bulunabildiği gibi kum, kil, balçıktan ibaret değişik tabiatta ince tabakaların üst üste çökelmesi ile de teşekkül edebilirler. Eskiden bu gevşek ana materyale kolluvial topraklar ismi verilir ve katı kayaların yerinde ayrışmasiyle hasıl ettikleri yerli topraklara karşıt tutulurdu. Oysa bugün topraklar bu şekilde bir tasnife tabi tutulmamaktadır.
3. 41 Gevşek sedimentJer
Gevşek sedimentler, memleketimizin bir çok sahalarını, büyük ovaları, dağların eteklerini, nehir vadileri üzerindeki genç tabakalan teşkil ederler. Bunların çoğu en genç jeolojik çağa aittir. Mesela deltalar, kıyılardaki kumullar, dağların eteklerindeki moloz yığınları (şekil 15) ve bugünkü nehir boylarındaki sedimentler alüvi-
50
Şekil 15 : Bir moloz bayın. Moldiz bayırlan, bir çok moloz konilerinin yan yana gelerek birleşmesinden hasıl olurlar (Burdur civan).
(foto : A. Irmak)
yal teşekküllerdir. Bununla beraber daha eski jeolojik formasyonlara ait gevşek tortullara özellikle neojen devrindeki teşekküllerde geniş ölçüde rastlanmaktadır.
Kaba sedimenter parçalar, minerallerin parçalarından ziyade eskiden mevcut olmuş bulunan kayaların parçalarıdır. Bunlarda esas itibariyle ayrışmaya en çok dayanıklı olan ve sediment yığınlarında parçalar halinde korunmuş kayalar mesela granit ve kayalarda damar halinde bulunan kuvarstan ibaret parçalar bulunur; dolerit, bazalt veya diğer koyu renkli eruptif kayaların parçaları çok daha nadirdir. Sedimenter kayaların daha küçük boyutlu kısımları, minerallerin parçalarıdır. Bunlar primer (çok miktarda kuvars, az ortoklas, sodyumca zengin plajiyoklaslar, muskovit, ojit, apatit ve zirkon v.b.) ve sekunder (kil mineralleri, hidromikalar, kloritler, glaukonit, serpantin, limonit, kalsedon, kalsit, aragonit, dolomit, jips v.b.) minerallerin bir karışımıdırlar.
Gevşek sedimentlerin toprak hasıl etmeleri, katılara nazaran daha çabuk ve kolaydır. Çünkü mekanik bölünme ile küçük parçalar haline gelmeleri çoğunlukla lüzumsuzdur. Hasıl ettikleri topraklar sedimentlerin parça boyutlarına ve kimyasal bileşimlerine göre çok değişik tabiatta olabilir. Killi ve kalsiyum karbonatlı gevşek sedimentler yeter bir derinliğe de sahip iseler ver·mli topraklar hasıl ederler.
3. 42 tı sedimenter kayalar
Katı sedimentlerin mineralojik bileşim itibariyle gevşek sedimentlerden farkları yoktur. Eski gevşek sedimentlerin, çimento vazifesini gören CaC03, Fe (OH) 3, Si02 ve kil gibi maddelerin yardımiyle yapışıp katılaşmasından hasll olmuşlardır. Bu suretle mesela eski çakıllar konglomera. (şekil 16) veya breşlere; kınnlar, kum taşı (gre) dediğimiz taşlara; killer, kil şistine ve kireçler ise kireç taşı yahut dolomitler haline dönmüşlerdir.
Gevşek sedimentler
Çakıllar
Kumlar
Killer
Kireçler
Katı sedimentler
Konglomera ve breşler
Kum taşı ( gre)
Kil şisti
Kalkerler, dolomitler.
Çoğunlukla bu bileşenlerin pek değişik oranlarda karışımları hasıl olur ve çok çeşitli taşlar meydana gelir. Bunların içinde toprak
52
renkli çürümüş şisti kayalar halinde rastlanır. Bahis konusu silt taşında % 70 oranında toz (silt) fraksiyonu bulunur. Silt taşlarında 0.05 - 0.005 mm arasında olan taneler büyük ölçüde kuvars, feldispat ve muskovitten oluşmuştur. Bunlarla birlikte turmalin, zirkon ve daha başka aksesuar mineraller bulunabilir (S. J. Shand, 1947). Küçük oranda kil mineralleri de vardır. Silt taşı, lös ve tozun su altında teşekkül etmiş ekivalanıdır.
Lös, tane boyutu ve mineralojik bileşim bakımlarından silte benzer. Lös, rüzgarla taşınan ve kayaların ayrışmasından ileri gelen ince tozlu maddelerin çökelmesi ile meydana gelmiş bir sedimenttir. Bu tarife uyacak bazı sedimentler herhangi bir yerde bulunabilir. Fakat büyük çöllerin rüzgar gölgesinde özellikle yarı kurak yerlerde kalın tabakalar halinde bulunur. Çin'deki lös sedimentleri yüzlerce metre kalınlığındadır ve rüzgarlardan başka bir taşıyıcı faktörün getirenıiyeceği. gibi dağların tepelerine kadar yükselir.
Mevcut olan mineraller, özellikle kuvars, tare feldispat ve mika ile kalsit ve demir oksitlerdir. Lös'ü yapan parçacıklar çok küçüktür; yüzde birkaç ile binde birkaç miıimetre arasında değişir ve pek köşelidirler. Küçük oranda kil mineralleri de bulunabilir. Kalkerli konkresyonların teşekkül etmiş bulunduğu tabakalar müstesna, löste o kadar az miktarda _yapıştırıcı madde vardır ki lös parmaklar arasında öğütülebilir. Lös sedimentleri hemen hemen tabakalanma göstermez. Salyangoz kabuklarından ve bitki kökleri izlerinden başka fosiller bulunmamıştır. Hülasa hakiki lös, karada teşekkül etmiş bir silttir ki yarı kurak bölgelerde birikir, fakat su içinde çöken siltten mineralojikman farklı değildir.
Kil şistleri
Bu kayalar, ilkel kayaLardaki minerallerin kimyasal ayrışmasından meydana gelen kolloid boyutlardaki amorf, veya pullar ya da şeritler halinde olan ürünlerden teşekkül etmişlerdir. Fakat bunlarla birlikte azımsanmıyacak bir miktar da toz haline gelmiş kaya mineralleri yani primer mineraller başlıca kuvars, feldispat ile muskovit de bulunur. Kireçli feldispatlar, primer kayalardaki minerallerin kimyasal ayrışması devresinde kolayca ayrışmış bulunduklarından genellikle mevcut değildirler. Ferromağneziyen mineralleri de genel olarak bulunmazlar.
Kolloid .boyutlardaki amorf, pul veya şerit halin.de olan maddelerde kaolinit, montmorillonit gibi kil minerallerinden başka klorit, serpantin, kalsit gibi minerallerle demir ve alüminyum oksitler değişik oranlarda karışmış bulunabilirler. Şu halde kil maddesi mineralojik ve kimyasal bileşim bakımlarından o kadar açık bir anlam taşımaz.
55
Yani kil, bilimsel bir terim olmayıp ıslak halde iken plastik hassalara sahip, çok ince taneli bir kaya sınıfına verilen bir isimdir. Kil minerallerinin kristallerinde Ca'dan çok Mg ve Na'dan çok K bulunur. Enıptif kayalarda oran aksinedir.
Kil şisti, katılaşmış kildir ve şistliği ince tabakalar halinde olmakla bellidir. Kilin katılaşması sırasında plastiklik hassası kaybolur. Kil şistinin inc.e tabakalar halindeki özelliği kilin su altında çöktüğü esnada gelişmiştir; fakat kil şistinin ince yapraklar halinde ayrılma hassaS1, basınç altında kaldığı sürede artmıştır.
Kil şistleri, kalkerli, dolomitli, bitümlü, karbonlu veya piritli olabilir. Kil şistlerinin mineralleri gayet küçük kristallerden ibaret olduğundan aralarındaki bağ (kohezyon) çok kuvvetlidir. Bu sebepten kil şistleri mekanik bölünmeye mukavemet ederler. Ayrışmanın ilk safhasında yassı küçük parçalar, yapraklar halinde bölünürler ve ancak uzun bir ayrışma süresinden sonra ağır karakterde yapışkan ve yoğrulması kolay olan bir toprak haline dönerler. Kil şistlerinde CaC03 bulunmadığı takdirde teşekkül etmiş olan ağır killerin strüktürleri fenadır; yani suyu geçirgenlik dereceleri küçük ve havalanma zor olur.
Kil şistlerini teşkil eden gevşek tabakalar .büyük olmayan bir dağ basıncına maruz kalırsa nisbeten yumuşak şisti killer meydana gelir. Bunlar daha kolay ayrışarak toprak hasıl ederler. Bu sınıfa girebilecek olan sedimentler «letten» denilen yumuşak killerdir. Bunlara, genel olarak tersiyer sedimentler arasında rastlanır ve daha ziyade un gibi uf alanmış kuvarstan ibarettirler; verdikleri topraklar fena fiziki vasıfta olurlar.
Kil şistlerinin ve şisti killerin hasıl ettikleri topraklar CaC03'1 ihtiva ettikleri takdirde verimli olurlar, fakat bundan mahrum bulunurlarsa genellikle ıslaha muhtaç ve fakirdirler.
Grovak
Grovak ( Grauwacke), eski paleozoik formasyonlarda raslanan bir kaya türüdür. Kum taşlarında olduğu gibi bileşim ve tekstürü çok değişik olabilir. Grovak koyu renkli kaba taneli bir kum taşıdır ki şist, arduvaz, kuvarsit parçaları ve baz.an hornblende ve klorit gibi koyu renkli mineral kırıntılarını ihtiva· eder. Yapıştırıcı madde aynı b~leşimdeki kilden ibarettir ve karbonlu maddelerle rengi koyulaşmış olabilir. Grovaklar genellikle iyi topraklar hasıl ederler.
Kireç taşlan ve dolonıitler
Bu kayalar, büyük oranda yahut tamamen deniz hayvanlarının ya da bitkilerinin kavkılarından yahut iskeletlerinden oluşurlar. Çok
56
bilir. Bunlar fazla doymuş kalsiyum karbonat çözeltilerinden çökerek hasıl olmuşlardır. Bu tortullar kısmen kalsit veya aragonitten ibarettirler. Daha ziyade biyolojik yollardan mercanlar, foraminif er kalkerleri ve alg kalkerleri teşekkül ederler. Ekseriyetle biyolojik ve kimyasal olayların karıştığı bir sedimentasyon sonunda meydana gelirler.
Kireç taşları, metamorfoze olabilirler ve bu takdirde mermer dediğimiz kireç taşı hasıl olur. Mermerin diğer kireç taş1arından farkı kristalin, kabaca taneli ve masif olmasıdır.
Kireç taşları, özellikle poröz ve fazla katıklı olan türleri genel surette çabuk ayrışır. Buna karşılık sert kalkerler zor ayrışırlar. Kalsiyum karbonat, kar.bondioksitli sularla çözünüp gittiğinden geriye ancak kum, toz, kil gibi katık maddeler kalır ve toprağı onlar hasıl ederler. Şu halde meydana gelen toprakların tabiatı bu katık maddelere göre pek değişik olabilir. Fakat ekseriyetle kil galip geldiği için daha ziyade balçık ve kil topraklan hasıl olur. Saf kalkerlerden meydana gelmiş topnı.klar çok fakir olabilir. Çoğu defa sığ, taşlı az miktarda ince topraklı ve kuru olurlar (Sevim, 1952). Bununla beraber dikleşmiş tabakalı kalk erlerde bulunan dikey yöndeki çatlaklar boyunca kökler derine inerek, bunlarda birikmiş ince topraktan ve onda tutulan sudan faydalanarak, bitkiler yetişebilirler.Yatay tabakalı kalkerlerde durum aksine olarak iyi değildir. Yatay tabakalar arasındaki çatlaklar bitkilerin köklerine özellikle su bakımından büyük bir fayda sağlıyamazlar.
Kireç taşlarından meydana gelmiş toprakların nem ilişkileri ba -zan iyi olmayabilir. Zira altta yatan ana taştaki çatlaklar ve kanallar suyun sür'atle sızıp gitmesini sonuçlandırırlar, bu olay özellikle sığ topraklarda daha ziyade zararlıdır. Kalkerli sahalarda taban suyu ekseriya çok derinlerde bulunur. Bununla beraber kalkerlerden meydana gelmiş toprakların hepsi fakir sayılmamalıdır. Nemli bölgelerde kalker topraklarının çoğu yüksek bir verim kabiliyeti gösterirler.
Kireç taşlarının teşekkülü esnasında CaC03 ile birlikte MgC03 dahi çökebilir. O takdirde Mg az Ca çok olursa dolomitik kalkerler, ikisi aynı oranda bulunursa dolomitler hasıl olur. Sert kalkerlerin ve dolomitlerin hasıl ettikleri manzaralar sarp yamaçlı duvarlar gibi teşekkül etmiş dağlar ve tepelerle uzaktan kendisini belli eder. Buna mukabil yumuşak kalkerler daha yuvarlak konturlu arazi şekli y0ratır.
58
8. 5 Met.amorf Kayalar (Kristal en şistler)
Metamorf kayalar ısı veya ,basınç etkisiyle ve bazan mağmatik sıvıların eklenmesiyle değişmiş, orijinal karakterlerini kaybetmiş
olan kaya teşekküllerine verilen isimdir. Metamorf kayalar arasında en önemlileri kristalen şistlerdir; bu kayalar ısı ve basınç ile yeniden tamamen kristalleşmişlerdir. Bunların teşekkülü esnasında basınç bir yönden gelmiştir; basınç altında bir kristalin büyüme hızı, basınç yönünde en küçük ve ona dik yönde en büyük olur. Kristalen şistlerde gelişmiş bulunan strüktür, kristallerin büyümeleri esnasında hakim olan basıncın etkisini açıkca yansıtır. En çok hallerde mikalar, kloritler, talk, grafit ve hematit gibi pulumsu mineraller ve başka lifimsi prizmatik mineraller, bütün kaya içinde azami basıncın yönünli gösterecek surette paralel düzlemlerde tertiplenmişlerdir
(şekil 18). Metamorf kayalarda en bol rastlanan mineraller enıptif kayalardakilerin aynıdır yani kuvars, f eldİspat, muskovit, biyotit, horn.blendedir. Garnetler metamorf taşlarda, ernptiflerde olduğundan daha çok bulunurlar fakat piroksenler daha nadirdir. Diğer enıpt"flerde rastlanan aksesuar mineraller de metamorflarda. bulunurlar.
Anadolu'da kristalen ve metamorf kayalar, genis sahalar içinde yüzeyde görün.lirler. Tamamiyle kristalleşmiş olanlar, gna slar mikaşistler, garnetli mika.şistler, amfibolitler ve g:Iaukofan şistleri, kuvarsit şistleri klorit şistleri, talk şistleri, fillit, kireçli mika.şistler, çeşitli renk ve tane büyüklüğünde mermerler ve kristalen dolomi ler mesela batı Anadolu'da Ege bölgesinin çok geniş bir sahasında asıl kütleyi teşkil ederler.
Ege bölgesinden başka Anadolu'nun hemen her tarafında kristalen ve metamorf şistler büyük veya küçük sahalarda gö .. nürler. Yalnız Ege bölgesi ile Toroslar arasında kalan Akdeniz bölgesinde bulunmazlar.
Metamorf kayalar içinde toprak yapma itibariyle tipik farklar gösteren başlıca üç kaya türü gnays, mikaşist ve fillit zikredilebilir.
Bu kayalar hazan aynı bir sediment kayasının muhtelif şiddette değişmiş safhaları olabilirler ve arazide :
(Kil şisti --+ Fillit ---+Mikaşist --+Gnays -+- Granit)
sırasında gösterilmiş bulunan çeşitli üyelere rastlamak mümkündür. Kristalen şistlerin eski kil şistlerinin değişmesi ile teşekkül ettikleri kabul edilmektedir. Kristalen şistler arasında toprak verme bakımından en önemlisi gnaysdır. Gnays, granitin basınç altında kalmasiyle de hasıl olur (Tablo 10).
59
gnayslar, koyu renkli ve açık renkli mineral tabakalarının değişerek bulunmasından dolayı, damarımsı bir görünüşte olurlar. Açık renkli fa bakalar, koyu renkli tabakalardan daha fazla kuvarslı ve f eldispatlıdır. Gnaysların kimyasal ve mineralojik bileşimi çok değişir. Eruptif taşların değişmesinden meydana gelmiş olan gnayslar kimyasal bakımdan onlardan çok az farklı olurlar. Bununla beraber sediment taşlarından türevlenen g!lJayslar alkaliler bakımından fakirdirler.
Gnaysların ayrışma hızı, strüktürde ve mineralojik bileşimdeki farklara göre değişir. Şisti tabakaları dik olanlar yatay olanlardan daha kolay ayrışırlar. Diğer şartlar aynı kaldığında kaba taneli varyeteler ince taneli varyetelerden daha çabuk ayrışırlar. Aynı suretle feldispatlarm ve biyotitin nisbeten yüksek bir miktarda bulunması ayrışmayı hızlandırır. Buna karşılık kuvars ile ınuskovitin yüksek bir oranda bulunması ayrışmayı yavaşlatır. Serin, nemli bölgelerde plajiyoklas feldispatlarından ve ferromağnezyen minerallerinden mahrum olan gnaysın verdiği topraklar üzerinde adi surette daha çok humus taba.kalan gelişir. Bu toprakların genel verimi granit-riyolit familyasının hasıl etmiş olduğu topraklarınkine eşit olabilir.
Gnayslarda hazan mika yerine amfibol ve piroksenler de bulunabilir, bu türlü gnayslar daha iyi bir. toprak verirler.
Mikaşistler
Mikaşist ve fillit mineralojik bileşim itibariyle birbirinin aynıdır. Başlıca kuvars ve mikalardan oluşurlar. Bunlardan başka. tali olarak hazan feldispatlar da bulunabilir. Aradaki fark kristallerin boyutlarındadır. Mikaşistler iri kristalli, fillitler ise çıplak gözle görülemiyecek kadar küçük kristalli olurlar.
Mi~istler mika türlerine göre iki sınıfa ayrılırlar. Potaslı mika yani muskoviti ihtiva eden mikaşist ve bileşiminde Mg ve Fe bulunan biyotitli mikaşist. Birincisi güç ayrışır ve iki değerli katyonları genellikle ihtiva etmediği için fakir topraklar verir. Biyotitli mik~istler ise daha kolay ayrışır ve Mg gibi iki valanslı kalyonları ihtiva ettiklerinden daha kuvv.etli ve strüktürü daha iyi olan toP.raklar verirler. Mikaşistler gnayslar gibi tabakaları dikilmiş olduğu oranda kolay ayrışarak toprak haline dönerler.
Fillitler
Fillitler çok küçük kristallerden oluştuklarından güç ayrışırlar ve tamamen ayrıştıktan sonra kaba tanelerden ve kum fraksiyonlarından mahrum, esas itibariyle tozdan ibaret fizik vasıflan fena olan topraklar verirler. Bu topraklar ıslakken cıvık bir çamur halini alır, kuruyunca sertleşir ve drenajları fenadır. Özellikle iğn.e yapraklı
61
ağaçlar altında bu kötü durumlan pıdetlenir ve toprakta suyun hareketi güçleştiği gibi havalanma da engele uğrar; bundan dolayı ağaçların gelişmesi zarar görür.
Serpantin kayaları
Anadolu'da raslanan serpantinler ve onlara akraba kayalar (gabbro, pikrit, olivinli kayalar, diopsitli kayalar, peridotit) özel bir öneme sahip olup çoğu defa amfibolitler, diyoritler, diyabazlar, porfiritlere v.s.'ye bağlı bulunurlar. Burada pek değişik bazik, yeşil renkli eruptif kayalar bahis konusudur ki serpantinleşmenin az veya çok ilerlemiş .bir safhasında bulunurlar. Siyahımsı y,eşil veya başhyan kimyasal ayrışmadan ileri gelen kırmızı renkleri dolayısiyle ve bitkilerin yetişmesine engel ekolojik şartlar yaratmaları (topraktan yoksunlukları, kuraklık) hasebiyle az bitki taşımakla Anadolu'da görülen manzaraların karakteristik bir elemanını teşkil ederler.
Serpantinler büyük veya küçük sahalar halinde Anadolu'da. serpilınişlerdir. Büyük sahalar mesela Eskişehir, Kütahya, Balıkesir ile Bursa arasında kalan bir bölgede ve bundan başka Fethiye, Marmaris ile Muğla arasında bulunan diğer bir bölgede mevcutturlar. Küçük sahalar ise bir çok yerlerde görünürler.
3.6 Kaya.la.nn ayrışma stabilit.eleri
Bir kayanın ayrışma.ye. karşı da.yanıklığı yalnız sahip olduğu minerallerin stabilitesine değil fakat aynı zamanda kayanın strüktür, tekstür, sertlik, yatış durumu gibi özelliklerine de tabidir. Mesela kaba taneli bir granit kolaylıkla derin bir toprak verecek surette ayrışır. Oysa ince taneli volkanik bir kaya, meseıa. bazalt, kolay ayrışabilen minerallere yüksek oranda sahip olmasına rağmen, ayrışnaya karşı büyük bir direnç gösterir. Fakat kayalar, mesela tüflerde olduğu gibi, gözenekli olursa, silis miktarları yüksek bulunsa bile, kolayca ayrışırlar.
Kalkerlerin ayrışması sertlikleri derecesinde yavaş yürür. Bu sebepten kesif kristalen kalkerler ve dolomitler pek yavaş ayrışırlar. Diğer sedimenter kayaların ayrışma şiddetleri ve dolayısiyle sta.biliteleri yapıştırıcı maddelerinin niteliğine göre çok değişik olabilir ki bahis 3.42'de bundan önce açıklanmış bulunmaktadır.
Metamorf kayalardan meseıa. ortognayslar, şistilikleri dolayısiyle, aynı mineral bileşimine sahip olan granitlerden daha kolay e.yrışırlş.r. Buna karşılık, paragnays1ar, onları doğurmuş bulunan sedimenter kayalardan daha dayanıklı olurlar. Metamorf kayaların ayrışma derecesi §İstleşme yüzeylerinin dunımuna göre değişik olur. Tabakalar yatay olduğunda, ayrışma güçleştiğinden, sığ topraklar, meyilli yahut dik olduğunda derinlemesine ayrışma sonunda derin topraklar hasıl edilir.
62
Toprak teşekkülündeki mekanik bölünme ve kimyasal ayrışma olayları tabiatları itibariyle birbirinden farklıdır. ·Mekanik bölünme taşların ve minerallerin gittikçe daha küçük parçalar haline gelmesi olayını ifade eder. Kimyasal ayrışmada ise minerallerin bileşimleri değişir. Görüldüğü gibi ayrı olan .bu iki olay tabiatta ekseriyetle birlikte yürürler ve birisi diğerinin şiddetini çoğaltır. Mesel§ .. mekanik bölünme ilerlediği oranda kimyasal ayrışmaya maruz kalacak yüzey büyüdüğünden kimyasal ayrışma da şiddetlenir. Öte yandan kimyasal ayrışma ile bazı minerallerin çözünmesi taşın gevşemesine ve daha kolay bölünmesine sebep olur. Şu halde bu iki olay yanyana yürür, biribiriııi tamamlar ve birbirini destekleyerek hızlandırır.
Mekanik bölünmeye «desintegrasyon» veya «fiziksel ufalanma» adı da verilir. Bu olay mekanik basınçta, çözünme hadiselerinde, sıcaklığın ekstrem şekilde değişmesinde ve donan suyun genişlemesi esnasında meydana gelen kuvvetlerle başarılır. Bu kuvvetler kayaları mütemadiyen böler ve zamanla küçük çakıllar, kumlar halinde dağılmalarına sebep olur. Mekanik bölünmede faal olan jeolojik kuvvetler akarsular, denizin kıyılara çarpması, buzullar ve organik hayattır. Bu kuvvetler kayaların türüne, yeryüzünün şekline ve iklime tabi olarak tesir ederler. Kayalara dıştan tesir eden hareket olaylarına ekzokinetik olaylar ve bizzat kayaların içinde cereyan eden hadiselere de endokinetik olaylar denilir.
4. 11 Ekzokinetik Olaylar
Akar sular
Yer yüzünde en çok rastlanan ve taşları ufalayan kuvvet akar sulardır; özellikle kaynak havzalarında sular, yatakları fazla meyilli olduğundan büyük bir hızla akarlar. Yamaçlardan düşen taş parçalarını sürükledikleri esnada hem bu taşlan parçalarlar hem de yataklarındaki kayaların bölünüp dağılmasına sebep olurlıar. Akar sular denize yaklaştıkça yatakları daha az meyile sahip olduğundan hızlaı;ı düşer ve ufalanmış bir çok materyal çöker. Böylece bir suyun kaynak sahasından denize ulaştığı yere kadar yatağı tetkik edilirse, yukarılardaki kaynak sahasında büyük taş bloklarının, ortalarda yuvarlak taşların onu takiben çakıllann, kumların, balçıkların sıralandığı ve en ince toprak kısmılarının. ise denizlere kadar gelerek çökelmek suretiyle deltalar teşkil ettiği görülür. Şu halde akar sular hem taşların bölünerek ufalanmasını, hem de mekanik bölünme mahs1:11-lerinin boyutlarına göre smıflan.dırılmasını sonuçlandırırlar.
64
Buzullar
Akar sulara nisbetle daha sınırlı yerlerde, yalnız arktik sahalar-. da faal olurlar. Daimi kar hududunun üstünde her sene yığılmış
bulunan buzlaşmış .büyük kar kütleleri ağırlığın tesiriyle yamaçlardan aşağıya doğru adeta katı bir nehir gibi çok yavaş akarlar (buzul). Bu esnada yamaçlardan buzulların üstüne dökülen taşlar birlikte götürülür; bu taşların mühim bir kısmı buzulların çatlaklarından tabanına iner ve orada hareket esnasında hem birbirini sürtünme ile öğütürler hem de buzulun içine kakılmış olan bazı taşlar bir saban gibi buzulun yatağını oyarlar. Bu faaliyet, neticede taşların küçük parçalar halinde bölünmesine ve hatta un gibi öğütülmesine sebep olur. Aşağılarda buzlar eridikten sonra bu öğütülmüş kütleler yığınlar halinde birikir ve morenleri teşkil ederler. Buzulların öğütme faaliyeti suiarınkine benzer, fakat taşlar katı bir ortam içinde zorlanarak birbirini öğüttüğü için mekanik bölünme çok küçük boyutlara kadar ileri gider. Bu öğütme hadisesi genellikle sıfırın altındaki sıcaklık
larda cereyan ettiğinden, kimyasal ayrışma olmaz. Kolloid boyutlara kadar ufalanmış bulunan materyal esas itibariyle ayrışmamış taş unundan ibarettir. Suyla vaki öğütme ve taşınmadan farklı olarak buzullıar ufalanmış materyali sınıflanmaya uğratmazlar. Yani morenlerde taş, çakıl, kum ve kolloid boyutlara kadar ufalanmış parçaların hepsi bir arada bulunurlar.
Buzulların tesiri, geçmişte bugün olduğundan daha çok fazla idi. Mesela A vrupa'nın kuzey kısımları Almanya'nın ortasına kadar buzlarla kaplıydı. Memleketimizde 2000 metreden daha yük8ek dağlarda buzullar mevcuttu. Bu gün ancak pek mahdut yüksek dağlarımızda küçük buzullar vardır. Fakat eski devirden kalma morenlere takriben 2000 metreden daha. yüksek olan birçok yerlerde rastlamaktayız.
Deniz dalgaları
Deniz dalgalarının bütün kıyılara çarpmasiyle kayaların ufalandığı müşahede edilir. Dalgalar dik kayaların altını oyar, onlann kopup yıkılmalarına sebep olur. Fırtınalı havalarda., med ve cezir esnasında suların hareketi kaya, taş ve çakılları da harekete getirerek birbirine sürter ve bölünüp dağılmalarını sonuçlandırır.
Rlizgar
Rüzgarlar da kayaların ufalanmasına sebep olur. Özellikle kurak çöllerde, bitki örtüsünden mahrum yerlerde, şiddetli rüzgarlar kum tanelerini harekete geçirerek taşların üzerine püskürtür. Böylece kayaların yumuşak kısımları yenilir ve kayalar oyuklu, bereli bi
65
manzara alırlar. Bazan kayanın toprak yuzune yakın kısmı üflenen kaba kumlarla oyularak masa veya mantar şeklinde bir takım teşekküller hasıl olur. Bundan başka rüzgarların toprak teşekkülünde oynadığı en mühim rol lös tabir edilen toz yığınlarını hasıl etmesidir. Dünyanın kurak kuşakları etrafında, bitkilerin yetişeceği kadar nem bulunan yerlerde, çöl ve steplerden ri.izgarlarla gelen tozlar birikir. Zamanla birçok metre kalınlığında tozdan ibaret tabakalar hasıl olur.
Don.
Toprak teşekkülünde yerine göre mühim olan ekzokinetik faktörlerden birisi de dondur. Su donduğu zaman hacminin 1/11 veya % 9'u kadar bir hacim artımına uğrar; bulunduğu hacim içinde sıkışınca cidarlara bir basınç yapar. Donma sonunda meydana gelebilecek yüksek basınç (-22°C'de) 2100 kg/cm2 kadardır. Taşların en tıkız olanları bile daima bir takım gözeneklere sahiptir. Mesela Hirschwald'e göre (Schucht 1930'da) çeşitli taşlarda gözenek hacmi:
Granitlerde Kalk erlerde Kum taşlarında
oranında olabilir.
% 0.2- 0.5 :ı> 0.5-13.5 ~ 5-28
Bu gözeneklerin ve başkaca mevcut olabilecek boşlukların içinde toplanmış olan su, donduğu zaman hacim genişliyeceği için, taşı patlatabilir. Don etkisiyle vuku bulan taşların patlatılması şiddetinde donun devamı değil, fakat donun tekerrürü bir ölçü teşkil eder. Bu sebepten en şiddetli ayrışma daimi kar sınırında gözlenir ki buralarda sıcaklık sıfır. noktasından aşağıya ve yukarıya deva.mlı surette iner ve çıkar. Daimi kar sınıırı ekvatorda 5000 metredir. Kutuplara yaklaştıkça bu sınır alçalır. Türkiye'de daiıni kar sınırının yüksekliği yerine göre değişmektedir. Karadeniz kuzey mailesinde 3100-3200, Toros'larda 3400-3500 metreden geçer. Kontinentalitenin gittikçe galipleştiği ve bunun sonucunda yaz sıcaklığının yükseldiği iç Anadolu ve özellikle doğu Anadolu'da sınır gittikçe daha yükseklere çıkar.
Mesela Erciyes'te 3500, Suphan'da 3700 ve Ağn'da belki de 4000 metre yükseklikte bulunur (Erinç, S. 1957). Orta Avrupa'da Alp'lerde 2500 metrede ·daha kuzey memleketlerde mesela Norveç'te 1500 metrede ve polar sahada O metrede bulunur.
Kayalar ısıyı fena iletirler. Bu sebeple ta~larm boşluklarında bulunan suyun ilkin giriş deliğindeki kısmı donar. Kayanın patlatılması buzdan yapılı bu tıkacın arkasındaki suyun donmasiyle olur. Bununla beraber su kayanın içinde genişlemek imkanını bulursa patla-
C6
ma olmaz. Şu halde don etkisiyle kayaların dağılması tablo ll'de görüldüğü gibi hem kaya türüne hem de su ile dolmuş bulunan gözenek hacmine tabidir. Don etkisiyle dağılma kayanın gözenek hacmi büyüdükçe ve gözeneklerin su ile tam olarak dolduğu oranda daha lmvvctli olur. Kesif taşlar don ile dağılmaya karşı büyük bir direnç gösterirler. Bunun aksine kayada mesela tabakalanma, şistlenme ile çatlak teşekkülünde olduğu gibi birbiriyle zayıf surette yapışık ek yerleri ve yüzeyler bulunduğu takdirde don ile dağılma kolaylaştırılmış olur. Çatlaklı kayalar, gözenekli taşlar, katılaşmış killer marn ve çimentosu kil olan kum taşları donun etkisiyle daha şiddetli surette dağılırlar. Bol yağışlarla birlikte sıcaklığın sıfırın altına düşüp üstüne yükseldiği ve böylece donmanın ve çözülmenin sık sık vuku bulduğu yüksek dağlarda don özellikle etkili olur (tablo 11).
Tablo 11
Don etkisiyle ayrışma
Kayalar 1 Su ile dolmuş ... defadan Bir defalık doruna ile gözenek hacmi 1 sonra· ilk gö- 1 m' yüzeyden hasıl
% olarak rünen çatlaklar(muş çakıl g olarak
Kum taşı 25 3X ı 2.7 Kum taşı 1 5 43 x 0.3 1
Kireç taşı 30 ıx 0.9 Mermer 0.2 100 x 0.05
. (F~iedler, H. J. ve Reissig, H. 1964'den)
Anataşın toprakla örtülü ve bir vejetasyon ile kaplı bulunmak hasebiyle şiddetli sıcaklık değişimlerine maruz kalmadığı ılıman iklimlerde sıcaklık değişimlerinin ve donun etkisiyle meydana gelen ayrışma olayları küçük bir rol oynarlar. Fakat bugün ılıman iklimli olan sahalarda bile, buz devrinin başlangıç ve sonunda hakim olmuş bulunan iklimde, don ile kayaların dağılması vuku bulmuştu. Bu suretle bugün orta dağlıklarda rastlanan bloklarla kaplı sahalar ve birçok moloz konileri ve bayırları o zamanın şahididir. Bu esnada don etkisi ile kayaların toz (silt) fraksiyonu boyutlarına kadar ufalanması da vuku .bulmuştu. Don etkisiyle kayalardan toz fraksiyonunun teşekkülüne meseıa. Aladağ ormanlarının bazı andezitik topraklarında rastlanmaktadır (Irmak, Gülçur, Mitchell, 1967). Kısaca denilebilir ki donun taş ayrışmasında tesirli olabilmesi için anataşın toprakla ya da vejetasyonla örtülü olmaması ve kış mevsimi esnasında donma hadisesinin birçok defa tekrarlanması lazımdır.
67
4. 12 Endok.inetik olaylar
Kayaların bölünüp dağılmasını sonuçlandıran endokinetik olaylar, kayadaki minerallerin ısınıp ve soğuması neticesinde olan hacim değişiklikleri ve hidratlanma esnasındaki hacim artımıdır. Sı
caklık değişimi olaylarının burada bilhassa büyük bir önemi vard1r (termik ayrışma).
Sıcaklık değişimi ile ayrışma
Kayalar gündüz güneşlenme (insolasyon) suretiyle ışın enerjisini absorbe ederek ısınırlar; hacimleri büyür. Gece radyasyon ile yani karanlık ışınlar vermekle ısı kaybederler ve soğurlar; 1'acimleri küçülür. Sıcaklık değişiminin bahis konusu edilmekte olan etkisi, özellikle ısınma ve soğuma ne kadar çok tekerrür eder ve nekadar hızla vuku bulursa, o kadar daha büyük olur. GerçektA kayaların sıcaklık değişimleri esnasındaki genişlemeleri ( diletasyon) ve büzülmeleri (kontraksiyon) o kadar büyük değildir; mesela 50°C kadar bir sıcaklık değişiminde granitlerde 1 metre uzunlukta 0.25-0 .6 mm kadar bir değişme olur. Fakat bu olayın uzun bir süre içinde sık sık tekrarlanması ve sıoaklık farklarının büyüklüğü önemli etkiler yapar ve kayaların bölünüp dağılmasına sebep olur.
Kayalar bilindiği gibi ısıyı fena iletirler. Bu sebepten kayaların güneşlenmiş bulunan yüzeyleri ile iç kısımları arasında sıcaklık farkları bulunur. Eşit olmayan surette genişlemekle elastikiyet sınırları aşılır; göriilmeyecek kadar uf ak çatlaklar ve yarıklar hasıl olarak zaman1a kayaların yüzeyinden levhalar, yaprakcıklar soğan gibi habuklar ayrılır. Orman yangınlarında dahi buna benzer olaylar cereyan eder. Kayaların sıcaklık değişimleri ile dağılması, kabuklar, pullar ya da (prizmalar) köşeli çakıllar halinde olabilir. Köşeli çakıl teşkiline belli bazı kuvars porfirleri, trakit ve fonolitler, bunlardan başka silisli şistler, bazı kil şistleri ve bazı kuvarsitler ile kireç taşları meylederler. Bu köşeli çakıl teşekkülü sonucunda kimyasal ayrışma yavaşlar. Çünkü köşeli çakıl yığınlarında su yetersizliği mutat bir haldir, ondan başka teşekkül eden toprak ince kısımlardan yoksun olur. Bazı kaya türlerinin, sıcaklık değişimleri sonunda kabuklar kaybetmekle, keskin köşeleri yok olur; böylece bir somun göriinüşlü veya pamuk çuvalları gibi şekiller hasıl olur. Bu olayı mesela Sünice dağına çıkarken bazı koyu renkli andezitik tüflerde, Uludağ'da toprak örtüsü sıyrılmış granitlerde müşahede etmek mümkündür (şekil 19). Sıcaklık değişimleri sonundaki bölünüp dağılmanın şiddeti iklime tabi olup özellikle sıcaklık değişimleri ekstrem değerlere ulaştığı ve hızlı olduğu taktirde daha tesirlidir. Bu gibi hal-
lere çöllerde, polar sahalarda ve yüksek dağlarda rastlanır; bazan toprak teşekkülü için büyük bir önemi hıaiz olup kara iklimi bölgelerinde, deniz iklimi bölgelerine nazaran daha tesirlidir. Ilıman iklim bölgelerinde günlük sıcaklık değişimleri o kadar büyük olmasa bile, çöllerde ve yüksek dağlarda bu fark 60-70°C'yi aşabilir, öyle ki bu gibi yerlerde taşların anlatılan surette bölünmeleri en fazla ileri gider ve biiyük moloz yığınlarının husulüne sebep olur. Bu sure le meydana gelen. taş molazlarına «insolasyon molozları» tabir edilir ki,
Şekil 19 : Granitlerde ayrışma ile pamuk çuvalı şeklini almış kayalar (Uludağ .
her boyuttan taş parçalarının bir karışımı olmakla karakterlenirler. Tropikal memleketlerde (Doğu Afrika ve Kongo) öğle üstü toprağın yüzünde 84-86 '.) C'lik sıcaklık ölçülmüştür (P. Vageler, 1938). Tropikal ve subtropikal memleketlerde gece ile gündüz ara c:1ındaki fark en üst toprak tabakasında 60-80°C'yi geçmektedir ki bu değerler ılı
man iklimlerde müşahede olunan değerlerin üstündedir. ChristiansenWeniger (1938) Ankara civarında toprak yüzünde 35°C kadar günlük farkların gözlendiğini yazıyor.
Kayalarda birbirine kenetlenmiş bir halde bulunan mineral an lerinin mekan içindeki dengesi sıcaklığın dP.ğişmesiyle bozulur, böylelikle bir takım gerilimler meydana gelir.
Kayaları teşkil eden mineraller muhtelif renkte olduktan ba§ka genişleme kat sayıları da farklıdır. Her ne kadar sonuncular arasındaki fark çoğunlukla milimetrenin birkaç kesri kadar ise de ısınıp
69
soğumanın sık sık tekrarlanması ile yüksek ölçüde gerilim değerlerine erişmeğe kafi gelmektedir. Böylece özellikle taneli olan kayalar oldukları yerde kolayca çakıllar, kumlar halinde dağılır. Koyu renkli mineraller tabiatiyle fazla ışın absorbe ettiklerinden açık renklilere nazaran daha yüksek derecede ısınırlar. Şu halde bir kayanın mineral çeşitleri arasında ısınmakla genişleme ve soğumakla büzülme dereceleri bakımından farklı olan mineraller bulunur ki bu farklar kaya için.de, dağılmayı sonuçlandıran gerilimleri artırır. Granit gibi taneli kayalarda daha büyük gerilimler hasıl edilir. Gözenekli kayalar kesif olanlardan daha hızla dağılırlar. Porfir, bazalt gibi kesif olan ekstrusif kayalar zor ayrışırlar.
Tuzların etki.siyi ve lıidratasyon.la ayrışma
Daha çok l .. urak iklimlerde kloıürler, sülfatlar ve karbonatlar gibi tuzların kaya yüzeylerinde birikmesi ve onu takiben kristalleşmeleri bahis konusu olur. Böylelikle suyun donmasında olduğu gibi kayayı dağıtıcı bir etki doğar.
Hidratasyon ile de hacim genişlemesi ve sonunda çatlamalar olabilir.
4. 2 Kimyasal ayrışma
Atmosferik etkenlerin yardımiyle kayalardaki minerallerin bileşimlerinin değişmesine kimyasal ayrışma denir. Kimyasal ayrışmanın en önemli faktörü sudur. Su hem bir çözündürücü olarak hem de güçlükle çözünen silikatların hidrolizini mucip olarak etkisini yapar. Kimyasal ayrışmada sudan başka, oksijen ve organik asitler de bir rol oynarlar. Ayrışmanın sonunda primer mineraller ya kristal strüktürlerini değiştirmekle sekunder minerallere dönerler ya da kristallerini oluşturan iyonlara veya iyon gruplarına dağılırlar.
Kimyasal ayrışmanın şiddeti sıeıa.klığa tabidir; bol yağışlı tropikal sahalarda en yüksek değerlerine ulaşır; su ve sıcaklık minimuma yaklaştıkları oranda ise zayıflar. Bu sebepten daimi donun bulunduğu sahalarda kimyasal ayrışma yoktur. Fakat yüksek sıcaklıkların hakim olduğu. çöl sahalarında da, suyun bulunmayışından ve fazla yağışlı yüksek dağlıklarda ise sıcaklığın düşük olmasından kimyasal ayrışma yine geri kalır.
Kimyasal ayrışma, kayaların ve mınemllerin yüzeylerinde vaki olduğundan, şiddeti ve ölçüsü kimyasal ayrışmaya arz edilen yüzey ile .büyür.
Bu sebepten suyun silikat minerallerini çabuk ve tesirli bir surette ayrıştırması, ancak kristallerin öğütülmesi ile mümkün kılına-
70
bilir. Mekanik bölünme ileri gittiği oranda katı cismin, içinde dağılmış bulunduğu suya karşı olan sınır yüzeyleri toplamı büyür. Bu öğütme olayının tabiattaki benzeri mekanik bölünmedir ki bunun sonunda çok uzun bir zaman içinde, pek küçük kristal parçacıkları hasıl olur.
Silikatlarda kristal strüktürün gevşeyip dağılmasına sebep olan kimyasal hadiseler hidratlanma, oksitlenme ve hidrolizdir.
4. 21 Hidratlanma
Suyun pek küçük mineral parçacıklarını nisbeten hızla ve filhakika önce köşelerinden başlıyarak çürüttüğü gözlenir. Bu olayı şöyle izah etmek mümkündür: Bir kristalin yüzeyinde, kenar ve köşelerinde bulunduğu için her yanından negatif elektrik yükleriyle denge halinde bulunmayan katyonlar, kristal - toprak sınır yüzeyinde pozitif elektrik yüklerin kümelenmesini sonuçlandırırlar. Bu pozitif elektrik yüklerini doyurmak için katyonlar çevrelerinden sumoleküllerini çekerler. Su moleküllerini tamamiyle :ıı..ötr bir teşekkül olarak tasavvur etmekle bu olay anlaşılamaz. İki H+ ve bir oı- iyonundan oluşmuş bulunan her bir su molekülü iki kenarı eşit bir üçgen şeklindedir (şekil 20) . Bu molekülde pozitif yüklerin sıklet rner-
/ --~ - - - - - -;,- - - - - -~·
Şekil 20 : Bir su dipolü ve katyonların su dipolleri tarafından sarılışı (W. Laatsch 1954'den)
kezi, negatif oksijen iyonunki ile bir araya düşmediğinden su molekülü bir dipol teşkil eder. Böyle bir dipol, oksijen kutbu katyonun pozitif elektrik saha.sına doğru çevrilerek yönelir. Böylece pozitif elektrik yükü fazlası, kristal kafesinin negatif elektrik yükleriyle doyurulmamış olan katyonların etrafında su moleküllerinden ibaret bir manto hasıl olur. Su mantosu bir izolatör vazifesi gördüğü için, hidratlanmış katyonların kristal strüktüründeki anyonlarla olan bağ-
71
!arını büsbütün gevşetir ve katyonlar kristalden ayrılır. Sınır yüzeyi katyonları hidratlanınca kristalin köşe ve kenarlarında zayıflık zonları hasıl olur. Elektriksel denge bozulmuş olduğundan, kristal çatlar; buradan kristal içine girmiş bulunan su molekülleri çatlak boyunca meydana çıkmış bulunan yarı serbest katyonları hidratlar. Bunun sonucu, kristalin gittikçe derinliğine çatlamasıd1r. Suyun absorbe dilmesi ve katyonlar efrafında birikmekle kristal strüktürünün gevşemesi mineral parçacıkları küçük olduğu oranda daha hızlı olur. Çünkü bir mineral mekanik bölünme ile küçük parçacıklara ayrıldıkça kenar ve köşelerin sayısı artmış olur, ve hidratlanma ile kristal strüktürünün çatlayıp yarılması daha büyük bir hız kazanır.
4. 22 Oksitlenme
Yarılma sonunda kristalin içine sızan su mo1ekülleri ile birlikte oksijen de girince, özellikle demirli minerallerde, iki valanslı demir üç valanslı demir haline oksitlenir. Bu olaya biyotit, anifibol, pirokeen ve olivin grubu mineralleri uğrarlar. Oksijen, kristal içine girmekle iki valanslı demiri üç valanslı ferri oksit haline mesela kahve renkli götit'e çevirir. Bazı minerallerde bulunan iki valanslı Mn de oksitlernnekle daha yüksek valanslı MnOOH ve MnOı bileşimlerine döndürülür. Birçok mineraller iki valanslı Fe ve Mn ihtiva ettiklerinden kayanın kimyasal ayrışması, hemen daima esmer pas renginin veya koyu bir rengin görünmesiyle birlikte gider; ve kimyasal ayrışmanın ulaşmış olduğu derinlik, kaya renginin değişmesiyle kendisini göst~rir. Böylece mesela siyah bir bazalt veya boz bir granit esmer kırmızımsı çakıllar haline döner.
Hidratlanma ve oksitlenme kimyasal ayrışma olaylarının en esaslı reaksiyonları olarak meydana gelirler. Pallmann'a göre bu reaksiyonlar, yeni dış şartların. zoru altında cereyan eden lüzumlu bir denge kuruluşudur (W. Laatsch, 1954'te). Primer mineraller, yüksek basınç ve yüksek sıcaklık altında hasıl olmuşlardır; daha alçak bir baHncın ve sıcaklığın bakim olduğu yeryüzüne çıkınca Le Chatelier prensibine göre değişmiş bulunan şartlara hacmini çoğaltarak ve ısı vererek uyarlar. Gerek hidratlanmada ve gerekse oksitlen.meae mineralin hem hacmi bi.iyür, hem de ısı açığa çıkmış olur.
4. 23 Hidroliz
Minerallerin hidroliz ile ayrışması suyun çözündürücü etkisinden çok daha önemlidir. Çözünme olayında, esas itibariyle suda çözünür tuzlarla kalsiyum karbonat bahis konusudur. Oysa hidrolizde kuvars ve ağır minerallerden mağn.etit, ilmenit, titanit ve zirkon gibi
72
bazıları istisna edilirse, feldispatlar, ferromağneziyen min~raller, mi-kalar gibi silikatlar da ayrışır. ~
Hidroliz bilindiği gibi suyun iyonları ile, bir tuzun baz ve asidine ayrışması olayına denilir. Suyun iyonlaşması,
HıOµH+ +OH-
denklemi ile gösterilebilir. Ortamda H+ iyonları kadar OH- iyonları
mevcut olduğundan suyun reaksiyonu nötrdür. Suya bir tuz katılınca, tuz kuvvetli bir elektrolit olduğu takdirde,
BAµB+ -t- A-
denklemi gereğince asit (A) ve baz (B) iyonlarma yani anyon ve katyonlarına ayrılır ve başkaca bir değişiklik olmaz. Fakat tuz kuvvetli bir elektrolit değilse zayıf bir asit ya da zayıf bir bazın tuzu ise, çözeltin.in reaksiyonu nötr kalamaz, asit veya bazik olur. Gerçekte tuz çözeltilerinin mühim bir kısmı bazik (mesela Na2C03) ya da asit (mesela Fe Cl3) reaksiyon gösterir; çünkü böyle bir tuzun bir iyon türü suyun H+ ve OH- iyonlariyle dissosiye olmayan bir bileşim haline gelir ki bu durumda nötr reaksiyon bozulur. Böylece çözeltileri bazik reaksiyonda olan tuzlarda :
B+ + A- + H+ + OH- ---+ HA + B+ + OH-
ve çözeltileri asit reaksiyonda olan tuzlarda ise :
B+ + A- + H+ -!- OH--+ BOH + A- 1 H--
denklemlerin.e göre hidroliz olur.
Yukarıdaki kimyasal olaylarda iyonların eş değişerek yeni gruplar yapması bir kimyasal kanuna dayanmaktadır. Buna göre bir iyon karışımında daima elektrik yükleri bir.birinin aksi olan iyonlardan dissosiye olmayan yani iyon.laşmayan bir bileşim yapacak çiftler bir araya gelir ki hidro1izde de böyle bir hadise olur.
Toprağı teşkil eden silikat mineralleri zayıf bir asit olan .. füs asidinin tuzları olmak dolayısiyle hidrolize uğrarlar. Yalnız buradaki hidroliz suda çözünen ve kristal strüktürü hemen dağılan tuzlardaKi gibi kolayca olmaz. Silikatların kristal strüktürü kuvvetli olduğundan hidroliz olayı önce yalnız kristalin. sınır yüzeylerindeki katyonlarda olur. Böyle bir reaksiyona silikatların bir ve iki valanslı K-, Nıa+, Mg2 +, Ca2 +, Fe2 +ve Mn2+ gibi katyonları en müsaittirler. Bu katyonlar önceden göriildüğii gibi hidratlanmış oldukları için kristal strüktürü ile olan bağlan esasen zayıflamış bulunmaktadır. Bun.a
73
eklenerek, kinetik enerjileri boyutlarının küçük olması hasebiyle yüksek olan hidrojen iyonları bu yüzeydeki katyonları devamlı surette bombardıman etmekle onları yerlerinden sökerler. Bu reaksiyonda bir hidrojen iyonu, bir değerli bir K veya Na'yı çözeltiye atar. İki değerli bir katyon yerine iki tane hidrojen iyonu kristale bağlanır. Böylece çözeltinin reaksiyonu bazikleşir. Kayaların bileşimine giren silikatlar arasında feldispatlar çoğunluğu teşkil ettiklerinden ve böylece toprak teşekkülünde özel bir öneme sahip olduklarından, silikatlarm hidrolizle ayrışması bir feldispat misalinde açıklansın.
Feldispatların hidrolizi aşağıdaki reaksiyon denklemine göre cereyan eder.
Ortoklas kristalinin yüzeyindeki K-iyonları, H-iyonları ile değişirler ve bir nev'i ortoklas asidi ve KOH hasıl olur. Kristalden birçok katyonlar hidrolizle ayrıldıktan sonra, mineralin kristal strüktüründe çöküntüler başlar ve daha ileri giden bir hidroliz sonunda bir miktar silis ayrılır. Bu son reaksiyonda ya feldispat asidinden çok daha dayanıklı olan kaolinit minerali ya da silis asidi ile alüminyum hidroksit teşekkül ederler :
Kaolinit
Yukandaki denklemlerde gösterilmiş bulunan reaksiyonlar birer misalden ibarettir. Çünkü feldispatların ayrışmasında kaolinitten başka mineraller de hasıl olabilir. Yukarıdaki reaksiyonların vaki olduğu yapılmış bulunan deneysel araştırmalarla bellidir. O. Tanım, (Laatsch, 1954'de) feldispatları 2-0.2 µçapında parçalar halinde öğüttükten sonra H20 ile hidrolize tabi tutmuştur. Bu deneylerle, hidroliz sonunda ortamın pH'sı 10.76'ya yükselmiş yani kuvvetli bir bazik reaksiyon hasıl olmuştur. Bu ameliye sonunda feldispatların silis kaybederek mika_ pullarına benzeyen bir kristal formu kazanmış oldukları bulunmuştur. Hidroliz sonunda teşekkül etmiş olan bu yeni maddeler mübadele reaksiyonlarına kabiliyetlidirler. Yani kristallerinde bulunan H+Iarı karşılığında K+, Na+ ve Ca2+ gibi metal iyonlarını absorbe etmek kabiliyetini kazanmışlardır. Toprakta primer minerallerin kimyasal ayrışması sonun.da hasıl olan sekunder minerallerin ekserisinin bu türlü mübadele reaksiyonlarına muktedir oldukları bilinmektedir.
74
4. 3 Biyolojik ayrışma
Biyolojik ayrışma terimi ile kaynağını mikro-ve makroorganizmaların hayat faaliyetinden alan bütün ayrışma olayları anlaşılır.
Bitkilerin kökleri, taşların hem fizik bölünmesinde hem de kimyasal ayrışmasında tesirli olur. Kökler taşların çatlakları arasına girerek büyürler. Bu esnada bilhassa çaplan kalınlaştıkça büyük bir basınç meydana getirirler. Bu konuda uzun ve kalın kökler yapan ağaçlar en çok tesirlidirler. R. Lang'ın (1926) yaptığı bir hesaba göre 10 cm çapında ve bir metre uzunluğunda bir kök, büyüdüğü esnada çapı kalınlaşmakla 30.000 - 50.000 kilogramlık bir kaya parçasını kaldırabilecek kadar bir basınç geliştirebilir. Ağaç köklerinin taş yarıkları içinde çok derinlere gittiği, taş ocaklarında yapılan gözlemlerden. belli olmaktadır. Mesela sarıçam kökleri kayaların çatlakları arasında 6 metre derinliğe (H. Vater, 1926) ve Pinus ponderosa kökleri 12 metre derinliğe kadar (Lutz ve Chandler 1947) inebilmektedirler. Bu rakamlar da gösteriyor ki taşların kimyasal ayrışmasında ve mekanik bölünmesinde ağaçların tesirleri oldukça büyük bir derinliğe kadar ula~ır.
Ağaç köklerinin solunum ile çıkardıkları fazla C02 ve toprak minerallerini çö.zündüren asit tabiattaki salgılar kimyasal ayrışmayı hızlandırır. Böylece köklerin etrafındaki toprak ve kayaların renklerinin ağardığı yani şiddetli bir yıkanmaya ve ayrışmaya uğradığı müşahede edilir. Toprak yapan minerallerin mikroorganizma ~tkisi altında hızla değişip ayrışmasını gösteren misaller bilinmekte ir. Mantarlar tarafından sıvı ortamda silikat minerallerinin ayrıştırıl
ması ve bazı mineral maddelerin serbest hale geçirilmesi etüd edil -miştir. Tabii silikatların ayrıştırılmasında sitrik asidi ve oksalik asidi hasıl eden mantar türlerinin bu konuda en tesirli oldu1 ları bulunmuştur (Handerson ve Duff, 1963).
Likenlerin, alglerin ve diatomelerin metabolik _ ürünlerinin zor çözünen silikat minerallerini çözündürdükleri de tesbit olunmuştur. Şu halde mikroorganizmaların fizyolojik faaliyetleri neticesinde hasıl ettikleri bir takım asitlerin yardımı ile mineralleri ayrıştırdıkları anlaşılmaktadır. ·
75
5. KİLı MİNERALLERİ
Kil min.eralleri: toprakların kil bölümünde bulunan, sekunder tabiatta, suyu havi alüminyumlu silikatlardır; bileBimlerinde değişik oranda Fe, Mg, Ca, K ve Na bulunabilir. Feldispatlar, mikalar, amfiboller ile piroksenler gibi primer minerallerin kimyasal ayrışmasından hasıl olurlar. Fakat primer minerallerin hidratlanması ve cüz'i nisbette değişmesiyle de kil mineralleri doğabilir.
Kil mineralleri alçak basınç ve alçak sıcalı:lıklarda teşekkül etmiş olduklarından., primer minerallerin aksine büyük kristaller geliştirememişlerdir. Bu sebepten sekunder kil mineralleri en çok 2 mikrondan küçük toprak kısımlarında bulunurlar. Kil mineralleri bu kısımlarda diğer ayrışma mahsülleri ile birlikte, mesela kalsit (CaCÜ3), goetit ( a -FeOOH), hidrarjillit (gihbsit) (AI (OH) 3), ve bundan başka gayet küçük kuvars kristalleri ve mika pulları ile birlikte bulunurlar.
Topraktaki kil minerallerinin şekli eskiden amorf olarak kabul ediliyordu. Fakat 1930'dan.beri bilhassa röntgen ışını ve elektron mikroskobu yardımiyle bu vadide yapılan araştırmalar, bu maddelerin iç bünyesini aydınlatmış ve kristalen karakterde olduklarını ispat etmişlerdir. Kil mineralleri çoğunlukla yaprakcıklar, az sayıdaki bazı türlerde şeritler şeklinde kristallerd.ir; büyük b·r plastikliğe sahiptirler ve bir kısmı kristal strüktürü içine yani yaprakcıklar arasına suyu çekip şişebilirler.
Toprak suyundaki katyonların ve bazı anyon.ların belirli kurallara göre kil minerallerinin yüzeylerinde seçilerek adsorbe edildikleri, başka iyonlarla yer değiştirebildikleri bilinmektedir. Yine özel şartlar altında bazı katyonların kristal strüktürü içine yani yaprakcıklar arasına girdikleri ve orada bitkiler tarafından alınamıyacak şekilde bağlandıkları (iyon fiksasyonu) da bilinmektedir. Bütün bu olaylar, kültür bitkilerinin yaşamasında önemli olup aydmlatılma
ları için kil minerallerinin iç yapısını bilmek icabeder.
Hesaplara göre 1 g kaolinit mineralinde 80 m2 lik bir yüzey var· dır; 1 g montmorillonitte ise yüzey, 800 m2 yi bulur. Buna göre we .. sela % 10 oranında montmorillonit ihtiva eden bir toprağın m2'sinde
76
oo (a) Kaolinit (b) Montmor-illanit
Şekil 22 : (a) bir kaolinit kristalinin iyonik yapısı. Bir oktahedron tabakası ile bir tetrahedron tabakası oksijen köprüleriyle birbirine lehimlenerek yaprakcığı hasıl etmişlerdir (1 :1 kristal tipi). (b) İki tetrahedron tabakası arasında bulunan oktahedron tabakasının her iki tetrahedron tabakasına oksijen köprüleriyle lehimlenmesi ile meydana gelmiş bir montmorillonit kristalinin
iyonik yapısı (2:1 kristal tipi) (Scheffer - Schachtschabel, 1960'dan).
ron tabakaları oksijen köprüleri ile birbirine lehimlenerek bir yaprakcık teşkil ederler. Bu yaprakcıklar, bir kitapta olduğu gibi üst üste gelerek kristali yaparlar. Yaprakcıklar arasındaki bağ nisbeten zayıf olduğundan kil mineralleri, mikalarda olduğu gibi yaprakcıklar halinde kolayca dilimlen.irler.
Primer minerallerin iyonik strüktürlerinde görülmtiş olduğu gibi, hem tetrahedronlardaki Si iyonları hem de oktahedronlardaki Al iyonları başka iyonlarla değişebilirler (izomorfik sübstitüsyon). MeEela Si iyonu, Al iyonu ile ve Al iyonu ise Mg, Fe ve Mn iyonlarından biri ile değiştirilmiş bulunabilir. Çok valanslı iyonlar daha az va• lanslılarla, mesela Si4+ iyonu, Al3+ iyonu ile ya da AP+ iyonu, Mg2+ iyonu ile değiştirilirse kristal strüktüründe negatif elektriksel yük fazlası doğar. Bu negatif yükün dengelenmesi, ya üst veya altta bulunan komşu yaprakcıklardaki bir pozitif yük fazlası ile (mesela kloritlerde olduğu gibi) ya da Na, K, Mg, Ca gibi pozitif yüklü iyonların fazladan bağl~ası ile sağlanır. Yalnız bu son zikredilen katyonlar, illit minerallerindekilerin istisnasiyle, kabili mübadele bir şekilde bulunurlar. ·
5. 2 Kil minerallerinin sınıflaııdırılması ve önemli grupları
5. 21 Kil minerallerinin sınıflandırılması
Sınıflandırılma esas itibariyle kil minerallerinin kimyasal bileşimlerine ve kristal strüktürlerine dayanmaktadır. Bu meyanda, killerin kristalini oluşturan yaprakcıkların iyonik strüktürleri, yaprakcıkların kalınlığı, oktahedral tabakada Al ve Mg katyonlarının bu-
78
lunması, tetrahedral tabakada izomorfik sübstitüsyon (Si yerine Al'ın geçmesi), kristallerin şişme kabiliyeti gibi karakteristikler göz önünde tutulur.
Yaprakcıkların iyonik strüktürü
Kil minerallerinin kristallerindeki her bir yaprakcık yukarıda açıklandığı gibi iki ya da üç tabakadan oluşmuştur.
Bazı kil minerallerinde, mesela kaolinitte, yaprakcıklar, bir tetrahedron tabakasının bir oktahedron tabakasiyle (tet-okt) lehimlenmesin.den oluşur ki bunlara 1 :1 ya da iki tabakalı (diforrnik) mineraller adı verilir. Başka kil minerallerinde yaprakcıklar iki tetrahedron tabakası arasında bulunan bir oktahedron tabakasından (tetokt-tet) hasıl olmuştur ki bunlara 2:1 yahut üç tabakalı (trimorfik) mineraller denilir. Montmorillonit grubu mineralleri ile mikamsı kil mineralleri bu sınıfa girerler.
Tabakalarda isomorfik sübstitüsyon
Yaprakcıkların kalınlığı önemli bir karakteristikdir. Aralıklar ise sabit veya değişken olabilir. Mesela kaolinitlerde yaprakcık kalınlığı 7 A kadar olup aralıklar sabittir. Montmorillonitlerde yaprakcık kalınlığı 10 A mertebesindedir, aralıklar ise hidratasyon derecesine. göre değişebilir.
Oktahedral tabakanın bileşimi
Bu tabaka koordinasyon sayısı 6 olan katyonlar ile onların etrafını sarmış bulunan altı oksijenden teşekkül etmiştir. Oktahedral tabakayı teşkil eden katyonlar Al gibi üç ya da Mg gibi iki valanslı olabilirler. Oktahedral tabakada katyonlar tarafından işgali mümkün olan oktahedral pozisyonların. yalnız üçte ikisi 2 Al tarafından işgal edilmişse «dioktahedral» diye terimlendirilir. Yahut mümkün olan üç oktahedral pozisyonunun her üçü de üç Mg ile işgal edilmiş olabilir ki o takdirde «trioktahedral» denilir.
Tabakalarda isomorfik sübstitüsyon
Özellikle tetrahedral tabakalarda bazı Si iyonlarının yerine Al iyonları geçebilir. Böylece bir fazla valans (negatif yük) bağımsız kalır, bu serbest valanslar bazı katyonlara bağlanarak yapraklar arasında köprüler teşkil ederler. Böylece mesela K+ iyonları illitlerde, Mg2+ iyonları kloritlerde yaprakcıkları birbirine bağlar. (kil minerallerinin sınıflandırılması tablo 12) .
79
Tablo 12
Killerin sıruflandınlması ( Caillere, Henin ve MacKenzie'ye göre)
, Yaprakcık ' 1
Oktahedral İsomorfik . Yaprakcık kalınlığı
tabakanın Sübsti- aralıkları Mineral grubunun
ve tabaka bileşimi tüsyon ve şişme ismi
sayısı 1 1
Yok Kaolinit Yok
Dioktahedral Var ----- ---------·
1 Halloysit
7 A (2 Al3+) , _____ , ______ ! _________ ,
(1 :1 yahut ·-------ı-T-et_r_a_h_ed_r_a_ı J-------1 Donbassit? dimorfik) .
Yok Yok Antigorit, serpantin Trioktahedral 1
ı-ı :-----.: --<_3_M_~_+_>_ Tetrahedral __ Y_o_k __ Derthierine
1 ! Yok 1
Cl.l
Yok ı (Piroflllit minerali!)
14 A dan · Montmorillonlt çok şişer
Dioktahedral Tetrahedral ı-----1----------ı (2 AP+) 14 A dan
ve az §işer Oktahedral !-----'----------•
Vermiküllt
10 A Mika 1
Şişmeyen
(2:1 yahut ______ : _____ , __ m_i_k_a __ , __________ ı
trimorfik 1 Yok ı
. 14A
2:2 yahut tetra
morfik)
10 A (2:1)
şeritler
halinde
12 A ;:! 1 Si02 zin-·~ ciıi ile
~ 11 Mg (OH)z zincirinin
1
(Talk minerali!) ----ı----·
14 Adan 1 çok şişer
Trioktahedral Tetrahedral (3 Mg'!+) ve 14 A dan
Oktahedral az şişer
Trioktahedral Dioktahedral
Trioktahedral ı Trioktahedral
1
Tetrahedral 1 Trioktahedral ve
Trioktahedral
Oktahedral
Tetrahedral ve
Oktahedral
Yok
Yok
Yok
Montmorillonit
Vermikülit
Mika
Leptoklorit
Ortoklorit
Polygorskit
Sepi o Ut
1 birleşmesi ~-=---------...;.. __________ _.;.. ___________________________________ _
80
5. 22 Kil minerallerinin. önemB gnıpfan Kaolinit mineralleri
Strüktürleri 1 :1 olan minerallerin tipik bir temsilcisidir. Kaolinit başka kil minerallerin bazılarında olduğu gibi altı köşeli pullar halindedir (şekil 23). Her bir yaprakcık, bir tetrahedron tabakası ile bir oktahedron tabakasının lehimlenmesinden oluşur (şekil 22). Bu bi-
a
b
şekil 23 : ( a) Kaollıdt ;kristallerinin elektron mlkroskopu lle çektlmtı bir reaml kristaller arasında ba&t aıtı kögelller göı1llmektedlr. (b) Çubuk haHndekf bir ha.lloisit kristali (Macatftay Instltute for sotl research.· Aberdeerı, la.boratuvarm-
da yapılmıştır). Bolu. Aladağ orman topraklarından elde edllm1f kil ınlnerallertne aıttır.
81
le~imdeki yaprakcıklar üst üste binerek kristal strüktürü meydana getirilir. Yaprakcığın bir yüzeyi O iyonlariyle ve öbür yüzeyi ise OH iyonlariyle sınırlanmıştır. Elektrikçe nötr olan yaprakcıkların bir arada tutulması, hidrojen köprüleri şeklinde OH-O bağlariyle sağlanır, o suretteki elektriksel yükün dengelenmesinde kristal strüktürünıdekilerden başka herhangi bir iyon lüzumlu değildir. Yaprakcıklar arasındaki mesafe o kadar küçüktür ki hiç bir iyon aralarına girip bağlanamaz (şekil 24). Bu sebeplerden kaolinit grubu minerallerinin adsorpsiyon kapasiteleri düşük 3-15 m.e/ 100 g kadardır. Şişme kabiliyetinden mahrum oldukları için (halloisit müstesna) suyu da fazlaca tutamazlar. Kaolinitli topraklar suyu emmek ve tutmak hassaları zayıf ve katyon mübadele kapasiteleri küçük olduğundan bitkilerin beslenmesi konusunda küçük bir değere sahiptirler. Bu top-
Kaolinit
-9.5 - >}OA
ı !
(' /"('·(-,(,___Yr'
Jyr -- ·--· ·-" 11f~~r .. --~~1~- · + r · ... •-<(•;><•' >'<•:-:•·-: r , "( { ( ,
-~,/ - ... _ ',_#/
ı 1 ,.-,-J5-1'A \Ca 1 ı -/ l !fİE ~-· -.. -~ c1g· . ~ . ~., /.
:f· '-~-.r I 1 )
~y r: -~.,, - ·'--· J ___ .. ,__., Montmorillonit
Muskovit
Şekll 24 : Bazı silikatlann iyonik strüktürü. (Scheffer - Schachtschabel, 1960'1an).
rakları kireçle düzeltmek ve onlara kırıntı strüktürü kazandırmak pek zordur. Küçük olan katyon mübadele kapasiteleri kalsiyumu çok miktarda adsor.be etmelerine imkan vermez; dolayısiyle kırıntılanamazlar. Bu gibi toprakları ıslah etmenin en iyi yolu bol miktarda humus katmakdır.
Montmorillonit ( Smektit) mineralleri
Strüktürle.ri 2:1 olan bu minerallerde bir oktahedron tabakası üst ve alt yüzünden birer tetrahedron tabakasiyle kaplanmıştır (şekil 22, b şeması). Her iki tetrahedron oksijen köprüleriyle oktahedrona lehimlenmiştir. Yaprakcıklar. kaolin.it grubunda olduğunun aksine, her iki yüzde O iyonları ile sınırlanmışlardır (şekil 25). Tipik montmorillonitte Al yerine Mg girmekle isomorfik sübstitüsyon olur;
82
tetrahedronlarda Si ile Al arasında böyle bir isomorfik sübstitüsyon ancak küçük bir ölçüde olabilir. Montmorillonit grubunun bir üyesi olan « beidelit» mineralinde .bunun aksi bir durum vardır, yani tetrahedronda Si'in Al ile sübstitüsyonu çok daha fazla, buna karşılık oktahedronlarda Al'ın Mg ile sübstitüsyonu çok daha azdır. Bir başka üye olan «nontronit» mineralinde oktahedron merkezleri esas itibariyle iki ve üç değerli Fe ile işgal edilmiştir.
Montmorillonit grubu mineralleri, kristalin şişmesi kabiliyetine sahiptirler. Su molekülleri, yaprakcıklar arasına çekilmekle, aralan açar; böylelikle kristal şişer. Yaprakcıkların arasındaki mesafe kuru halde 3.5 A kadar iken kristal su alarak şişince bu mesafe 14 A'a kadar büyür. Montmorillonit kuruyup aralıklar kapandıktan sonra ıslatılırsa tekrar şişerek aralıklar açılır; zira iki yaprakçığa ait olan ve karşı karşıya duran O tabakaları arasında, kaolinitteki OH tabakası ile O tabakası arasında olduğundan daha zayıf bir bağ vardır. Aralık mesafelerin bu şekilde genişJ.emesi sonunda kristal içine giriş imkanı hasıl olduğundan montmorillonitlerde kristalin bir dış yüzeyi bir de iç yüzeyi vardır. Bu durum adsorpsiyon kabiliyetinin yükselmesini ve katyon mübadele kapasitesinin kaolinitlerdekinden çok üstün olmasını sonuçlandırır.
Montmorillonitli toprakların suyu tutma özellikleri iyidir. Katyon mübadele kapasitesi 80-150 m.e/100 g kadardır. Montmorillonitli topraklar kireçlemekle kolayca kırıntılık kazanabilirler ve bu hal uzun bir süre devam eder.
İJlit mineralleri
İllit mineralleri hem kimyasal ayrışma ürünlerinden (Si02 ve Al(OHh sollerinden), hem de hidmtlanmış mika kristallerinden teşekkül etmiş olabilirler. Mikadan türevlenme şeklini takip etmekle nasıl geliştikleri anlaşılabilir. Öyle göıiinüyor ki, bu mineralin gelişimi mikanın yarılması ile başlar. nkin bazı yaprakcıklar arasına su molekülleri girer. Su molekülleri yaprakcıklan birbirine bağlayan K iyonları tarafından içeriye çekilir. Bu giriş kristal kafesinin kusurlu olan yerlerinde kolaylaştırılır. Potasyum iyonlarının hidratlanma enerjisi, en sonunda yaprakcıklar sırasındaki bazı aralık yüzeylerde çatlamalar meydana getirir. Bu durumda H ve H30 iyonları, hidratlanmış olan K iyonlarını aralan açılmış bulunan yaprakcıklar arasından sökerek kristal strüktüıii dışına atarlar. Bu gelişme ilerledikçe mikadaki yaprakcıkların daha çok kısmının aralan açılır ve K'nın miktan gittikçe azalır. Burada ciltli bir kitaptaki sahifelerin, cilt bozulunca birbirinden aynlmasına benzer bir hadise olur (şekil 25). Bütün bu geçit safhalar ve akraba olan kil mineralleri «illit grubu:. kollektif anlammda bir arada toplanırlar.
83
------------------------------------------------- - - ----------------------------------------------------------
p:----- - -_-:_--j E -- ----4 E------ -- ---3 E -ı
E---- - t
c
E--- ----3 F- - - - - - - - 3 F---- ----3 E--------3 E--------3 1----------3 E - - - - - - - - -ı
F - - - - - - - - -1 1- - - - - - - - --1
F - - -- - - - - --ı
d Şekil 25 : Mikanın ayrışmakla illit ve montmorillvHit'e dönüşü. a) Düzenli bir sıra halinde birbirine yapı§ık yaprakpklardan yapılı taze mika kristali, b) ilk ayrışma hali. Zayıf bir zondan başlayan ayrışma noktasından kristal çatlar ve K-iyonlarının mübadelesine imkan verir. c) tıııt - montmorillonit hali. d) Eski mika kristalinin yaprakcıkları tamamiyle tek yaprakcıklar halinde aralanmıştır; mesafeleri araya istiflenmiş su miktarına göre değişik olur. Gelişmenin son basamağı olan montmorillonit. (M. L. Jackson ve arkadaşlarının bir
şekline göre - W. Laatsch, 1957'den).
Bütün illitler mikalara akrabadırlar; ınikalardan daha az K ve daha yüksek kristal suyu muhtevasiyle ayrılırlar. İllitlerin katyon mübadele kapasitesi 10-50 m.e/100 g arasındadır.
Verınikülit mineralleri
Oktahedronlar tabakasında esas itibariyle Mg katyonunun bulunduğu montmorillonite pek çok benzeyen ve iyi kristal şeklini alan bir mineraldir. Vermikülit, biotitin illit safhasından türevlenir; illitin yaprakcıklarını bir arada tutan K kalyonları yerine, yaprakcıklar arasına toprak suyundaki Mg katyonları girmekle vermikülit hasıl edilir. Mikalardaki K kalyonlarının aksine olarak vermikülitteki bu Mg katyonları mübadele edilebilirler. Mg katyonları yaprakcıkları K katyonları kadar sıkı surette yapıştıramazlar, böylece aralarına su molekülleri girer ve kristal şişebilir. Fakat şişme montmorillonitte olduğu kadar değildir. Kabili mübadele olan Mg katyonları yerine K yahut NIL kıatyonları ikame edilirse yaprakcıklar
84
arasındaki mesafe azalır 10 A'a düşer. Bu suretle yaprakcıklar birbirlerine lehimlenir ve illite benzer bir mineral hasıl olur (potasyum fiksasyonu) .
Ali o fan
Allofanlar, suca zengin sekunder aluminyum silikatlardır. Amorf olduklarından röntgen ışınlarında kristal yapısı göstermezler. Boyutları 0.2 mikrondan küçük, yuvarlaklaşmış parçacıklardan ibaret olup Al, Fe, Si iyonları etrafındaki O ve OH iyonları oktahedron ve tetrahedron halinde düzenlenmiştir.
5. 3. Kil minera11erinin teşekkülü
Önceki bahiste hidrolizin etkisi anlatılırken bazı kil min.oraUerin ·n mesela kaolinitin de teşekkülüne kısaca değinilmiştir.
Ana kayada esasen mevcut olan ve bu sebepten toprağa veraset yolu ile gelen yıani litojen menşeli klorit gibi mineraller, genellikle sed.imenter kayaların ayrışmasından hasıl olan topraklar<la rastlanırlar. Bu türlü minerallerden sarfınazar edilirse, primer minerallerrlen türevlenen kil mineralleri başlıca iki surette teşekkül ederler.
(1) Yıaprakcıklardan meydana gelmiş bir yapıya sahin ola 1 rnuskovit, biyotit v.b. gibi primer minerallerin., kimyasal ay ışına olayları esnasında değişmeleri ile kil mineralleri hasıl olabilir. Bu olayda bahis konusu primer minerallerin temel strüktürJ(:'ri korunmuş ve daha ziyade yaprakcıklar arasmdaki iyonlar çözündüı ··ı re;- kristalden ayrılmış bulunurlar.
(2) Feldispatlar, amfiboller, piroksenler v.b. gibi minerallerin kristallerinin yıkılması ile meydana gelen ve toprak suyundan çözünmüş veya kolloid halde bulunan ürünler tekrar birleşerek kil minerallerini hasıl ederler.
5. 31 Yaprakcıklı minerallerin değişimi ile kil teşekkülü
Yukarıda illit grubu minerallerinin mika1ardan nasıl geliştikleri anlatılmıştır. Orada muskovitten illit ve biyotitten, fazla Mg muh-
Bazlarccı. zengin toprak suyunda Bazla ··ca fakir 2' it t ... ~ra.~ s • .i J:t: cb r~~~----~~--""'------~~~~ r- A~----~~~-·--,
Vermikülit
Mib--..,.-İllit / 1 .., Kao 11it --~. H' , •Ji i•
1 M-0nım!rillon(J -----~-~--,.._,,,/------.----~,___.} Yapnkr :kl'.:...r 1 1 aralanıp ~yrılması
85
tevasında, vernıikülit hasıl olduğu görüldü. Olayın bu yönde ilerlemesi ile sonunda montmorillonite benzer mineraller hasıl edilir. S. 86' -daki şema ile .bu olayı özetlemek mümkündür.
Zincirleme cereyan eden bu olayların birinci, montmorillonite benzer minerallerin teşekkülüne kadar olan safhası daha ziyade yaprakcıkların ara]anması suretinde olur; oysa ikinci safha yaprakcıkların yıkılması yani strüktürlerini meydana getiren tetrahedron ve oktalıedron tabaklarının ayrılıp dağılmaları anlamında cereyan eder ve ilkin bir miktar silis asidi kaybetmekle kaolinit ve bütün silis asidini kaybetmek sonunda hidrarjillit hasıl olur (şekil 26). 1llitler ve onlardan başka şişebilen vermikülit gibi mineraller asit, bazlarca fakir toprak sularında dayanıklı değillerdir; böyle bir ortamda gittikçe kaolinite dönerler. Sonuncu mineral de çok yıkanmış, eskimiş topraklarda varlığını koruyamaz hidrarjillite ve silis asidine ayrışır.
5. 32 Silikat minerallerinin ayrışma ürünlerinden kil teşekkülü
Kil minerallerinin teşekkülünde ikinci yol, yaprakcık strüktürüne sahip olmayan feldispatlar, amfiboller ve piroksenler gibi mjnerallerin ayrışma ürünlerinden hasıl olmaları şeklidir. Bu oLayda pri-
1Jl1l!lJlllllll Si - Tetrahedron tabakası
mııııııııııııı At- Oktahedron tabakası
Hidrargillit Al.,_(OH),
ııııı ı ı ı ıııııııııııı +Hp -2Si01
Şekil 26 : Montmorillonitin su almak ve silis vermekle kaolinit ve hidrarjilite dönüşil. (W. Laatsch, 1957'den).
mer mineraller ayrışmakla, kristal strüktürü tam bir yıkıntıya uğrayarak kısmen iyonlarına kadar dağılır ki, hasıl olan bu ayrışma ürünleri kil minerallerinin kristal strüktürlerini yeniden bina ederler.
Yavaş cereyan eden bir ayrışma, toprak suyundaki yüksek bir K + konsantrasyonu ile birleşince illit hasıl olur. Yüksek bir Mg2+ ve
86
Ca2+ iyonları konsantrasyonu ile yavaş ayrışma şartları ise doğruca montmorillonit teşekkülüne sebep olur. Bazlarca fakir asit bir toprak suyunda mesela f eldispatlar, doğrudan doğruya kaolinit minerali hasıl edecek gibi ayrışırlar. Bu olaylar aşağıdaki birleştirilmiş şemada görülebilir :
Primer mineraller A . b f k' 1 . ..,. k 1. . . ı . sıt ve az a ır ıgı ---+ ao ımt Iyonlar .. ya ~a kolloıd ~ bol K + --+ İllit
çozeltıler ~bol Mg'iı-,ca2 + ___.,.. Montmoriilonit
Sarihtir ki toprak alkalileri ve özellikle mağnezyum bakımından zengin ıbazalt, diyabaz, gabbro gibi anataşların ayrışması kolayca montmorillonit teşekkülünü sonuçlandırır. Mesela montmorillonit Dursunbey ormanlarında ıdiyabazın ayrışma.siyle meydana gelen toprakların kil fraksiyonunda % 80 oranında ve Erbaa'da bazalttan hasıl olan topraklardaki kil fraksiyonunda ise % 90 oranında bulunmuştur (W. A. Mitchell ve A. Irmak, 1958). Başka araştırmalar da Erzurum ve Diyarbakır dolaylarında bazalt ana.taşı üzerinde gelişmiş toprakların kil fraksiyonunda montmorillonitin fazla miktarda mevcut olduğunu göstermektedirler (Ö. L. Baykan, 1965). Buna karşılık Rize'de bazalt anataşının hasıl ettiği topraklardaki kil fraksiyonunda montmorillonitin bundan önceki misallere nazaran çok daha az oranda temsil edilmesi ise iklimin bu mıntıkada ekstrem nemli olması dolayısiyle şiddetli bir yıkanma sonunda kuvvetli bazların (Ca ve Mg) gitmiş olmasına atfedilir. Daha önce F. Gülçur (1958) de Rize'de bazalt üstünde teşekkül etmiş yedi toprak profilin.in yalnız bir t anesin· de bir miktar montmorillonit tesbit etmişti.
Anlatılanlar özltlendiğinde şu hakikatler belirmektedir: Bir top· nakta bulunan kil minerallerinin türü muhtelif faktörlere göre belli olur. Anataşın bazlarca zenginlik derecesi, ayrışma hızını ve yıkanma şiddetini tayin eden iklim ile drenaj durumu ve nihayet topraktaki pH derecesi ile ilgili olarak vejetasyon birer önemli faktördürler. Bunlara göre hangi kil minerallerinin teşekkül edeceği belli olur. Aynı genel vejetasyon ve iklim şartları altında bile toprağın yıkanma derecesini etkileyen drenaj şiddetlerine göre çeşitli kil mineralleri hasıl olabilir. Mesela drenajın engele uğraması halinde, bazlar yıkanmayıp toprıakta kalacağından montmorillo:njt hasıl olur.
87
6. TOPRA(UN ORGANİK l'flADDESi
Organik madde, toprağın .bir çok kimyasal ve fiziksel özelliklerini değiştirebilen derin bir etki geliştirir. Organik madde olmadan dünyanın yüzey tabakasını toprak diye isimlendirmek bile güçtür. Toprağın organik madde muhtevası en değerli bir kaynaktır ve miktarı pek kolaylıkla azalabilir.
Toprakta bulunan organik madde miktarı muhit şartlarına gö~·e
çok değişiktir; mesela bazı turbalık topraklarında 5·~ 85 ve hatta daha fazlıa organik madde bulunabildiği halde normal kültür topraklarında 7o 15'i nadiren geçer ve bazı ı:.ıcak iklim şartlarında % l'in altına düşebilir. Organik madde nemli ve serin iklim topraklarında çok, sıcak ve kurak iklim topraklarında ise az miktarda bulunmuştur. İklimin bu genel etkisinden başka toprağın drenaj durumu ve ha valanrna derecesi de organik madde miktarına etki yapar. Dren.ajın zayıf ve bu sebepten havalanma derecesinin düşük olduğu hallerde toprakta organik madde miktarı çoğalmak eğilimindedir. Zira bu çeşit topraklarda organik maddeyi yakıp tüketecek olan a~robik organizmaların yaşamalarını ve faaliyet göstermelerini mümkün kılacak iyi havalanma şartları yoktur.
Organik maddenin yalnız topraktan toprağa göre değil, fakat aynı bir toprak profilinde bile miktarca değiştiği müşahede olunur. Mesela orman topraklarında organik maddenin profil içinde değişmesi tablo 13'deki gibi bir gidiş takip eder :
88
Tablo 13 Toprak profilinde organik madde
miktarının değişimi 1
Profil yeri Del inlik
Göknar (Aladağ) (1) 0-7 cm Andezit, 1400 m. 7-15 »
15-30 » 30-60 »
-
Humus miktarı
10.72 5.39 2.31 0.76
--- - - - -Kayın (İnegöl) (2) 0-8 »
Granit 1400 m. 8-20 » 20-30 » 30-40 »
Meşe (Bahçeköy) (3) 1
Tersiye balçık 1 0-15 ı>
120 m. 1 30-40 »
(1) A. Irmak, M. Sevim ve F. Gülçur, 1964'rte:rı
(2) A. Irmak ve F. Gülçur, 1964'den (3) A. Irmak, 1940'tan
7.29 3.64 2.63 1.03
- - -----
3.00 0.26
Yukarıda verilmiş rakamlardan görüldüğü gibi, organik madde miktarı profilde genellikle derinliğe doğru azalmaktadır. Bununla beraber humus podsollerinde organik maddenin derinlikle miktarı ilkin azalır; fakat Bh horizonunda bir çoğalma gösterdikten sonra miktar tekrar düşer. Böylece yukarıdaki rakamların hasıl edeceği eğriden farklı bir humus-derinlik eğrisi elde edilir (şekil 27).
A1
(8)
c
a b
Şekil 27 : (a) Bir esemer orman toprağı11da e (b) bir humus podsolünde humusun derinliğe doğru dağılı§ı.
Bundan başka bir mahallin rakımı yiikseldikçe özellikle yüz y tabakadaki organik madde miktarı çoğalmaktadır. Bunun sebebi yükseklerde iklimin serin olması hasebiyle mikrobik faaliyetin azalmasına atfedilebilir. Alçak rakımlara doğru inildikçe, yağışlı olan sonbaharın hem süresi uzar hem de sıcaklığı artar; bununla ilgili olaraktan mikroorganizma faaliyeti canlı ve devamlı olur1 sonunda toprak~aki organik marlde tüketilerek miktarı azalm1ş bulunur. Bu söylenenler normal drenajlı, yani iyi havalanan topraklar için muteberdir. Mesela Aladağ'da 1400 metredeki göknar ormanında iyi drenajlı bir toprakta 0-7 cm derinliğinde ~~ 10.72 humus bulunduö-u halde ılıman iklimli Belgrad Ormanındaki meşe altmda iyi d enajh bfr toprakta aynı derinlikte miktar % 3'e kadar düşer. Oysa Belgrad Ormanında tam olmayan drenajlı neojen kili üzerinde teşekkül etmiş bir toprakta 0-10 cm derinlikte humus miktarı rt 11.97 olarak bulunmuştur. (İ. H. Tunçkale, 1965).
6. 1 Organik maddenin kaynağı ve bileşenleri
Bitkilerin değişik ayrışma safhalarında bulunan kökleri, yaprakları, dal ve sapları toprak içinde ve yüzeydeki organik maddenin en büyük kısmını teşkil eder.
Orman topraklarında organik maddenin kaynağını, ağaçların her yıl dökülen yaprak ve iğneleri teşkil eder. Ladin gibi gölgeye dayanıklı ve bu sebepten çok sıkı bir tepe çatısı geliştiren ağaç türu ormanlarmda, toprağın yüzünde başka bir bitki yaşıyamadığı için organik madde kaynağı olarak esas itibariyle yalnız düşen iğneler bahis konusudur. Kayın gibi gene gölgeye dayanıklı fakat kışın yapraksız olan türlerin meşcerelerinde ağaçlar yeşermeden önce toprağın üstünde muayyen türlerden oluşmuş bir toprak florası yetişir (A. Irmak, 1947). Şu halde kayın ormanında toprağa eklenen madde, sonbahardaki yaprak dökümünden başka, bir miktar da toprak florası artıklarından ibarettir. Meşe ve çam gibi fazla ışığa muhtaç olan ağaç türlerinin hasıl ettiği ormanlarda tepe çatısı gevşek olduğundan, özellikle yaşı ilerlemiş meşcerelerde, bol bir toprak florası bulunur; bu türlü meşcerelerde organik maddenin kaynağı, yaprak ve iğne dökümü ile birlikte toprak florasının mühim orandaki artıklarıdır.
Steplerde çayır ve otsu bitkilerden ibaret zengin bir flora bulunur. Buradaki bitkilerin ömrü, kış soğuğu ve yaz kuraklığı dolayısiyle bahar mevsimine inhisar eder. Bu sürede gür bir vejetasyon toprağın yüzünü örter. Bu vejetasyonun sap, dal ve kökleri toprağa kalır.
Tablo 14 Organik maddenin başlıca bileşenleri
Sellüloz % 20-50
Hemisellüloz ( Pentozanlar, Hekzozanlar) » 10-28
Ligninler » 10-30
Tanen, renkli maddeler, kutinler, suberinler, yağlar, mumlar » 1- 8 Proteinler » 1-15
Toprağa eklenen bu orga.pik maddelerde kül elementleri de vardır.
Tarla topraklarında kültür bitkilerinin köklerinden ve tohumlar hasat edildikten sonra kalan olgun sap ve yapraklardan başka, ahır gübresi ve başka organik gübreler de verilmek suretiyle bü~ yük miktarıda organik madde toprağa girer. Eklenen bu organik madde çok büyük sayıdaki organik bileşiklerden oluşmuştur ki yalnız ön.emli ve miktar itibariyle çok olanlar dikkate alınabilir. Bitki ar-
90
tıklarının bileşiminde genel olarak fonksiyonlarını tamamlamış doku elemanları bulunduğun.dan daha ziyade sellüloz ile lignin gibi maddeler vardır. Yağ, şeker ve protein gibi maddeler daha önceden doku elemanlarını ve tohumları hasıl etmek üzere kullanıldığından az miktarda bulunurlar. Waksman (1932) 'a göre olgun bitki artıklarında en çok hücre duvarları bulunur ve yaklaşık bileşimleri tablo 14'deki gibidir.
6. 2 Ormanda ölü örtü
Orman toprağının yüzünü örten az veya çok ayrı.~mış organik maddelerin bütününe «Ölü örtü» denir. Ölü örtü başlıca yaprak ile iğneleroen, bunlardan başka dal, tomurcuk, çiçek, tohum ve ağaç kabuklarından oluşur. Orman içinde bulunan ölmüş hayvanlar da ölü örtüye katılabilir.
Memleketimizde yayılmış bulunan yapraklı ağaçlar, bazı ert yapraklı meşe türlerinin istisnası ile, bütün yapraklarını sonbaharda dökerler. İğneli ağaçlarda yaprak dökümü, büyük kısmı itibariyle sonbahara isabet etmekle beraber kısmen diğer mevsimler zarfında da olur (Irmak, A. ve Çepel, N. 1968). Toprağın yüzüne dökülen organik maddeler içinde ayrışma ile humusu hasıl edecek maddelerden başka ormanın beslenmesi için küçümsenmesi mümkün olmayan miktarlarda mineral besin maddeleri ve azot bulunur. Bu sebeplerden ötürü ormanın ölü örtüsünü daha yakından tanımak icabeder.
6. 21 Yıllık yaprak dökümü miktan Sonbaharda toprağa dökülen organik madde miktarı çe itli fak
törlere göre değişir. Başlıcaları (1) ağaç türü, (2) ormanın ·raşı ile sıklık derecesi, (3) iklim ve (4) toprak kalitesidir. Şu halde her ağaç türüne, her iklime ve her toprağa uyabilecek kesin rakamlar verilemez. Hatta yıldan yıla farklı miktarlarda olan bir yaprak dökümü tesbit edilir.
Tablo 15 Belgrad Ormanında karaçam, kayın ve meşe meşcerelerinin
yaprak dökümü miktarı (mutlak kuru kg/ha) -
1
1 Yıllar Karaçam Kayın eşe
1960 4824 3350 3813 1961 4707 3510 3540 1962 4300 3628 3116 1963 4430 4089 3783 1964 4368 3982 3480
Ortalama 4526 3712 3546 (A. Irmak ve N. Çepel 1968'den)
91
Bugüne kadar yıllık yaprak dökümü üzerine yapılmış olan araştırmalara göre, mesela Belgrad Ormanında 1960-1964 yılları arasında süren beş yıllık -bir devrede yukarıda tablo 15'deki miktarlarda, yaprak dökümü tesbit edilmiştir.
Orta Avrupa'da mesela Almanya'da bazı araştırmalarla tesbit edilen sayılar ise tablo 16'da verilmiştir.
Tablo 16
Yıllık yaprak, dökümü miktarı kg/ ha
Kayın, bes yıllık ortalama 4180 kg/ ha
Ekstremler : En az 3000 »
En çok 6400 »
Sayılar özetlenirse denilebilir ki ağaç türüne, iklime ve yaşa göre yıllık yaprak dökümü miktarı farklı bulunmakla beraber büyük bir ortalama olarak yılda hektar başına 3,5 ton kadar yaprak maddesinin döküldüğü kabul edilebilir. Yerine göre bu rakamlardan yukar1 yahut aşağı değerlerin elde edilebileceği tabiidir.
6. 22 Ölü örtü mildan
Ölü örtü, yıllık yaprak dökümlerinin kısmen birikmesinden meydana gelir. Ölü örtü miktarı üzerinde yapılmış olan bazı ölçmelerden elde edilen sonuçlar gösteriyor ki ölü örtünün orman toprağ! üzerinde yatan miktarı yetişme muhitine, ağaç türüne ve yaşa göre değişik olabilir. Aşağıda tablo 17'de verilmiş bulunan sayılar bir misal olarak kabul edilmelidir.
92
Tablo 17
Belgrad Ormanındaki bazı meşcerelerde ölü örtü miktarı kg/ ha olarak
Ağaç türü -- --- -------
Karaçam (sıklık)
Kayın
(genç meşcere)
Ölü örtü
24850
22821 1
6. 23 Ölü .örtüdeki besin maddeleri ve ölü örtüden faydalanmanın zararları
Her yıl dökülen yaprakların mühim bir kısmı ayrışarak oksidasyonla mineralize olur yani C02 vererek yanar ve geriye iyonlar haline gelmiş mineral maddeler kalır. Fakat diğer bir kısmı ise yarı humuslaşmış veya tam humuslaşmış1 bir şekil alır. Birçok yılların bu arta kalan kısımları toprağın yüzünde birikerek .bütün ölü örtüyü teşkil etmekte bir paya sahip olur. Ölü örtüdeki besin maddesi miktarları bilinirse, hem ormanın besin maddeleri ekonomisi daha iyi anlaşılır hem de ölü örtüden faydalanıldığında ormanın uğrayacağı
besin maddesi kayıpları hakkında bir ölçü elde edilir. Aşağıdaki tablo 19'da ölü örtüde mevcut olabilen önemli besin maddesi miktarları bakımından bir misal verilmektedir.
Tablo 19 Belgrad Ormanı, kayın meşceresindeki ölü örtüde
bulunan mineral besin maddeleri miktarı kg/ha
Organik madde Mineral besin maddeleri
Ca Mg 1 K p
Yaprak tabakası 3835 52.11 8.41 6.62 2.45
Çürüntü tabakası 6418 116.29 15.20 15.33 6.33
N
43.33
101.40
Humus tabakası1 ) 12568 179.09 34.80 52.02 8.54 , 167.15
1
1
Toplam 22821 1347.49 58.41 73.97 17.32 , 311.88
ı) Tam olarak ayrılması mümkün olmadığından bir kısım Ah horizyonu dahil.
Bu sayılardan belirdiğine göre özellikle kayın gibi ölü örtüsü kalın olan ağaçların ormanlarında ölü örtüye bağlı önemli miktarlarda besin maddeleri mevcuttur. Ormanın normal bir büyüme yapması için bu besin maddelerinin toprağa kalması lazımdır. Eğer bazı yerlerde yapıldığı gibi ölü örtü topraktan kaldırılırsa orman zarar görür. Çeşitli maksatlar için mesela ahırlarda hayvanların altına sermek, gübre olarak kullanmak hatta yakılmak üzere ölü örtüden faydalanmaya memleketimizde Karadeniz sahillerindeki ormanlarda, İstanbul'da Polonez köyünde ve daha başka yerlerde rastlanır.
Ölü örtüden faydalanmanın ormanda mucip olduğu zararlar, mesela toprağın sertle~mesi, yosunla örtülmesi, ağaçlarda yaprakların
94
sarı bir renk alması, gövde büyümesinin (artımın) düşmesi, tabü gençleşmenin zorlaşması v.b. gibi zararlar erkenden göze çarpmıştır. Ebermayer (1876) ormanın ölü örtüsüne ait bir çok problemleri, kimyasal ve fiziksel özelliklerini araştırarak, aydınlatmış ve ölü örtünün orman toprağına kalması lazım geldiğini ispat etmiştir.
Ölü örtüsü faydalanma için alınmış ormanlarda genellikle artımın düştüğü gözlenir. Almanya'da 1/4-1/3 oranında artım düşüklüğü tesbit edilmiştir. Bunun sebepleri muhtelif araştırıcılar tarafından çeşitli surette yorumlanmıştır. İlk toprak araştırmaları, ölü örtüden faydalanılan yerlerde, besin maddelerinin önemli derinliklere kadar azalmış olduğunu gösteriyordu. Fakat başka araştırmalar besin maddesi bakımından esaslı bir fark ortaya koyamamıştır. Bazı araştırıcılar toprağın fizik özelliklerinde meydana gelen bozukluklara dikkati çekiyorlardı. Ölü örtüden faydalanılan topraklarda1 humusun azaldığı ve özellikle humus bileşiminin değiştiği yani ayrışmaya karşı dirençli ve azotca daha zengin olan humin asitlerinin biriktiği anlaşılıyordu. Strüktür şartlarının bozulduğu da muhakkaktı (W. Wittich, 1951).
Özetlenmiş olduğu gibi artım düşüklüğünü meydana getiren sebeplerin çeşitli olarak bulunması da tabii idi, çünkü muhtelif yetişme muhitlerinde mahalli şartlara göre (iklim karakteri, toprağın değişik tabiatı, ağaç türü, toprak florası) değişik faktörler terazinin kefesine ağır basar ve ölü örtüden faydalanmakla doğmuş olan zararlı ve artımı sınırlayan etki yerine göre ayrı bir sebebe yahut sebeplerin bir araya gelmesine dayanabilir. Şurada toprağın sertleşmesiyle meydana gelmiş bir su ekonomisi bozukluğu, öte tarafta fazla besin maddesi kaybı, brujka bir yerde biyolojik dengenin bozulması ve ilah ... birer sebep olarak ortaya çıkarlar.
W. Wittich (1951) bütün zararların ilksel sebebini humus miktarının azalmasında görüyoı:rlu. Bitkilerin gelişmesi için lüzumlu olan kabili istifade azotun ve diğer kabili istifade besin elementlerinin, ölü örtüden faydalanılan ormanlarda, 30 cm derinliğe kadar azalmış bulunmaları ekseriyetle artım düşüklüğünü doğurmaktadır.
J. Wehrmann (1960-61) 'a göre fundalık toprağı üzerinde yetişmekte olan meşcerelerde, ölü örtüden faydalanma neticesinde sarıçamda iğne ağırlıkları azalır; böylece fotosentez yapan yüzey küçülür, bunlardan başka iğnelerdeki azot konsantrasyonları da düştüğünden ağaçlar azot açlığı çeker ki fotosentez faaliyeti azalarak rand1manları düşer, yani boy ve çap artımı geriler. Toprakta baz mübadele kapasitesi de küçülmüş olur.
Toprağın mikroorganizmaları tür bakımından olmasa bile miktarca çok azalır. Toprak hayatının fakirleşmesi ile birlikte toprak
95
Tip
Kireçli mul (mull calcique)
orman mul'u (mull forestier)
Moder (2)
Mor (Ham humus)
Anmoor (Turbamsı)
Oligotrof turbalık
Mesotrof turbalık
Horizon
(1)
(Ao çok ince A
1 kalın, kara
veya esmer)
A1
az kalın,
boz esmer d8grade
Ao 2-3 cm A
1 10 cm, kara
keskin sınırlı
Ao 5-20 cm A
1 2-5 cm
(Ao az kalın A
1 kalın, kara,
pas lekeli
Ao pek kalın
Ao pek kalın
PAFTA Il Humus tipleri tablosu
(Duchaufour'nun Precis de Pedologie (1960) 'dan
Esas tipin morfolojisi ve karakteristik değerleri Biyoşimik karakterler ve başlıca alt tipler
Strüktür Doygunluk
ve pH C/N oranı
Konsistans %
Kaba kırıntılar > 7 10 (~) Doygun
Granülar < 20 yahut 5.5 20-60 (12-15)
kırıntılar
Kil-humus bağlantısı 4-5 15-20 10-20
zayıf
Ao yaprağımsı lifi 3.5-4.5
.A..o 30-40 ~ 10
~keskin ~ :25 olarak ayrı
- - ------Masif plastik < 20 Değişken
Lifi 3.5-4 30-40 ~ 10
Lifi 7-7.5 15-30 Hemen doymuş
Favna (hakim Mikroflorı:.
Teşekkül şartlan elemanlar) (hakim elemanlar)
Aktif k~lsiyumun Çeşitli
bulunması (yahut Bakteriler doygun mübadele
favna, Aktinomicetler kompleksi) solucanlar
----
Kalker olmayan anataş I üstünde yapraklı ağaç Solucanlar Mantarlar
ormanı
1- ___ ,_ Seyrekle§miş, yapraklı 1 ağaç ormanı, dağlarda Çeşitli
iğne yapraklı ağaç or- artropodlar
manı, silikatlı anata§
- --- -
Degrade iğne yapraklı Çeşitleri azalmış
ağaç ormanı (sarı çam, f k . 1 ı avna a arıne er, ladin) atıantik sahalar, , kolemboller
silikat anataşı
Muvakkaten su ile doygun ortam
Asit su ile
Mevsimsel su favnası
Asi do fil mantarlar
Asidofil mantarlar
Anaerobik
-c~b-a-kteri=-ı
Mantarlar
Humuslaşma ve Mineralleşme biyo§imik karak-
terler
Kile bağlı humus Hızlı kompleksinin
nitratlaşma kuvvetli b·yolojik sentezi
Humus komplek-sinin biyolojik
Hızlı teşekkülü orta
derecede
Killere bağlı
Orta olmayan humus kompleksinin
sentezi azalmış
Çözünür dayanıklı bileşiklerin
Yavaş teşekkülü ve
B horizonuna taşınıp orada
polimerize olması
organik madde
Yavaş < % 30 İyi humus aşmış
Başkaca alt tipler
Onnan kireçli mulü Çayır > » Step :> » Kireçli mul-moder
Eutrof mul Kripto mul Asit mul Hidra mul
Orman moderi Hidromorf moder Alp in Kireçll
Granülar mor Lifi yahut tabak.anısı
mor Hidromorf mor Kireçli mor
Asit anmoor Kireçli anrnoo.
- - --~----- -----------1
Gayet doygun ortam
Abiyolojik
ı- 1-(nadir) l~avaş
Organik madde > o/ 30, az humuslaşmış, az küllü az azotlu
Sphagnum turbalığı
Kalkerli su ile Abiyolojik Anaerobik doygun ortam bakteriler
Gayet Yavaş
Organik madde > % 30, az hu
musla.c;mış,
kül ve lignin bakımından zengin
Kamış turbalığı
Cyperacea t. Hypnacea t. Geçit t.
(1) Ao : Ayrışmamış organik madde bakımından (30 % ) ÇOk: zengin, altta yatan mineral toprak horizon mdan keskin bir sınır ile ayrışmış. (2) Moder = Çürüntülü mul.
tıklar mikrofavnanın tesiriyle ufalanmış, diğer mikrobiyotik amillerin aktivitesi sonunda ayrışmaya ve humuslaşmaya başlamıştır,
bundan dolayı renk genellikle L-tabakasından daha koyudur.
Unmıts tubalrnsı
Uluslararası terimle «H-tabakası» (humuslaşma kelimesinden) denilir ve F-tabakasının ıa.ltında yatar. Bu tabakadaki organik maddelerin, doku biçimleri tamamen kaybolmuş ve renkleri çok koyulaşmıştır. H-tabakasında kimyasal ve biyolojik ayrışma olayları en ı;iddetli surette vuku bulur. Teşekkül etmiş humus maddesinin mineral toprakla karışması ve kil maddelerine bağlanması olayları bu tabakada çok ileri gider.
Yukarıda adı geçen üç tabaka, söylenmiş bulunan düzende alt alta yatarlar. Ancak tabiatta rastlandığı üzere her bir tabakanın kalınlığı değişik olabildiği gibi, hazan bir veya iki tabaka bulunmaz, daha doğrusu söylenmeye değer bir kalınlıkta mevcut değildir. Üç tabakadan özellikle ikinci ve üçüncüsünün kalınlığı, ayrışma derecesi, gevşek veya sıkı istiflenmesi ve yüzey humusundaki iştirak oranları, bundan başka mineral toprağa olan geçiş şekilleri orman toprağında çeşitli humus tiplerini doğurur. Bütün bu karakteristikler ancak arazide yapılan gözlemlerle tesbit olunabilir. Şu halde orman toprağındaki humus tipinin tanınmasında ve belirtilmesinde en önemli nokta, ölü örtüyü oluşturan tabakaları arazide müşahede edilen morfolojik özelliklerine göre tarif ve tavsif etmek ve humus tipini ona dayanarak belli etmektir.
6. 32 Humus tiplerinin tamıunasmdaki kriteriumlar
Humus tiplerinin etüdünde dikkate alınması gereken bazı hususlar vardır. Bilindiği gibi humus tipleri ekolojik şartlara göre yer yer çok ::leğişir; hatta hazan ıaynı yetişma muhitindeki aynı bir ağaç türünün gençlik, sıklık ve kesime olgun çağlarındaki meşcerelerinde
farklı humus durumları çok müşahede edilmiştir. Bundan başka kesimler, yangın gibi ormanın kapalılığını bozacak sun'i müdahaleler tabii dengeyi aksettiren humus durumunu çok değiştirirler ve b0yle bir dengenin kurulması için de uzun bir zamana ihtiyaç vardır. Aynı sebeplerden dolayı otlatma tesiri altında bulunan ormanlarda rıcrmal humus tipleri teşekkül edemez. Şu halde humus teşekkülünün orman toprağında nasıl bir gelişmeye sebep olduğunu ve meşcerenin verimi üzerinqeki etkisini anlayabilmek için humus tiplerinin tab:i dengeleri bozulmamış ormanlarda etüd edilmeleri gerekir.
Humus tiplerinin ayırt edilmesinde mühim noktalar olarak (1 organik maddenin toprak yüzünde gevşek veya sıkı oturmuş olma-
97
sı, (2) artıkların bitki strüktürü gösterip göstermemesi; (3) mineral toprak üstünde keskin bir sınırla yatması veya mineral toprağa difus şekilde intikıali ; ( 4) muhtelif tabakların kalınlık oranlan; (5) alttaki mineral toprağın humus ihtiva edip etmemesi; (6) alttaki mineral toprağın gevşek veya kompakt oluşu gibi hususlar dikkat nazarına alınmalıdır. Humus tipinin tayininde mühim olan bir başka nokta da (7) Yüzey humus tabakasının altta bulunan mineral toprağa yaptığı etkilerdir; toprağı ağartıp ağartmaması mühim bir farkı ifade eder. Toprağın ağarması halin.de mor'un ekstrem bir şekil olarak kabul edilebilecek ham humus karakterinin galip olduğuna hüküm vermek icap eder. Ağarma olayları, sızıntı sularında humus sollerinin bulunması sebebiyle meydana gelir ki bu da bazı mor tipi humus teşekkülünün bir karakteristiğidir. Nihayet (8) toprak florasuun tür bileşimi de mühim bir endikasyondur.
6. 33 Humus tiplerinin sınıflandmlınası
Yüzey humusların, stratigrafilerindeki farklara dayanılarak
P. E. Müller'e göre başlıca iki grup altında mütaıaa edilmeleri Uluslararası Toprak İlmi Kongresinde ( Oxford, 1935) kabul olunmuştu: «Mu l tipi ve mor tipi». Mul organik maddenin mineral maddeyle samimi şekilde karışmış olduğu bir humuslu toprak katını temsil eder. Mor ise meniral toprakla karışmamış ve sarahatla ayrı olarak onun üstünde yatan organik medde tabakasından ibaret bir humus tipine verilen isimdir.
Sonradan S. S. S. A. ( Soil Science Society of America) yukarıda adı geçen iki tipe daha bir transisyonal humus tipinin ezcümle «duff mull=çürtintülü mul'ün» tasnif sistemine eklenmesi lazım geldiğine karar vermiştir. Taban suyu tesiri altındaki topraklar için de «fen mull=turba mül'ü ve swamp mor=bataklık mor'u» tiplerinip tasnif şemasına sokulmaları icap etmiştir. Böylelikle orman humusu teşekkülü için normal -drenajlı topraklara özgü üç (mul, çürüntülü mul, m-0r) ve taban suyu etkisine maruz bulunan topraklara ait iki grup (turba mul'ü ve bataklık mor'u) olmak üzere 5 büyük grup kabul ,. edilmiş bulunuyor.
Kubienıa (1948) humus formlarını (tip) başlıca üç tipte ezcümle «mul», «moder» (=duff mull) ve «ham humus» (=Rohhumus=mor) olarak mütalaa ediyor ki bu görüşü W. Laatsch'da (1957) paylaşmaktadır. Ayrıca moder için «kaba moder», «ince moder» ve «mulümsü moder» diye üç alt form ayırıyor. Sonuncusu mul ile moder arasında bir geçit temsil eder. Sonraki bir eserinde Kubiena (1953) toprakların gelişme kademelerini ve anataşı dikkat nazarına alarak daha bazı humus formları tarif etmektedir.
98
Uluslararası tasnifte ham humus adiyle ayn bir tip olarak görünmeyen humus formu daha Rama.n.n zamanmdanberi Orta Avrupa' -da ve özellikle Almanya'da tanınmış ayrı bir humus teşekkülü tipidir. Mor'un ekstrem bir şeklidir. Kaba surette ufalanmış ve kısmen humuslaşmış kalın tabakalar halinde mineral toprağın üstünde geskin bir sınırla ayrı olarak yatan .birbirine yapışık organik madde artıklarından ibarettir. Toprakta ileri giden bir podsolleşmenin başlıca sebebi olarak tanınmıştır.
Duchaufour (1960), muhtelif müelliflerin görüşlerini de kale alarak, teşekkül şartlarına ve toprak ana materyaline göre, bir tasnif yapmaktadır. Buna uyarak iki büyük humus kategorisi ayrıyor. Birincisi aerobik ortamda teşekkül eden humus ve ikincisi anaerobik şartlar altında meydana gelmiş humustur.
Birinci kategoriye giren ve konumuzla doğrudan ::loğruya ilgili bulunan humusu, «mull oalcique», «mull forestier», «moder» ve «mor (humus brut) » olmak üzere dört baş tipe bölüyor (tablo 20).
6. 34 Humus tiplerinin genel özellikleri
Şimdi de yukarıda adı geçen başlıca tiplere ait daha yakın bilgiler verilsin..
Mul tipi
Mul'un ayırt edici özellikleri kırıntı veya granürler strüktüründe oluşu ve mineral toprağa doğru sınırının difus şekilde bulunuşu yani mineral toprağa. tedrici surette intikalidir. Mul'de toprağın yüzeyinde ölü örtü olarak yalnız son yıla ait yaprak tabakası vardır; (şekil
29 a) organik madde, mineral toprağın en üst 5-10 santimetrelik
b c
Şekil: 29
99
kısmı ile samimi surette karışmıştır. Mul en iyi formunda iken gevrek ve gözeneklidir. Mineral maddeyle humusu karıştırma işi, toprak favnası tarafından özellikle solucanların yardımiyle yapılır. Bazı aktinomicetlerin de mul teşekkülünde önemli bir role sahip oldukları kabul edilmektedir (H. Franz. 1960) .
Bu tipin hakim olduğu yetişme muhitlerin.de nem şartları genellikle elverişlidir. Mul'ün yağışları emmek kabiliyeti ve böylelikle yüzeyden akışa ve binnetice erozyona engel olmak etkisi yüksektir.
Ağaç kökleri mul topraklarına dalına çok derin nüfuz eder. Bütün bu sebeplerden ötürü mul en yüksek verimli orman toprağını temsil eder ve mul altında hemen daima esmer orman toprağı tipi gelişir.
Kubien.a (1948)'ya göre mul'de tanınabilir hücre strüktürlü bitki artıkları hemen tamamen yoktur .. İnce dispersleşmiş humus maddeleri kile bağlı olur ve şiddetle ayrışmakta bulunan humus teşekkülleri bahis konusudur. Gene aynı müellife göre mul boz, koyu boz, esmerimsi bozdan siyaha kadar değişen renklerde olur. İyi kırıntılanmış, plastik ve pek ince boyuttaki humus maddeleri ile boyanmış mineral toprak gibi görünür; tipik toprak kokusunu verir. Mul'de doku belli eden. bitki artıkları ve büyükçe, bağımsız humus pıhtıları hemen tamamiyle yok gibidir. Humus maddeleri ile kil maddesi mekanik vasıtalarla birbirinden ayrılamıyaoak gibi birleşmiştir. Kil-humus kompleksi denilebilecek bir takını yeni maddeler teşekkül etmiştir. Mul nötr ya da hafif asit reaksiyonda olur.
Mul mikroorganizma türleri. bakınıından zengindir. Mul'deki ekolojik şartlar, faaliyetleri yüksek olan iri boyutlu solucanların yaşamala11na müsaittir. Bu hayvancıklar mul'ün morfolojisinde en kuvvetli etkiye sahiptirler. Mul'deki hemen bütün agregatlar ya soluc:rnların dışkıları yahut onların artığıdır.
Mul tipinin tabiattaki bulunuşunda önemli olan bazı klimatik, edafik ve biotik faktörler kısaca görülsün.
Bahis konusu tipin gelişmesinde taban suyu durumu ve genellikle yetişme muhitinin su ekonomisi başta gelir. Su ekonomisi müsait olan, korunmuş dere boylarında olduğu gibi yazın da ekstrenı şekilde kurumayan ya da yaz yağışları olan yerlerde mul en çok bulunur.
Geniş mul sabalan da.ha ziyade kireçce zengin yetişme muhitlerinde görülmüştür. Kirecin bolluğu her halde bu tipin teşekkülünü kolaylaştırmaktadır. Toprağın tekstürü de önemlidir. Mul ince taneli topraklarda, kil ve balçık topraklarında en çok görülür.
Ağaç türünün de etkisi olduğunu gösteren işaretler vardır. Genellikle yapraklı ağaç ormanlarında rnul tipi daha rnüteammimdir.
100
İğne yapraklı ağaç ormanlarında ise nisbeteıı daha az rastlanır. Yanraklı ağaçlar arsında da mul teşekkülü bakımından farklar mevcuttur. Bu durumun toprak yüzüne varan artıkların bileşimindeki farklardan ileri geldiği anlaşılmaktadır. W. Witting (1943) yapraklı ağaç artıklarının ayrışma hızm.m, sonbaharda dökülen yapraklardaki azot muhtevasiyle orantılı olduğunu zikrediyor. Yapraklardaki baz miktarlarmın da önemli olduğu bilinmektedir.
Mul tipinde kaba mul, ince mul. sıkı mul gibi çeşiUi formlar ayırt edilir.
Çürüntillü mul
Çürüntülü mul (twin mull, duff mull) hakiki mul'dan biraz değişik karakterdedir; mutad surette keçeleşmiş, ufalanml§ yaprak rarGalarından ibaret ince bir F-tabakasından ve onun altında bulunan bir H-tabakasından oluşmuştur ki bu tabaka ince granü!ar strüktü:rıdedir ve köklerin entansif şekilde yetişmesinden ibaret bir örgüye sahiptir veya değildir. H-tabakasının altında ince bir horizon halinde mineral madde ile karışmış kaba kırıntılı mul veya orta kırıntılı mul vardır. Bu tip, kuzey doğu Amerika'da geniş sahalar içinde küçük adacıklar halinde ekseriya müşahede edilmiştir. Bu adacıklar, onları çevreleyen mor sahalarına nisbetle, daha i · surette nemle bezenmiş bulun.urlar.
Kubiena (1953) «moder» adını verdiği ve bazı Amerika'Iı müelliflerin· (Romell ve Heiberg (1931); Heiberg ve Chandler 1941} «twin mull» dedikleri ve mul ile mor arasında bir geçit tip olarak kavranabilecek humus teşekkülü için şu açıklamaları yapmaktadır:
«Moder=twin mull'de organik maddeler, havanın bol miktarda olması şartiyle ileri giden fakat tam olmayan bir ayrışmaya uğrar. Bu türlü humus teşekkülü hem mul'den hem de ham humustan (mor) kesinlikle ayrılır. Bundan başka miktarları az ve a çok olan. esmerle~miş ve dokulannı belli eden, ısırılmış, çok ufalanmıs ve birbirine karıştırılmış bitki artıkları bulunur. Moder gevşektir ve ham humus (mor) tabakalarının aksine olarak birbiri ile irtibatlı kütlelerden ibaret değildir ve oldukça bir miktar mineral madde kısmını da havidir. Tipik bir çürüntü kokusu vardır. Moder tipin.ie I.r. F-. ve H-tabakalarmın takriben eşit kalınbkta bulunduğu bir humus profili gelişir.» (şekil 29 b)
Duchaufour (1960) dahi mul sınıfına girmeyen fakat tamamen mor olduğunu da kabul etmediği bir geçit humus tipine <moder, adını vermektedir. Ona göre: Moder, mor ile mul arasındaki humus tipidir. Organik döküntülev mul'da olduğun.dan biraz daha küçük bir hızla ayrışırlar ve yalnız 2-3 cm kalınlığında bir Ao horizonunun (Duchaufour'un gene aynı eserindeki bir emadan anlaşıld1ğı
101
üzere L-, F- ve H- tabakalarının bütünü) teşekkülüne meydan verirler.
Oldukça kalın (10 cm) olan boz veya siyah renkli Al (Ah) horizonunun alt kısmı yani A2 (E) ye geçişi keskin bir s1nırla ayrılmış olsa bile Ao ile Al arasındaki sınır genellikle vuzuhsuzdur. Ah horizonunun mikro strüktürü mul'dekinden farklıdır. Mul'ün aksine olarak moclerde humus ile kilin .birleşmemiş olması en mühim farkı teşkil eder. Hnmus genellikle mineral parçaların arasında olur ve artropodlarm dışkılarından ibarettir. Ah horizonunun C/N oranı 15-25 mertebeEindedir, asit reaksiyonda olur ve baz doygunluk derecesi ekseriya çok düşüktür.
Gizli mul ( Kri!;)tomul)
Yukarıdaki mul formlanndan başka S . .A. Wilde (1951)'in tarif ettiği ve Türkiye'nin bazı şartlarına uygun bir mul formu daha vardır ki (gizli mul) diye dilimize çevirebileceğimiz ( crypto-mull) dur. Bu humus tipinde toprağın yüzeyinrie organik madde olarak yapraklar bulunur. Yaprak tabakasının altındaki ve humatların infiltrasyonu ile azotca renginleşmiş mineral toprak soluk renklidir. Mineral toprağın üst kısmında % O.l'den fazla total azot bulunur. Kriptomul sıcak ve sulak iklimlerde, hakim surette ince tekstürlü topraklarda meydana gelir. Bu humus formu mevcudiyetini, yıllık yaprak dökümünü ve koyu renkli humus maddelerini sür'atle ayrıştıran, sıcak ve nemli iklime borçludur. Bazı misallerde kriptomul humuslu topraklar, yüksek istekli ağaçlardan ibaret kesif meşcereler taşırlar.
l\f o:r ti9i
Orman humus tabakasının diğer başlıca tipi olan mor, mul'den tamamiyle farklıdır. Baş karakteristiği organik maddelerin mineral toprakla karışmamış olmasıdır. Yani yüzeyde olan organik madde alttaki mineral toprak horizonundan keskin bir sınırla ayrılmıştır. Solucanların veya başka küçük hayvanların yardımı ile yapılan ve humusun mineral toprakla devamlı olarak karıştırılması işi bu humus tipinde yoktur. Mor'un ateşte kayıp miktarı mul'den önemli oranda yüksektir. C/N oranı da mor'da mul'den büyüktür (Gessel ve Balcı, 1965).
Romell ve Heiberg (1931)'e göre, genel surette mineral toprak ile karışmamış ve mul'e yeter derecede benzemediği için mul grubuna sokulamıyacak olan bütün orman humusu teşekkülleri bu tipe girmelidir.
Mor tipi, en ziyade konifer ormanlarında yahut Ericaseae'lerin yetiştiği kireçce fakir ya da yüzeyi kuru olan topraklarda müşahede
102
edilir. Organik artıkların çok yavaş olarak ayrışması kalın ve siyah, L-, F-, H- tabakalarından oluşmuş bir horizonun meydana gelmesine sebep olur (şekil 29 c). Bu Ao horizonunda henüz ayrışmamış organlar ve ara ürünler hakimdir ki bu maddeler ekseriyetle mantarların misel lifleriyle biribirine bağlanmıştır.
Al horizonu genellikle az kalın olup siyah renklidir. Buradaki humuslaşmış organik maddeler kalsiyum bakımından çok doymamıştır; tek tane strüktürü hakimdir.
Mor tipinde organik madde tabakasının altında yatan mineral toprak mutad surette humus bakımından fakirdir. Bununla beraber yağmur sularında çözünmüş bulunan humus maddeleri alttaki mineral toprağa infiltrasyon ile geçebilir ve onunla karışabilir. Fakat bu karışma toprak hayvancıklarının faaliyeti ile meydana gelmiş değildir ve .buradaki humus genellikle yüksek derecede kolloidal, kolay hareket edebilen humus maddelerinden ibarettir ve mul humusundan gerek kimyasal bileşim, gerekse biyolojik faaliyetle olan ayrışmaya mukavemetli bulunması bakımlarından farklıdır.
Mor genellikle mul'e nazaran daha asittir ve mor altında mineral toprağın üst kısmının yıkandığı sarahatla görülebilir. Mor pratikçe daima tipik bir podsol üstünde bulunur. Mor'un gayri müsait bir alt tipi olan keçeleşmiş mor (matted mor) 'da ise reaksiyon asit veya şiddetli asittir; bu tipin rastlandığı yetişme muhitlerinde ekseriyetle sığ, fazlasiyle drenaja uğrayan ve bu sebepten dolayı yazın şiddetli kuraklığa maruz bulunan topraklar bahis konusudur. Alman ormancılığında ayrı bir tip olarak mütalaa edilen ham humus Rohhumus) keçeleşmiş mor'a muadil sayılabilir (6.33'e J::>ak).
Klimatik faktörler ve artık bitki maddelerinin kimyasal bileşimi (yüksek lignin muhtevası, büyük bir C/ N oranı, veya ayrıştırıcı mikroorganizmaların gelişmesini önleyen reçine gibi bazı kimyasal maddeler) ile t prağın bazlar bakımından fakirliği bu türlü zor ve yavaş ayrışan kalın yüzey humus tabakalarının teşekkülüne sebep olur.
Soğuk iklimler, fakir drenaj yıahut aksine kuru mevkiler ve kumlu topraklar mor'un gelişmesini kolaylaştırırlar. Ağaç kökleri mor'da ekseriyetle humus tabakasında kalırlar ve bizzat mineral toprağa yalnız sınırlı bir derecede girerler. Mor üstündeki ağaçlar, bazı hallerde hemen tamamiyle, kendi artıkları üzerinde dururlar, bu sebepten rüzgar devrikleri mor üstünde mul'da olduğundan daha çok görülür. Mühim besin maddelerini, bitkiler tarafından alınabilir iyon haline getiren biyolojik olaylar da zayıf ve yavaş yürüdüğünden mor tipindeki toprakların verimi mul'a nazarar.. düşük olur.
Yukarıda mütalaa etmiş olduğumuz ve birbirinin zıddı olan i humus tipinin şimdi de biyolojik farkları kısaca gözden geçirilsin :
103
Biolojik durum bu iki humus tipinde farklıdır. Mesela mul ve mor'da toprak favnasının tür bileşimi değişiktir. Bazı türler yalnız bir tipte görülür diğer bazıları ise her iki tipte mevcuttur fakat bir tanesinde daha çok sayıda temsil edilmiş bulunurlar. Böylece başta solucanlar, sonra miriyapodlar, izopotlıar mul'un tipik favna erkan.ıdır. Buna mukabil çiyanlar, karmcalar daha ziyade mor tipinde rastlanan hayvancıklardır.
Orbatid'lı:?r akarinalar, kolernbollar ise her iki humus grubunda görünürler, nncak mor'dc. sayıları mul'dakinden bir kaç misli fazladır ve Kubier.:ı'ya göre moder'de (çürüntülü mul-twin mull) bunların dışkıları organik maddelerin mühim bir kısmını teşkil eder. Dikkate değer bir nokta da şudur ki mor tipinde daha yükEek sayıda hayva .. ıcıklar bulunur fakat az aktifdirler. Mul tipinde i:::e daha az sayıda hayvancıklar vardır, lakin bunlar boyut itibariyle çok daha büyüktür ve bu sebepten ötürü mul tipindeki hayvancıklar tartıldığında daha büyük bir ağırlık çekerler. Bornebusch (1930) 'un tesbit ettiğine göre en iyi mul topraklarındaki hayvancıkların ağırlığı mor tipindekilerin beş misline varmaktadır. Öte yandan mul'de bakteriler, ~, ktinomicet'ler iyi gelişme imkanları buldukları halde mor' da bunlar pek zayıf oranda temsil edilir. Buna karşılık asit ortama alışkın olan mantarlar mor'da hakim duruma geçerler.
Mikroorganizma hayatının bu farkı dolayısiyledir ki organik şekilde .bağlı bulunan azotun amonyağa, nitrit ve nitratlara dönmesi mor'da daha yavaştır ve adi surette amonyak safhasında duraklar. Bu sebepten dolayı azotla beslenmede ve belki öteki mühim besin elementleri alımında ağaçlar mikorrizaların yardımına muhtaçtır. , Asit mor Ü!Jİ humusa karşı çareler
Silvikültür bakımından en elverişsiz humus tipi asit mor'dur. Mor humusu, toprağın su ve besin ekonomisini bozar.
Toprağın yüzünü hazan desimetrelerce kalınlıkta örtmüş bulunan mor humusu yağışların mühim bir kısmını yüzeyde tutar ve oradan tekrar buharlaşmasına sebep olur. Bu hal orman için mühim bir su kaybını ifade eder. Mor humusu toprakta pod'3olleşmeye ve bunun ncticedn :le pas taşı teşekkülüne meydan verdiği için ağaçların faydalandığı toprak derinliği azalır. Böylece kökler gen.eUikle yalnız
pas taşının üzerinde gelisirler. Pas taşı suyun da geçmesine engel olduğundan, bol yağışlı mevsimlerde kök sahasın.da zararlı durgun qu b:rlkir. Yazın ise pas taşının altındaki tabakalarda bulunan su, kökler derin tabakalara inemediklerinden ağaçların yararlanmasındac uzak kalır. Ağaçlar derin toprak tabakalarındaki sudan ve besin maddelerirl/len mahrum kalır; ayrıca mühim miktar~ besin maddeleri
104
·i:ı:cy humusta, ağaçların faydalanamıyacağı şekilde biriktirilmiş bulunur (şekil 30).
Asit mor humus teşekkülü ile baş gösteren bu olumrnz b2:..lenm problemlerinin çözümlenmesinde aşağıdaki açıklamalar bir esas verirler.
-r c
Şekil 30 : Mor humusu teşekld..ilü altında toprağın geli~mesiyl agaç kökl rinin yayılı§ını ve beslenme durumunu gösterir §enıa.
Gerek yüksek dağlarda> gerekse boreal iklim bölgesindeki bazı konifer ormanlarında asit reaksiyonlu mor humusun pek kalın olmamak şartiyle teşekkülü normal bir biyolojik olaydır. Ama daha sıcak olan aşağı rakamlarda ve deniz iklimi etkisi altınCla bulunan bölge-e•·de mesele aynı değildir. Ora1arda mor humusun bulunuşu, ~yap
raklı ağaç ormanlarındaki mul teşekkülünün biyolojik duraklama a uğ·radığını gösterir ki, koruyucu ya da tedavi edici vasıtaJarla buna karşı koymak mümkün ve l!zımdır.
Ormanın büyümesi bakımından zararlı olan bu humus hastalığı Çeşitli ekolojik sebeplerden ileri gelmiştir. Başlıca sıcaklığın düşük-
1 5
lüğü, nemin veya baz maddelerinin azlığı gibi yetersizlikler mikrofavna ve mikrofloramn orman toprağında gelişmelerine engel olmuşlardır (6.5.5.'e bak). Şu halde tedavi, uygunsuz humusun doğmasına amil olan sebebi bulmak ve yok etmekle mümkündür. Burada meşceredeki humus durumunu tedricen düzelten olumlu etkilere sahip bir takım uzun vadeli tedbirler .bahis konusudur.
Sıklık, ağaç türü bileşimi, toprak florası gibi meşcere karakteristiklerine, organik maddelerin normal surette ayrışmasını sağlıyacak bir nitelik verilmelidir. Meşcerenin sıklığı iyi bir humusun teşekkülünde büyük bir rol oynar; meşcere ne çok sık ne de çok gevşek olmalıdır. Sıcaklığın yetersizliği halinde, özellikle nemli bölgelerdeki konifer meşcerelerinde, kuvvetli bir aralama yani mevcut ağaçlardan bir kısmını kesmek, iyi bir tedbir olabilir. Ormanın gevşetilmiş tepe çatısı daha çok güneş ışını enerjisinin toprak yüzeyine varmasına imkan verdiğinden ölü örtüde sıcaklığın bir kaç derece yükselmesiyle kritik sınırın üstüne çıkılmış olur ve biyolojik faaliyet artar; böylece aktif olmayan mor'un teşekkülü önlenir. Toprağı ışıklandıran kesimler, toprak diri örtüsünün ve mikrofloranın değişmesini mucip olur. Organik madde çabuk ayrışarak mor humusu kaybolur. Humusa bağlı azot şiddetle ınineralize olur; pH humusta bağlı olan katyonların serbest hale geçmesiyle, yükselir. Bitkilerin mineral madde ve azotla beslenmeleri ilerletilir.
Sıklığını aşın derecede kaybetmiş meşcerelerde, gölgeye dayanıklı olup aynı zamanda toprağı ıslah edici etkilere sahip yapraklı ağaç türlerinden ibaret bir alt tabaka tesis etmek iyi bir çare olabilir. Nemin yetersizliği halinde yine aralama faydalıdır; onunla birlikte toprağın yüzilnü dallar, çalı ve çırpılarla örtmek tedbiri tavsiye edilebilir. Burada yine gevşemiş tepe çatısı, daha fazla yağışın toprak yüzilne varmasına müsaade eder. Çalı çırpı ile örtmek ise rüzgan kesmek ve gölge yapmak etkileriyle suyun yüzeyden çabucak buharlaşmasını önler, böylelikle toprak yüzünde nem çoğalmış olur ve mikrobik faaliyet artar.
Organik maddenin ayrışmasındaki durak1aına, artıklardaki bazların azlığı dolayısiyle meydana gelmişse kuvvetli ve derin kök sistemi geliştiren yapraklı ağaçlan muayyen bir oranda meşcereye sokmak veya toprağı kireçle gübrelemek tavsiye edilir. Yapraklı ağaçların bilhassa konif er ormanlarına sokulması, hem artıklardaki baz miktarını çoğalt~ hem de iğnelerin ayrışımında daha çok müsait olan gevşekce istiflenmelerine sebep olur.
Azot bağlayan bitki türlerinin (katır tırnağı, Lupine) ekilmesi de humusun aktifleşmesi yönünde bir etki yapar.
Horizonları birbiri ile karışacak gibi toprağı işlemek; fundadan "ibaret diri örtüyü ve ölü örtüyü yakmak gibi tedbirlere başvurulabi-
106
lir. Fakat burada dikkati şu noktaya çekmek 13.zımdır ki bütün bu vasıtalar derhal iyi tesir ederler ise de, toprak uzun bir süre çıplak kalacak olursa, kötü etkiler meydana getirirler. Tohumların çimlenip tutulmasıriıa. müsait olan bir safhadan sonra elverişsiz safha gelir. Şu halde toprak bir vejetasyonla çabucak tekrar örtülmelidir.
6. 4 Turbalıklar
Turba kütlelerinin {yarı humuslaşmış organik artıkların su içinde yığılmasından hasıl olan ve üzerinde karakteristik ve ağaç bakımından fakir bir bitki örtüsü taşıyan teşekküllere turbalık denir. Sulak yerleri seven bitki türlerinin geniş ölçüde yetişip gelişmelerine uygun yetişme muhiti şartlarının hüküm sürdüğü her yerde turbalık hasıl olabilir. Bitki artıkları su altında kaldıklanndan havanın oksijeni ile temasları kısmen veya tamamen kesilir; böyle şartlar altında olan anaerob karakterdeki biyolojik ayrışmalar sonunda yarı humuslaşmış ve çoğu defa ilksel materyalin şeklini koruyan esmer veya siyah renkte turba tabir edilen bitki artıkları birikir.
Turbalık teşekkülü için elverişli şartların genellikle ılıman veya soğukça nemli iklimlerde bulunduğu kabul edilmekte idi. Fakat sonradan tropik ve subtropik memleketlerde rastlanan turbalık teşekkül: !erinden bahsolunmuştur. Bu iklim sahalarında sadece yüksek dağ rejiyonlarında değil fakat alçak nehir vadilerinde dahi turbalıkların mevcut olduğu anlaşılmıştır. Esasen düz turbalıklar endirekt bir tarzda iklime bağlı olup daha ziyade edafik amiller bulunuşlarını tayin ederler. Bu sebeple düz turbalıklar özel topoğrafik şartlar altında tropik ülkelerde dahi rastlanırlar. Buna karşılık, Sphagnum türlerinden doğmuş yüksek turbalık tamamen belirli iklim faktörlerine, yani yüksek hava nemine ve bol yağışlara doğrudan doğruya bağlıdır.
Bundan başka .bu turbalıkları teşkil eden yosun türleri, yalnız alçak sıcaklıklarda yaşadıklarından yüksek turbalıklar ancak nemli. ılı
man soğuk ve soğuk sahalarda doğabilirler. Şu halde tropik ülkelerde yüksek turbalıklara esas itibariyle bu nem ve sıcaklık şartlarının sağlanmış bulunduğu yüksek dağ rejiyonlarında rastlanabilir.
Turbalık teşekkülü iki yolda yürür. Besin maddelerince ve bil~ hassa kalsiyumca zengin sularda istekleri yüksek (eutrofik bitkiler fazla miktarda yetişeryk artıkları turba hasıl eder. Bu turbalıkların yüzeyi düz hatta çukur olduğundan bunlara «düz turbalık» veya «alçak turbalık» (Flachmoor) adı verilir. Besin maddelerince fakir sularda yahut topraklarda ise, mesela serin, nemli iklim rejiyonlanndaki granitik arazi üzerinde olduğu gibi, istekleri az olan kanaatkar {oligotrofik) bitkiler, özellikle Sphagnum türleri üremekle turba teşkil ederler. Sphagnum'ların büyümelerindeki bir özellik dolayı-
107
siyle bu turbalıkların ortası kenarlarından daha yüksek yani bir saat canıı gibi kabank olur. «Yüksek turbalık» adı bundan ileri gelmiştir. Bu turbalıklardaki bitkiler taban suyu seviyesinin üstüne çıkarlar ve atmosferik su ile gelen tozlarıdaki besin maddeleri ile yetinerek yaşarlar, gittikçe yükseklik kazanırlar. H. Lemis (1939) Artvin ile Ardahan arasındaki Yalnızçam dağlarıncla düz olan yüksek platolarda, orman sınırının üstünde Sphagnum'lar ve turba teşekkülleri tesbit etmiştir.
Yukarıda kısaca görülen bu iki turbalık tipinin arasında olan özelliklere sahi!) tur.balık da mevcuttur ki bunlara (Zwischenmoor) «ara turbalık» yahut «geçit turbalık» denilir. Nitekim tnudağ'da 2000 metre kadar yüksek yerlerıd.e granit üstünde suların yer yüzüne çıktığı bir yerde 8-10 metre çapında küçük bir saha üzerinde bir «yamaç turbalığı» görülmüştür. Granitik arazi sularının fakirliğine uyarak burlda Calluna, Vaccinium myrtillus ve Sphagnum türleri galip oranda büyümekte ve böylelikle yüksek turbalığa geçit teşkil etmektedir.
Abant gölündeki bir turbalık, bir gölün karalaşmasuıdaki evrimi izlemektedir {A. Irmak 1947). Birçok su bitkilerinin birikmesi neticesinde göl, kenarlarından başlıyarak karalaşmakta ve dört tarafı teopelerle çevrili bir basen içinde okluğundan taşınan toprakla esasen zamanla dolmağa mahkum bulunmaktadır. Bu dolma işini, gölün içinde ve bilhassa kenarında yetişen su bitkilerinin birikmekte olan artıkları hızlandırmaktadır. Başka bir turbalık teşekkülü de H. Kayacık {1956) tarafından bildirilmiştir.
Turbalıklar memleketimizde bugüne kadar küçük ve sınırlı sahalar içinde gözlenmiş olup zonal değil de rejiyonal bir karakter tasımaktadırlar.
6. 5 Toprağın or.~anizmalan
Bitkilerin ve özellikle ormanın yetişmesi konusunda toprak organizmaları büyük bir role sahiptirler. Bundan önce mütalaa edilen ölü örtü bahsinde sonbaharda toorağa erişen organik madde artıklarında bitkilerin ve bu arada ormanın yetişmesi için gerekli bazı mineral besin maddelerinin bulunduğu görülmüştü (6.3'e bak.). Bahis konusu mineral besin maddeleri, özellikle azot, ölü örtüyü teşkil eden yapraklarda büyük komoleks organik moleküllere bağlı bulunurlar. Ağaçların bu besin maddelerinden faydalanabilmesi ancak ölü örtünlin çüriimesi, ayrışması ile mümkündür ki bu olayların meydana gelmesinde ölü örtünün en üst mineral toprakla karışması çok önemli bir safhadır. Ancak bu suretle hızlı ve etkili bir çürüme ve ayrışma sağlanabilir. Gerek bu karıştırma işi gerekse çürüyüp ay-
108
rışma, toprakta yaşıyan makroskobik ve mikroskobik organizmaların etkisi altında bulunur.
Toprakta yaşayan fa vna ve flora türleri, iştirak oranlan ve frekansları gibi hususlar, iklimden ve toprağın fiziksel ve kimyasal özelliklerinden başka vejetasyon tipi gibi faktörlere göre değişir.
Buna karşılık bu organizmalar humus tabakasının tipini, toprak profilinin gelişimini ve toprağın fizik, şimik özelliklerini etkileri altında bulundururlar. Böylece toprakta yaşayan organizmalarla yer yüzünün taşıdığı orman meşcereleri arasında sıkı bir ilişki vardır.
6. 51 Yliksek hayvanların fonk iyonu
Toprakla ilgili olan hayvanların fonksiyonu başlıca toprağı işlemekte, organik maddeleri öğütmekte toplanır. Bir çok hayvanlar, mesela tilki, ada tavşanı, porsuk, tarla faresi ve köstebek gibi toprakta yuvalarını yapan ya da yaşı yan hayvanlar toprağı oyarlar; haul edilen dehlizler, boşluklar, içeriye yüzeydeki materyalin çekilmesiyle yahut yer çekiminin etkisi altında toprak parçalarının düşmesi sonucunda dolar ve böylece üst toprağın alt toprağa inmesi sağlanır. Ya da kazmak esnasında alt toprak üste çıkmış ve bu suretle üst ve alt topraklar birbiriyle karışmış olur; suyun ve havanın girmesi kolaylaşır.' Organik maddelerin besin olarak yenilmesi, onların ayrış
masını mucip olur.
Özellikle köste.bek, çayır, tarla ve orman topraklarında yaşayan ve toprağı işleyen en önemli hayvanlardandır. Ormanlarda mul tipi humuslu topraklarda fazla miktarda göründüğü halde mor tipindeki orman topraklarında daha nadir bulunurlar. Fare, köstebek gibi hayvanlann toprak içinde açtıkları tüneller, hava ile suyun serbestçe girmesini sağladıktan başka besin depoları, dışkılar, yuvalar sebebiyle de bir çok organik madde toprağın içine gömülmüş ve toprağın verim takatı bu suretle artınlmış olur.
6. 52 İlkel hayvanların fonksiyonu
Organik maddelerin ayrışmasında bu türlü toprak mikro fa vnasının oynadığı rol büyüktür. Hayvanların özellikle solucanların gördüğü işler başta gelir. Solucanlar çürümüş organik maddeleri yerken mineral toprağı da birlikte yutarlar ve bunlan sindirim borularından geçirdiklerinde inorganik ve organik maddelerin samimi bir şekilde karışmasını sonuçlandırırlar. Organik maddelerin ayrışmasında bu karışma işi en önemli bir safha olarak telakki edilir. Solucanlar pislıklerini kırıntılar halinde toprağın yüzüne çıkarırlar, bu suretle top-
rağı işleyerek gevşetirler. Darwin'e göre bir otlaktaki toprağın 25 cm derinliğe kadar olan kısmı solucanların bu faaliyetiyle yarım yüzyıl içinde tamamen alt üst edilmiş olur. Solucanlar genellikle az asit veya nötr olan topraklarda bulunurlar. F?'zla asit yahut kuru veya kaba tekstürlü olan topraklarda solucanlar uygun yaşama şartları bulamadıklarından çok üreyemezler. Böyle şartlar altında or· manda organik maddeler toprakla karışamaz, yüzeyde birikir. Orman bir çeşit hasızsızlığa uğrar. Sonuç. mor tipi humus teşekkülüdür. Buna karşılık reaksiyonu nötr yahut az asit olan ince tekstürlü ve müsait nemli orman topraklarında solucanlar iyi bir şekilde gelişir ve organik, inorganik maddelerin karışmasını sağlar. Böylece müsait olan mul tipi humus hasıl olur.
Yalnız Avrupa kıtasında 20 türlü solucan tesbit edilmiş bulunmaktadır. Bunların en büyüğü herkül solucanı 36 cm uzunluğunda olabilir. Avu.sturalya'da çok daha büyük (nargile marpuçu kadar) solucanlara rastlanmıştır (Hoffmann, 1931).
Solucanların orman topraklarındaki sayıları ekolojik şartlara göre değişebilir. Genel olarak yapraklı ağaç ormanlarının nötr veya nötre yakın reaksiyonlu humusa sahip mul tipindeki topraklarında bol sayıda bulundukları halde, konif er ormanlarının topraklarında
daha az sayıda olurlar ve hele mor tipi humuslu topraklarda ise bulunmazlar. Araştırmalar gösteriyorki mesela konif er ormanlarında (Pseudotsuga taxifolia) 625.000/ha; yapraklı ağaç ormanlarında
(mul toprağı) 1.2-2.5 milyon/ha ve İsveçteki tesbitlere göre 1.5 milyon/ha kadar solucan bulunur (Lutz ve Chandler, 194 7). Solucanlardan başka artropodlar (kırkayaklar v.b.) öğütme işinde faal olurlar.
Asit reaksiyonlu mor tipi humuslu topraklarda solucanların ve artropodların yerini akarinalar ve kolemboller alırlar. Bunlar yukarıda adı geçen hayvancıklardan çok daha küçük boyutludur ve başlıca fonksiyonları yalnız organik artıkları yemek suretiyle öğütmekten ibaret ke.lır; mineral toprakla karıştırmak işinde bir fonksiyonları yoktur.
Tropikal memleketlerde organik maddelerin öğütülmesi ve mineral toprakla karıştırılması işinde beyaz karınca (termit) büyük bir rol oynamaktadır. Memleketimizde büyük, kırmızı karıncaların bazı çam ormanlarında yuvalarını yapmak üzere iğneleri yanın metre boyunu aşan yığınlar halinde biriktirdikleri ve öğüttükleri göıiil
müştür (şekil 31).
110
Şekil 31 : Çam ormanlarında karıncaların iğnelerden yaptığı yığınlar. Aladağ
ormanları (Bolu).
6. 53 Mikrofloranın fonksiyonları
Topraktaki organik madde ayrışımını başarmakta, sayılarının büyük olması dolayısiyle, mikroflora başlıca öenmi haiW.ir. Dikroflora meyanında .bakterilerle mantarlar başta gelen iki gruptur. Bu iki grup biyolojik bakımdan önemli hususlarda farklıdırlar. Fakat topraktaki fonksiyonları ilgimizin esasını teşkil ettiğinden biyolojik farklar göz önünde tutulmaksızın daha çok yş.şa.mal.a.rı tarzına ve meydana getirdikleri kimyasal reaksiyonlara göre sınıflandınlacaklardır. Bu bakımdan iki grup arasındaki esas fark mantarların genellikle bakterilerden çok asitliğe dayanıklı olmalarıdır. Diğer gruplar arasında mesela algler de pek çok rastlanırlar, fakat toprakta cereyan eden reaksiyonlar üzerindeki etkileri hakkında az şey bilinmek edir.
Bakteriler
Bakterilerin toprak içinde en çok tekasüf ettikleri yerler taze organik maddelerin bulunduğu mahallerdir. Böylece mesela köklerden ayrılan kabuk hücrelerine, emici kıllara yakın yerlerde bakteri sayısı daha çok bulunmuştur.
Organik maddelerin niteliği, bakterilerin tür ve sayıları üzerinde bariz bir etkiye sahiptir. Toprağın havalanması en önemli toprak bakterilerinin şiddetli biyolojik ayrıştırma faaliyetleri için şarttır. Bu sebepten ötürü toprağın sürülmesinden sonra bakterilerin sayıları
birkaç gün içinde 20-30 katına yükselir. Oysa aktinomicetlerle mantarların sayısı 2-3 misli kadar artar. En uygun toprak reaksiyonu takriben pH 5.5 - 7.0 arasındaki derecelerde bulunur. Nötrden hafif
111
Tablo 20
Meşcerenin kireçlenmesinden (7800 kg/ ha) 9 yıl sonra ladin humusunda mikrop populasyonunda olan değişimler.
~ayılar, 1 g mutlak kuru toprakta 1000 adet ve % miktardır.
1 1 Aktenoınlcetl Toplam
Horizon pH Mantar Bakteri mikroflora
1 ı sayısı
a ) Kireç len- l
memiş 'parsel 1
L
1
3.2 67.5 20.9 - 88.4
1
% 76.4 % 23.6 ı -
F 3.1 1066.5 ~7.1 - 1103.6
1
1 % 96.6 % 3.4 -
H 3.0 866.0 34.1 - 900.1
% 96.3 %3.7 -1 1
1 ,. Al (Ah) 2.9 75.3 - - 75.3
% 100.0
--
b) Kireçlenmiş
1 1 1 parsel
L 7.0 1 8.1 1143.1 10.2 1161.4
r 1
1 % 0.7 % 98.4: % 0.9
F 7.2 238.l 1537.0 562.5 2337.6
% 10.2 % 65.7 % 24.1
1 H 7.5 33.6 1628.0 1 277.0 1938.6
% 1.7 o/c 83.9 1 % 14.4
ı Al (Ah) 7.5 87.6 662.6 l 34.8 785.0
% 11.1 % 84.4 % 4.5
H. J. Fiedler ve H . Reiss1g, 1964'den
112
bazik' e kadar olan reaksiyon sahasında bir gram toprakta yüzlerce milyon bakteri vardır. Toprakta kuvvetli asit reaksiyona (PH < 4) karşı bakteriler çok hassastır. Bundan ötürü asit orman topraklarında bakteri sayısı, tarla topraklarındakinden önemli miktarda daha azdır. Orman toprağının kireçlenmesinden sonra tablo 20 de gösterilmiş old1:1ğu gibi bakteri sayısı kuvvetle artar.
Toprakta bakteri sayısının mevsime ve hatta günün saatlerine göre değiştiği bulunmuŞtur. Genellikle sıcaklık ve nemin bir araya gelmeleri halinde miktar yükselir. Sıcaklığı düşük, nemi az olan yerlerde miktar düşer. Böylece mevsimler içinde periyodik bir azalma ve çoğalma gözlenir.
Bakteriler toprakta tek küreler, zincirler, gruplar ve paketler halinde bulunurlar. Topraktaki bakteri hücrelerinin çoğu 0.5-1 ıı çapında ve 1-3 µ.boyundadır. Bakterilerin biçimlerine göre lküre (kokus'lar) kısa veya uzun çubuklar (basil'ler), yarım devirli helezonlar ( vibriyon'lar) ve bir kaç devirli helezonlar (spiroket ler) gibi gruplar ayırt edilir. Bütün bakterilerde hücre polisakkaritlerden ibaret sümüğümsü bir kapsül ile kaplıanmıştır. Bu sümüğümsü maddeler küçük toprak parçacıklarını birbirine yapıştırarak kırıntıların teşekkülünü sağlar.
Mant.arlaır
Mantarlar, toprakta normal surette bakterilerden daha az sayıda olurlar. Bununla beraber, ormanın ölü örtüsünde bilhassa asit reaksiyonlu olan örtüde mantarların sayısı bakterilerinkini kat kat geçer. Bir mantarın aktif şekli hüflerden oluşmuş misel halindeki safhasıdır. Mantarların hüfleri adi hallerde boru şeklindedir ve 2-10 ıı kadar çapa sahiptirler. Boru içinde mevcut olan enine gelişmiş duvarcıkların bulunuş sıklığı mantarıh tü.riine göre değişir. Mantar rniselleri ölmeden önce bakteriler tarafından tahribe uğrayabilir. Bir çok toprak mantarlarında miseller iplik şeklinde bir arada toplanmış olurlar ki ekseriya ormanda ölü örtünün en üst tabakasında özellikle sonbaharda gözlenirler. Mantarların çoğalması sporlar ile olur.
Mantarların topraktaki sayılan 1 gramda 20.000-1.000.000 kadar hatta daha çoktur. Sayılan toprali şartlarına meşcere türlerine göre değişik olur. Mesela Tsuga meşceresinde tesbit edilen mantar sayısı yapraklı ağaç ormanındakinin iki misli kadardı. Ortalama olarak Tsuga meşceresinin ölü örtiisünde bir gramda 3.948.000 ve yapraklı ağaç ormanının ölü örtüsünde bir gramda 1.716.490 adet mantar sayılmıştır (Cobb, 1932). Toprakta yaşayan mantarların önemli bir kısmı Phycomycetes, Ascomycetes, Basidiomycetes'lerdir. Birincilerde sellülozu ayrıştıran türler vardır. Basidiomycetes'ler yavaş su-
113
rette seyreden lignin ayrışmasını yaparlar. Topraktaki mantarların yansından fazlası "Fungi imperiecti" grubuna aittir. Penicillium bunlardan birisidir. Bu gruptaki bazı mantarlar antibiyotik hasıl e'.lebilirler.
Phycomycetes ile Fungi imperfecti'lerin kolay ayrışabilen şeker, nişasta, protein gibi maddelerden başka hemisellüloz ve sellülozları tükettikleri ve bunların faaliyeti bittikten sonra yerlerine sellüloz ile birlikte lignini tüketen Basidiomycetes'lerin geçtikleri kabul edilmektedir.
Mantarların ekserisi aerobik olduklarından ormanın ölü örtüsünde ve toprağın en üst tabakalarında toplanmış bulunurlar. Asit ortamlarda yaşıyabilirler ve peryodik kuraklıklara dayanıklıdırlar.
Mantarların miktarları 40-50 santimden daha derinlerde son derece azalır ve faaliyetleri önemini kaybeder.
6. M ı. llkrofloramn topraktaki biyolojik reaksiyonları
Topraktaki büyük sayılarından başka 15 cm derinliğe kadarki toprak kütlesinde tesbit edilmiş bulunduğu gibi hektarda 20219 kg kadar (A. Stöckli, 1950) mikroorganizmaların bulunabileceği anlaşılmaktadır ki bu kütlenin önemli bazı fonksiyonlar yaptığı aşikardır.
Mikrofloranın, topraktaki fonksiyonları bakımından en önemli farkları beslenme fizyolojilerine daywıır. Bazı bakteriler yeşil bitkiler gibi C02'den karbonlarını alarak protoplasmalarını inşa ederler. Diğer bütün bakteriler ile mantarlar ise bu maksat için hazır organik maddeleri (karbonhidratlar ve aminoasitler) kullanırlar.
Birinci grup bakteriler, C02'yi karbon zincirleri halinde bağlamak için önemli miktarda. enerjiye muhtaçtırlar ve enerjiyi bazı inorganik maddeleri oksitleyerek elde ederler (mesela kükürtün, amon~1ağın oksitlenmegi gibi), bu ti.irlü bakteriler ototrofik (kendibeslek) adını alır.
Diğer biitün bakteriler ile mantarlar heterotrofik (adrıbeslek)
adını taşırlar. Bu mikroorganizmalar başka organizmaların bilhassa ~.Jorofilli bitkilerin, ototrofik bakterilerin hazırlamış olduğu organik maddelere çeşitli derecede muhtaçtırlar.
Ototrofik bakterile!'
Ototrofi}{ bakteriler sınıfına giren birçok türler vardır. Aşağıdaki satırlar yalnız, toprakta geçen ve özellikle bitkilerin beslenmesi ile ilgili en önemli olaylarda rol oynayan türlere tahsis edilmiştir. llerideki humuslaşma bahsinde sellülozu ve lignini · ayrıştıran daha bazı türler söz konusu edilecektir.
114
Nitrifikasyon bakterileri: Bunlar iki gruptur. Bir kısmı amonyağı nitrit asidi HNOı haline, diğer kısmı ise HN02'yi HN03 haline döndürürler.
2NH3 + 302 ---+ 2HNOı + 2Hı0+ 79000 kal. (Nitro~omonas
2HN02 + 0 2 ---+ 2HN03 + 21000 kal. (Nitrobakter)
Birçok organizmalar bu iki reaksiyondan birini meydana getirirler ve bazıları orta derecede asitliğe dayanıklıdırlar. Fakat takriben 4.5 pH asitlik derecesi faaliyetlerini tahdit ediyor görünmektedir. Asitlere dayanabilen cinsler 1930 senelerine kadar keşfei.ilmemişti.
Bu sebepten dolayı kirecin nitrifikasyona mutlaka lüzumu hakkında ger.el bir kanaat doğmuştu. Her nekadar kireç nitrifikasyon olayını çabuklaştırır is3 de mutlaka lüzumlu değildir.
Kükürt bakterileri : Bunlar kükürtü ve bazı bileşimlerini H2S04'e kadar oksitlerler. Kükürtün bu şekil::le tam olarak yanması aşağıdaki denklemle gösterilebilir.
2S + 2Hı0 + 302 ---+ 2H2S04 + 284000 kal.
Bu bakterilerden birisi (Thiobacillus thiooxidans) tır. Kendi hasıl ettiği asitliğe karşı son derece dirençli olup 1 pH'ya kadar dayanabilir. Göründüğüne göre bunun varlığı veya yokluğu halinde bile kükürt nemli ve sıcıak toprakla karıştırıldığında oksitlenir ve HıS04 hasıl ettiğinden toprağın pH'sını düşürür.
Diğer oksitleyici bakteriler : Yukarıdaki sayılmış bulunan bu iki en büyük gruptan başka. mesela hidrojeni oksitleyen ve FeT2';yi Fe3+'e ve Mn2+'yi Mn4 +'e çeviren diğer bakteriler de mevcuttur.
Heteı·otrofik bakteriler ve mantarlar
Bu sınıftaki mikroorganizmalar, bitkilerin veya diğer •Jıganizmaların hazırlamış olduğu ölmüş dokulara ~aldırırlar. Protein ve kar-
, ban.hidratların büyük moleküllerini zincirleme cereyan eden bir sıra reaksiyonlarla gittikçe daha küçük moleküllere parçalarlar ve neticede fosfatları, azotu ve Ca, K, Mg gibi metalleri bağlı bulundukları organik bileşiklerden ayırarak serbest iyonlara döndürürler.
Bu organizmalar, parçalama neticesinde meydana gelen basit o -ganik bileşikleri ya absorbe ederler yahut onları COı. NH~. H::O' a kadar yakarlar.
Heterotrofik bakterilerin yaptığı bu reaksiyonlar son derece mühim olduğundan bitki beslenmesi bakımından bazı ilginç noktalara işaret edilsin.
115
(1) Bu reaksiyonların büyük bir kısmı bitkilere faydalıdır. Ölü dokulara bağlı bulunan besin maddelerini serbest iyonlar haline döndürürler. Böylece bitkilerin beslenmesine yardım ederler. Bu reaksiyonlar esnasında hasıl olan ayrışma ürünlerinden bazı zehirli maddeleri (mesela fenol) yakarak toprakta birikmelerine engel olurlar.
(2) Bazı mikroorganizmalar bitkilerle simbiyoz halinde yaşarlar; bitki köklerinde gelişerek koloniler yaparlar. Bu hayat ortaklığından hem kendileri yararlanırlar hem de taşıyıcı bitkilere fayda sağlarlar. «Mikorriza» mantarları bunlara bir örnektir. Özellikle fakir kum topraklarında ağaç köklerinin mantar miselleriyle sarılarak kabuklandığı çok müşahede edilmiştir. Bu mantarların aracılığı ile ağacın beslenmesi bakımından nasıl bir ilişki mevcut o1duğu henüz kesinlikle izah edilememiştir. Son zamanlarda bazı konif er türlerimizin köklerinde teşekkül eden mikorrizalar etüd edilmiş ve bahis konusu ağaç fidelerinin ınikorriza teşekkülünden faydalanarak daha iyi beslendikleri tesbit edilmiştir (E. Orunç, 1963).
Simbiyozun diğer bir tipi «Rizobiyum» olup bilhassa tarımda çok etüd edilmiştir. Rizobiyum bakterileri, baklagillerin ve bazı baklagil · olmayan ağaç ve ağaçcıkların köklerindeki yumrular içinde yaşarlar, atmosferik azotu bağlayıp tesbit ederek azotla beslenme hususunda taşıyıcı bitkilere çok fayda; sağlarlar.
(3) Bazı bakteriler gaz halinde oksijen almadan yaşıyabilirler. Bunlara anaerob bakteriler denilir. Mantarlar genellikle aerob'dur, yani yaşamak için gaz halinde oksijene muhtaçtırlar. Anaerob bakterilerin pek az bir kısmı gaz halinde oksijene tahammül edemezler. Ve onlara mecburi anaerob bakteriler denilir. Diğer büyük bir çoğunluk metabolizmalarını oksijenin bulunup bulunmaması hallerine uydurarak yaşıyabilirler. Bütün bu mikroorganizmalar kendilerine enerji sağlıyacak olan oksidasyonu yapacak bir katalizöre (oksitleme ajanına) muhtaçtırlar. Bu türlü ajanlar Fe2Ü3, Mn02, nitrat ve şekerlerdir. Bu esnada Fe20 3, FeO'ya, MnOı ise MnO'ya ve nitratların oksijeni alınarak amonyağa indirgenirler.
Şekerler oksijen bakımından zengindirler, onların oksijeni alınarak .bir takım daha az oksijenli organik asitler (butirik asit) hasıl edilir. Mecburi anaerobikler oksijenden değil de oksijenli sudan (H20 2) müteessir olurlar. Diğer bütün organizmalarda oksijenli suyu tahrip eden bir anzim bulunduğu halde mecburi anıaerobiklerde bu anzim yoktur; oksijenin 0 2 + 2H --*H20 2 formülünde gösterildiği gibi indirgenmesi esnasında meydana gelen oksijenli su zehir tesiri yaparak bu organizmaları öldürür (Leeper, G. W. 1952).
( 4) Tabii topraklarda ya da uzun zamandanberi işlenen topraklarda, mikrop populasyonu çok stabil bir denge halinde bulunur.
116
Başka yetişme muhitlerinden getirilen yabancı mikroorganizma türlerinin yetişmelerine engel olurlar. Mantarların gelişmesi üzerine- toprakta bulunan «fungistatik» maddelerin büyük bir etkisi vardır. Bu engel olan çok yaygın maddelerin mikroplar tarafından imal edildikleri kabul olunmaktadır. Şu halde topraktaki mikroorganizmalar yıalnız birbiriyle rekabet etmekle kalmazlar fakat diğer türleri de üremekten ve büyümekten alıkoyan maddeler (antibiyotikler) hasıl edebilirler. Streptomisin bu türlü bileşikler için iyi bir örnektir.
6. 55 Organik maddelerin ayrışması
Topraktaki mikroorganizmalar topluca faaliyette bulunarak bitkilerin toprağa erişmiş bulunan ölü dokularını mütemadiyen ayrıştırırlar. Bu esnada mikrofıavna ile birlikte ototrofik, heterotrofik aerob ve anaerob bakterilerle mantarlar, büyük bir ahenk içinde çalışarak tabiatın besin maddesi devresini yürütürler. Ayrışma olaylarının çoğunluğu «anzim» ler tarafından yönetilir. Anzim'ler esas itibariyle toprak mikroorganizmalarının salgılarıdır, ama bazan ölmüş bulunan bitki ya da hayvan hücrelerin.de hala etkili durumda bulunabilirler. Mikroorganizmaların saldığı anzim'ler mikropların dış yüzeyinde birikir (ektoanzim); bunlar esas itibariyle protein ve karbonhidratları parçalayan anzimlerdir. Protein ve karbonhidrat molekülleri yüksek nisbette polimerize halde iken mikrop hücrelerine giremezler; bu çeşit bileşikler daha küçük moleküllü bileşiklere parçalanmakla mikropların beslenmesine elverişli bir hal alırlar. İhtiyarlamış mikrop hücrelerinin ölmesinden sonra «endoanzimı> ler de serbest hale geçerler; hayat olaylariyle artık kontrol edilemeyen bir faaliyetle hücreleri çözündürürler ve sonra ayrışma olaylarına girişirler.
Organik maddelerin ayrışması, ilkel maddelerin tabiatına ve hakim yetişme muhiti şartlarına göre başlıca iki türlü olabilir: Birincisi oksidatif ayrışma, ikincisi ise humuslaşmadır.
Oksidatif aynşma
Organik maddeler uygun şartlar altında oksijenle birleşerek daha basit bileşimli in.organik maddelere dönüşürler. Böylece kompleks tabiattaki organik maddelerden başlıca C02, HıO ve NH3 gibi bileşikler hasıl olur ve kül maddeleri serbest iyonlar haline gelirler. Bu olaya «mineralizasyon» denilir.
Bu ayrışma bir çok mikroorganizmaların ortaklaşa işidir ve bazı muhit şartlarının mevcudiyetine bağlıdır.
Bu şartlardan birincisi sıcaklıkdır ki, bir optimumda olmak lazımdır. Düşük sıcaklıklarda mikroorganizma faaliyeti azdır. Sıcak-
117
lık muayyen kritik bir sınırı aştıktan sonra (15°C) faaliyet hızlanır ve sıcaklığın yükselmesiyle maksimum bir düzeye erişir (35° - 40°C). Sıcaklığın daha fazla yükselmesi olumsuz bir etki yapar ve bakteri faaliyeti tekrar azalır.
İkinci hayat şartı ise nemdir. Bakteriler genellikle Eıvı bir manto ile kaplanmış olduklarından suya muhtaçtırlar. Ancak suyun miktarı da sıcaklıkta olduğu gibi, belirli bir düzeyi aştıktan sonra zarar verir. Çünkü toprakta bütün .boşlukların suyla dolması havanın yokluğunu sonuçlandırır. Bu keyfiyet genellikle aerobik bakterilerin yaşamasını imkansız kılar, hiç değilse güçleştirir.
Üçüncü bir havat şartı da havıa oksijenidir. Yukarıda organik maddelerin oksijenle birleştiği söylenmiştir. Vakıa bu birleşme işini mikroorganizmalar yaparlar, ama oksijenin bulunması da şarttır.
Bulunmayışı halinde aerobik ayrışma durur.
Dördüncü hayat şartı toomkta veya organik maddelerde bazı tuzların ve özellikle kalsiyumun bulunmasıdır. Kalsiyum yalnız lüzumlu bir besin maddesi olmakla kalmaz fakat aynı zamanda mikroorganizmaların hayat faaliyetleri sonunda hasıl ettikleri bir takım asit maddeleri doyurarak nötrleştirir, yani ortamın pH'sını düzenler. Bu noktada bilhassa kalsiyum karbonat büyük bir rol oynar.
Söylenenlerden anlaşıldığı gibi organik maddelerin kısa bir zamanda oksidatif şekilde ayrışarak topraktan kaybolmaları için sıcaklJk. nem, hava optimumlarının bir araya gelmesi ve toorakta kalsiyum karbonatın yahut kil minerallerine bağlı bol miktarda kalsiyumun bulunması şarttır. Bu takdirde toprağın organik maddeleri kıEa bir zamanda oksitlenir ve yukarıda söylenmiş olduğu üzere başlıca COı, H20 ve NH3 gibi maddelerle serbest iyonlar hasıl olur.
Organik maddelerin bu oksidatif ayrışması yani mineralizasyonu toprak teşekkülünde olsun, bitkilerin beslenmesinde olsun çok önemlidir. Şöyleki turbalık toprakları istisna edilirse diğer toprakların. ekserisinde etkili bir asit olarak en çok C02 bulunur ve C02 toprak ana materyalindeki minerallerin ayrışımında, bazı maddelerin toprak içinde taşınmasında veya çözünmesinde bir rol oynar.
Kar.ban dioksidin- bitki beslenmesindeki önemine gelince, birndiği gibi yeşil bitkiler büyümek veya gelişmek için COı'yi özümlem~ye muhtaçtırlar. Atmosfer içindeki COı'nin en mühim kaynağı ise toprakta organik maddelerin ayrışması ile meydana gelen C02'dir. Şu halde CO/nin tabiattaki devresinin en önemli safhasını organik maddelerin toprak içinde ve yüzeyinde oksidatif surette ayrışması teşkil E"ier.
118
HmnusJaşma
Organik maddelerin, hangi şartlar altında tamamen ayrışarak min.eralize olduğu yukarıda görüldü. Oysa, en çok rastlanan çevre şartları, tam bir mineralizasyonun olmasına yeterli değildirler. Dört hayat şartından bir kaçı ya da birisi yeterlik sınırından aşağıya düşerse organik maddelerin ayrışması başka bir yol izler. Burada organik maddeler doğrudan doğruya mineralize olacağı yerde, ilkin ayrışmanın ara ürünleri olan karbonca zengin, koyu renkli maddeler birikir. Bu ara maddeler, çok çeşitli surette kendi aralarında reaksiyona girişirler; bu esnada vaki sentezlerle büyük moleküllü ve reaksiyon kabiliyeti az olan «humin» maddeleri teşekkül eder. Bu olay «humuslaşma» diye terimlendirilir. Şartlar düzelirse humus ya ·aş yavaş mineralize olur. Ayrışma olayı toprak favnasının faali eti ile hayli ilerletilir. Organik artıkların ufalanması ve mineral toprakla karıştırılması çok değerli bir ön çalışmadır. Organik artıkların önemli bir kısmı bir çok toprak hayvanlarının sindirim borusundan geçerken, reaksiyonları nötre yaklaşır: bu suretle mikropların faaliyetleri için uygun şartlar hazırlanır.
Mikrobik ayrışmanın hızı, suda çözünür karbon hidratlarla proteinlerde en yüksektir. Bu maddeler kısmen tam olarak mineralize edilir, kısmen mikroorganizmaların hücre maddesinin yapılmasında kullamlır. Arta kalan ve strüktürleri hala korunmuş bulunan doku kısımlarında sellliloz ve lignin bulunur. Sellülozun ayrıştırılması o kadar hızlı gider ki tarla topraklarında normal surette birikme olmaz. Sellülozun aerobik ayrıştırılmasında aralık ürünler olarak indirgeleyici şekerler meydana gelir. Aynı zamanda üronik asitleri. ve humin maddeleri de doğabilir.
En dirençli olan lignin, sellülozun tahribinden sonra göze çarnar derecede ayrıştırılır ki bu reaksiyonlarda bazı özel mantarlar (Clavaria gracilis, C. Iigula, Collybia butyracea, Marasmius putillus işe karışırlar. Orman topraklarının L-tabakasında ve F-tabakasındaki lignin en büyük kısmı itibariyle Hymenomycete'ler tarafından a. -r1ştırılır.
Ligninin parçalanması ilkin yandaki zincirlerde başlar; şöyle ki tabii ligninde aralarda bulunan metoksil ( - O - CH,) grupları erine OH ve -COOH (karboksil) grupları geçer. Ligninde ortalama r; 17 metoksil vardır; humin asitlerinde ise % 0-1.5 kadar me oksil ( -O-CH3) bulunur. Karboksil gruplarının moleküle girmesiyle asitlik karakteri ve onunla birlikte çözünürlük artar.
Organik maddelerin mikrobik anzimler tarafından yapılan ayrıştırılması tabiatiyle mikroorganizmaların yaşa:fua Şartlarına tabidir. Nem, sıcaklık, nH değeri ve oksijen muhtevası yanında özefflff r
11
şitli besin maddeleri mikroorganizmaların gelişmesi için büyük bir öneme sahiptirler ki, bundan önce bahis konusu edilmişti. Ayrışma olayında, ayrıştırılacak organik artıkların C/N oranı özel bir öneme sahiptir. Göze çarpar bir ayrışma, oran 20-30 arasında olduğunda vakidir. Oran daha büyük olursa toprağın bağlı azotu mikropl~r tarafından alınarak hücre proteinlerinde tespit edilir. Oran 20 den küçük o1duğunda az.otun mineralizasyonu şiddetlenir. Aynı tarzda başka besin maddeleri de ayrışmayı etkileyebilir. C/P oranı, engelsiz bir ayrışma için mesela 150-200'den büyük olmamalıdır. Bundan baska ortamda mesela fenol türevleri ile- kinon türevleri gibi maddelerin bulunması da ayrışmayı olumsuz surette etkileyebilir.
Ayrışma olaylarında hüküm süren şartların ne kadar kompJike oldukları anlatılanlardan belirmektedir. Hem ayrıştırılacak organik art klıarın tabiatı hem de mikroorganizmaların türü ve onların metabolizma_ ürünleri ve çevre şartları ayrışmanın çeşidini ve derecesini tayin ederler. Çevre şartlan arasında klimatik faktörler, organik maddelerin ayrışmasında sıcaklık ve nem faktörleri dolayısiyle bil.yük bir etkiye sahiptirler.
Hızlı ayrışmayı, daha önce bahsi geçtiği gibi, yüksek bir sıcaklık derecesi ile yeteri kadar nem sağlar. Tropikal iklimde ve Akdeniz ikliminde, havalanmanın normal sınırlar içinde kaldığı yerlerde mor humus teşekkülü gözlenmemektedir. Bunun aksine boreal ve alpin ·klimler. ile daha az bir derecede olmak üzere serin ve yağışlı atlan tik iklim sahalarında mor humusun teşekkülü kolaylaştırılır.
Lokal iklim, genel iklimin şu veya bu yöndeki etkisini kuvvetlendirir. Tenebbüt mevsimi zarfında yağışların az olduğu sahalardaki dağlarda, alçak rakımlı güney bakılarda, kuraklığı şiddetlendiren insolasyonun çokluğu dolayısiyle organik maddenin ayrışması yavaşlar; yüksek rakımlarda ise aksine insolasyon zayıflığı hasebiyle sı
o:• khğın diişük olduğu kuzey bakılarda, mor humusu tercihen. teşekkül eder.
Mikroklimanın zaman içinde uğı adığı hızlı değişimlerin de aynı derecede önemi vardır. Kesimler, yangınlar, gölgeli toprağın ışığa arzedilmesi, humusun özellikle bazı mor tipindeki humusun, ayrış
masını çabuklaştırır. Gölgelenme ile ışıklanmanın değişerek tekerrürü, duraklama safhalariyle mineralizasyon safhalarının da değişerek tekerrürünü icap ettirir.
Ayrışma ve humuslaşma olaylarında rol oynayan önemli çevre şartlarından bir başkası ana taştır; özellikle asit humus maddelerinin teşekkülünde etkisi vardır .
Asit humuslaşma, kalsiyum veyahut diğer bazlar bakımından fakir olan organik artıkların toprakta uğradığı ayrışmadır. Bu olayda anataş ile bitki türünün büyük bir rol oynadıkları gözlenir.
120
Anataş, organik artıkların ayrışması esnasın.da hasıl olan organik aşitleri nötrleştiren bazları ihtiva etmekle biyolojik ayrışma olaylarına müdahale eder. Humusu az ya da tam olarak nötrleştirmek suretiyle biyolojik aktifliği ve sonunda ayrışma hızını yükseltir.
Kalkerli ya da bazik eruptif kayalar üstünde mor humusunun teşekkülü önlenir. Çünkü bu şartlarda organik ve mineral maddeleri samimi' şekilde karıştıracak olan mikrofavn.a faaliyeti yeterli olur ve anataşdıaki bazik elementler serbest yani aktif halde (mesela kalke~ in büyük taş parçaları hali değil de ince bölünmüş ve toprak içinde dağılmış şekli) mevcut bulunur. Şu halde kalkerli anataş üzerinde mor hum usuna raslamak oldukça nadir bir olaydır; mor humusu kalker üstünde ancak bütün öteki faktörler teşekküle yardım ettiklerinde görülebilir; mesela soğuk iklim, konifer meşcerelerinde biyolojik faaliyeti yavaşlatır' ki bu durum yüksek dağlarda kalker üstünde rastlanan bazı mor humuslu topraklardaki haldir. Bununla beraber, bu şartlarda teşekkül etmiş mor humusu genellikle az aqit, kabili mübadele caz+ ve Mg2+ bakımından pek zengin olur (Duchaufour'ye göre «mor calcique»).
Anataşın bazlarca zenginliği humuslaşmayı da büyük ölçüde kolaylastırır. Rendzinalar, bazalt üstündeki koyu esmer topraklar humus bileşikleri bakımından asit mullere nazaran daha zengindir. Bazlarca fakir anataşlar üstünde ise, biyolojik faaliyet sonunda hasıl oJan organik asitleri doyuracak kadar baz yoktur. Bö le yetişme muhitlerinde sonbaharda dökülen artıklar dahi bazlar ba ımından fakirdir. Toprak da çoğunlukla asit reaksiyonlu olduğundan mikrofavna ve bilhassa solucanlar yaşıyamazlar. Bunun sonucu, organik maddelerin mineral toprakla karışmıyamk yüzeyde birikmesidir. Asit ortamda mikropların mühim bir kısmı gelişemediğinden ayrışma işi
esas itibariyle mantarların yardımiyle yapılır. Böylece yarı ayrışmış ekseriyetle şeklini korumuş organik maddeler toprak yüzünde birikir. Bu türlü ayrı~manın havasızlıktan değil de baz fakirliğinden ileri geldiği şundan da. anlaşllır ki kaba taneli olan ve bundan dola iyi havalanan kuvarsit toprakları üstünde bu türlü asit humus birikmelerine daha çok rastlanır (Robinson, G. W., 1936).
Bitki türü de hasıl ettiği artıkların tabiatı dolayısiyle mikrobivotik ayrışmayı etkiler. Şöyle ki her yıl toprağa iade edilen organik artıklar, humusa üç özelliğiyle tesir ederler: Azot muhtevasi. ·le; kül maddelerindeki alkali ve toprak alkali muhtevasiyle; suda çözünür organik madde muhtevasiyle. Genellikle az ligninleşmi genç dokular azot, suda çözünür madde ve kül bakımından zengin olurlar. Hızla ayrışmaya eğilimlidirler. Buna karşılık çok igni eşm· . aslı dokular bütün bu yukarıda sayılan maddeler bakımından fakir olurlar ve yavaş ayrışırlar.
121
Azot ve suda çözünen organik madde muhtevaları, her şeyden önce bitki türüne bağlı bir niteliktir. Yapraklarında C/N oranı düşük
/ ve suda çözünür maddeler bakımından çok zengin olan türlerin (ıslah edici türler) biyolojik faaliyeti hızlandırmalarına karşılık yapraklan azot ile suda çözünür maddeler bakımından fakir olan tiirler (asitleştirici türler) biyolojik faaliyeti yavaşlatırlar.
Toprağa eklenen artıkların tabiatı bakımından orman ağaç türlerini aşağıda olduğu gibi sınıflandırmak mümkündür (Wittich, 1943; Burger, 1946).
Çok ıslah edici türler: Kılızağaç, dişbudak, karaağaç, Robinia.
Islah edici türler: Kestane, gürgen, ıhlamur, akçaağaçtır.
Ayrışma hızı yazılı sıra dahilinde azalan türler: Meşe, huş ve nihayet kayın, sarih surette asitleştiricidir.
En çok asitleştirici olan türler: Konif erler arasında, sançam, ladin ve melezdir.
Toprak florasının bu bakımdan karakteristiği çok değişiktir. Ericacea'ler çok asitleştiricidir. Bunlardan başta Calluna ondan sonra Erica, Vaccinium'a nazaran çok daha asitleştiricidir. Katırtırnağı gibi baklagillerden olan çalılar, azotu bağladıklarından organik maddelerin C/N oranını düşürürler. Otlaklardaki otlar, gramineler ve özellikle baklagiller, azotca zengin organik maddeler hasıl ederler ve ağaçların artıklarından, hatta yapraklılarınkinden, daha hızlı ayrışırlar.
Hülasa olarak denilebilir ki taze organik maddelerin mineralleşme~i hızı özellikle iki faktöre tabiiir: (1) Organik artıklardaki azot muhtevası ve (2) suda çözünür madde muhtevası; bu karakteristikler başlıca orman vejetasyonunun türüne bağlıdır. Fakat humuslaşma yani sentez olayları, humus ortamında bulunan kalsiyum ve mağnezyumun yüksek orandaki muht~vasiyle kolaylaşırlar; şu halde genel olarak belirli bir iklim sahası içinde orman tipinden çok anataşa tabi olarak seyrederler.
5. 56 Toprak oro-anik maddelerinin bileşimi ve humus maddesinin teşekkülü
Topraktaki organik maddelerin tabiatını ar~tırmaya çalışan toprak kimyagerleri daha baştan bu maddelerin çok karmaşık bir bile§in de olduklarını anladılar. Topraktaki organik maddeyi araştırmakta rastlanan en büyük engellerden birisi organik ve inorganik toprak mad:ielerini bozmadan birbirinden ayıramamak hususudur. Bu se-
122
hepten ötürü toprak organik maddelerinin. ilk etüdleri daha ziyade turba maddeleri üzerinde yapılmıştır. Toprak organik maddeleri meyanında organik kimyada malfım olan yüzlerce cisim tesbit edilmiştir. Toprak humusu üzerinde klasik araştırmaları ile şöhret bulmuş olan Waksman toprak humusunun bileşimi hakkında şu mütalaaları dermeyan eder: Humusun bileşimi fevkalade karmaşıl}tır. Bir çok organik maddelerin karışımından ibarettir. Bileşimi taze bitki ve hayvan maddelerinin tabiatından, ayrışma hadiselerinde faal olan mikroorganizmalardan, muhit şartlarından, mikroorganizmaların yaşama şartlarından ve ayrışma kademelerinden müteessir olduğu için mütemadiyen değişir. Waksman'a göre humus aşağıdaki maddelerden oluşmaktadır :
1. Ayrışmaya uğramış bitki artıklarının sellüloz, hemiselltiloz, yağlar ve mumlar gibi arta kalmış bir sürü bileşenleri.
2. Hayvan ve bitki maddelerinin ayrışmaya az çok dayanıklı olan mesela lignin.ler, kutinler, tanenler ve reçineler gibi bileşenleri.
3. Toprağa varmış bulunan organik maddelerin ayrışımı hadisesinde sentez edilmiş olan mikrobik hücreler.
4. Bitki ve hayvan maddelerinin ayrışmasından ve sentez edilmiş mikron hücrelerinden doğan ürünler, mesela organik ve inorganik asitler, amonyak, nitrat ve mineral tuzlar.
İyi oluşmuş bir humusta sellüloz ve hemisellilloz yoktur.
Organik maddelerin mineralizasyonunda yıani kompleks bileşimdeki karbonlu maddelerin basit bileşimli inorganik ma idek~r ve serbest iyonlar haline dönmesi olaylarında mikroorganizmaların büyük bir rol oynadıkları görülmüştü. Humus maddesinin teşekkülü olayında da mikroorganizmalar büyük ölçüde işe karışırlar.
Bitki artıklarının. bileşiminde önemli bir paya sahip olan lignine, humus teşekkülünde ,bir ilk madde olarak büyük bir önem verilmektedir. Sellüloz, humus teşekkülünde dolaylı olarak büyük bir öneme sahiptir; çünkü bitki artıkları içinde çok miktarda bulunur ve sellülozu ayrıştıran mikroorganizmaların büyük kütleler halind~ çoğalmasını icao ettirir. Bu mikroorganizmalar otolize ( autolyse) maruz kalmakla, humin maddelerinin inşasına yarıyacak bol miktarda yanı taşları hasıl olur. Aynı hal hemisellüloz ve pektin madd -leri için de geçerlidir.
Protein maddelerinin. humus teşekkülünde işe karıştıklar1, Waksman (1936) taraflndan ileri sürülmüş ve humus maddesinin ligninprotein kompleksinden ibaret olduğu kabul edilmişti. Bu hipotezin doğruluğu bazı araştırıcılar tarafından süphe ile karşılanmı olmakla
123
rine bağlanması ile anzimler tarafından ayrıştırılmaları kuvvetle önlenir. Toprağın strüktürü bakımından. mikroplar tarafından hasıl edilen polisakkaritler ile kil mineralleri arasındaki kompleks bileşikler özel bir önemi haizdir. Çubuklar halinde olan bu polisakkaritler, kil mineral parçacıkları arasında ağlar kurarak ve yapıştırıcı gibi tesir ederek parçacıklaı ın birbiri ile bağlanmasına ve elverişli bir strüktürün meydana gelmesine sebep olur.
Topraktaki organik maddelerin C/ N oranı
Toprağa eklenmiş bulunan taze organik maddeler tetkik edilecek olursa bileşimlerinin, humus maddelerininkinden ayrı olduğu görülür. Taze organik maddeyle humus arasındaki bir çok farklardan bir tanesi C/N oranının değişik olmasıdır. Taze organik maddeler, 40'dan daha büyük bir C/N oranı gösterirler. Bu maddeler toprakta mikrobiyotik faaliyetle ayrışmaya başladıkları zaman mütemadiyen COı neşrederler ve karbon miktarları azalır, sonunda C/ N oranı küçülür. Normal topraklarda mevcut olan humus maddesinin C/ N oranı, ılıman iklimlerde 10 civarında bulunmuştur. Bir çok orman topraklarında yaptığımız araştırmalar göstermiştir ki C / N oranı 3-36 (M. Sevim 1947, F. Gülçur 1950, 1. H. Tunçkale 1963) arasında bulunabilir. Bundan başka C/ N oranı aynı toprak profilinde ::!erinlikle değişir ; böylece mesela 0-5 cm derinlikteki toprak tabakasında takriben 20 kadar olabilen C/ N oranı 50-60 cm derinlikte 6-7 ye kadar düşmektedir. Orman topraklarımızda profillerin derin tabakalarında C/ N oranının lO'dan aşağıya düşmesi şayanı dikkattir ve bazı araştırıcılar, derin toprak tabakalarında C/ N oranının düşük olmasını , NH.ı +'ün oralardaki kil minerallerine bağlı olmasiyle izah etmektedirler (Stevenson ve arkadaşları, 1958).
Yüksek C / N oranları henüz tamamiyle ayrışmamış taze organik maddeye atfedilebilir yahut toprak yangınları sonunda toprağa eklenmiş bulunan elementar karbondan ileri gelebilir. Her halde C/ N oranının toprak organik maddesi hakkında kaba bir endikasyondan fazla bir mana ifade etmediği kabul olunmaktadır. Bazı müellifler klimatik toprak tipleriyle C/N oranı arasında karşılıklı bir ilişki aramışlardır. Genellikle sıcaklık arttıkça oran küçülmektedir. Bununla beraber bazı araştırıcıların bulduğuna göre tropikal topraklarda bile C/ N oranı lO'dan büyük olan toprak humusları mevcuttur. Klimatik toprak tipleri iç~de hemen sabit denilebilecek bir miktar olan 9'u çernozemler vermişlerdir. Podsol topraklarında rastlanan en küçük oranlar: 22'den daha büyüktür (G. W. Robinson, 1936).
126
· 6. 57 Organik maddelerin topraktaki fonksiyonları
Organik maddelerin topraktaki fonksiyonlarını bahis konusu ederken ayrışmamış organik madde ile humusun rollerini ayn olarak mütalaa etmek daha doğrudur.
Ayrışmamış organik madde genel surette ince tekstürlü toprakları açar, yani büyük gözenekleri hasıl ederek geçirgenliklerini fazlalaştırır. Ayrışmamış organik maddenin bu etkisi toprakta bir müddet devam eder ve iklim şartlarına göre değişen bir süre içinde organik maddeler ayrışır ve etkileri gittikçe geriler. Demek ki bu şekilde sağlanan iyi tesirlerin devam ettirilmesi için bu ameliyenin yani toprağa organik :ma.dde eklemenin fasılalarla tekrarlanması gereklidir. Kaba taneli topraklarda ayrışmamış organik madde killerde olduğu gibi büyük bir tesir husule getirmez.
Humusun etkisine gelince bunu da kimyasal, fiziksel ve biyolojik yönlerde ve kum toprakları ile kil topraklarında yaptığı tesirleri ayrı olarak münak~a etmek yerinde oblr. Bir kum toprağının en büyük kusurları suyu tutma gücünün düşüklüğü ile besin maddeleri fakirliğidir. Kil toprağının kusurları ise, su geçirgenliğinin pek az olması ya da ekstrem hallerde hiç olmaması, ha va dolaşımına ve köklerin nüfuzuna karşı büyük dirençler arzetmesidir. Bundan başka işlenmesi de çok zordur. Humus maddeleri bu her iki toprak sınıfında müsait bir etki yapar.
Humus maddesi, en üst toprağa koyu bir renk vermekle ilkbaharda toprağın ısınmasını kolaylaştırarak bitkilerin erken uyanma- . sına ve bu suretle tenebbüt mevsiminin uzamasına yol açar. Bundan başka toprakların konsistansını daha yüksek su muhtevalarına kaydırır ve daha geniş nem sınırları içinde toprakların işlenmesini mümkün kılar.
Humusun fizik bakımından müsait etkileri: Humus, kum topraklarında tanelerin birbirine yapışarak kırıntılar hasıl edilmesine sebep olur. Kum toprağında mevcut olabilecek kilin profil içinde aşağıya doğru taşınmasını önler. Humus mineral maddeye nazaran 3 misli daha fazla ,suyu tuttuğu için kum topraklarının tarla kapasitesini, yani suyu tutma gücünü arttırır. Böylece bir dekara 25 ton organik madde eklendiği zaman 12.5 milimetrelik bir yağmuru tutacak bir kapasite kazandırılmış· olur. Her halde bu zikredilmiş olan su miktarı çok yüksektir. Pratikte ekseriyetle bunun çok altında miktarlar kabili istifadedir. Bu takdirde su kapasitesinin yükselmesi fazla değildir. Fakat toprağın strüktür durumu düzeltilmiş olur (Daubenmire, 1947).
127
Kil topraklarında humus maddesi bilhassa yeter miktarda kireç katmak şartiyle toprağın kırıntılık kazanmasına. sebep olur; yani strüktür müsait bir şekilde etkilenir ve geniş gözeneklerin meydana gelmesi sağlanır. Toprağın geçirgenliği artar; suyu kolayca emer. Ha varım dolaşımı keza kolaylaşır ve toprak işlenme esnasın.da daha az dirençler gösterir. Eğer humus maddesi yeter miktarda kireç bulıa.rnazsa, o takdirde koruyucu kolloid vazifesi görebilir, ve kilin daha kolay süspansiyon haline geçmesine ve yıkanmakla kaybedilmesine sebep olabilir.
Humusun toprakta iyi bir strüktür meydana getirebilmesi için % Tden bir miktar daha yukarıda olması lazımdır. Daha az humuslu topraklar genellikle zor strüktür kazanırlar ve strüktürlerini çabuk kaybederler. Az miktarda olsa dahi humusun, toprağı rüzgar erozyonuna karşı koruduğu sabittir. Bundan dolayı kurakça iklim bölgele-rinde toprakta humusun teşekkülüne yardım edilmelidir. ı
Humusun kimyasal ve biyolojik etkilerine gelince; humus, baz mübadele kapasitesi yüksek olan bir maddedir. Kum topraklarında az bulunan kilin yerini tutarak baz mübadele kapasitesini yükseltir ve onlara besin maddelerini tutma gücünü verir. Bundan başka humus maddesi yavaş dahi olsa oksitlenmeye maruz kalmakla humus maddesindeki proteinde bulunan N, P, S, Ca, Mg, K gibi çok değerli besin maddeleri iyon haline geçer. Bu iyonlar bitkiler tarafından alınır. Bu esnada C02 de hasıl olduğundan tabiattaki C02 devresi ayakta tutulmuş olur. Humusun bu son tipik fonksiyonu her toprakta caridir.
Humus maddelerinin bir başka kimyasal fonksiyonu da toprağı şiddetli reaksiyon değişmelerine karşı korumasıdır. Humus maddeleri zayıf asit tabiatta maddelerdir ve kuvvetli katyonlarla yaptığı tuzlar (humatlar) tampon vazifesini görür. Toprakta reaksiyonun birdenbire ve şiddetle değişerek bitkilerin zarar görmesini önler (14. 2'de tampon etkisi bahsine bak).
Organik maddeler arasında bitkilerin büyümesi üzerine olumlu veya olumsuz etkiler yapan vitamin karakterinde maddeler vardır. Bu maddeler, ya toprağa eklenen artık maddelerde hazır bir şekilde bulunurlar, yahut artık maddelerin ayrıştırılması esnasında biyolojik olayların yan ürünleri halinde meydana gelirler. Bitkiler bu maddeleri küçük moleküllü olduklarında ( 500 mol ağırlığa kadar) alabilirler. Bu suretle bazı şartlar altında bitki büyümesi için kesin bir etkiye sahip olabilirler. Bununla birlikte bu maddelerin toprakta bulunuşu, miktarı ve bitkilere yaptıkları etkiler henüz bir açıklığa kavuşturulmuş değildir (Scheffer - Schachtschabel, 1970).
128
7. TOPRAGIN TEKSTÜRU
Toprağın ince veya kıaba tanelerden yahut her ikisinin karışımından olması niteliği <<tekst lir>> terimi ile ifade edilir ki toprağın ince veya kaba taneli olduğunu anlatır. Daha dar anlamında, tekstür çeşitli boyut bölümlerinin nis.bi iştirak oranlarıdır; yani toprağın gr·anülometrik bileşimidir.
Toprağın gelişiminde etkiye sahip bulunan bir çok dinamik özellikler ile bitkilerin beslenmesi bakımından mühim olan fiziksel ve kimyasal özellikler büyük ölçüde inorganik parçaların boyutlarına tabidir. Toprakların inorganik kısmını teşkil eden parçacıkların boyutlarındaki büyük varyasyonları yani granülometrik bileşimlerini kavrayabilmek, parçacık boyutlarını bir takım bölümlere ( «fraksiyonlara») ayırmak suretiyle kolaylaşmış olur. Boyut bölümleri her memlekette değişik sınırlara göre ayrılmaktadır. Aşağıda uluslararası sistem bir tablo halinde (tablo 21) gösterilmiştir.
Tablo 21
Uluslararası Toprak Cemiyetinin kabul ettiği tane boyut bölümleri ve bazı özellikleri
Tanecik çapı mm
Bölüm adı
1 g' daki takribi 1 g' daki takribi
İskelet l 200< 200-20
20-2
Taş
Kaba çakıl İnce çakıl
İnce toprak
1
2-0.2 JKaba kum ' 0.2-0.02 ! İnce kum { 0.02-0.002 \Toz (Silt)
0.002 > ı Kiı
tanecik sayısı yüzey cmı
- -- -- -
-~--
5.4xıo2 21 5.4xıos 210 5.4X108 2100 1.2xıo11 23000
Ayrıca memleketimiz tarım toprak laboratuvarında uygulanmaya başlanan Amerikan sisteminde toprağın tekstifr sınıflarına ayrılmasında esas teşkil eden boyut bölümleri ve onların çap sınıflan da tablo 22'de verilmiştir.
129
Son zamanlarda Alman Normlar Komisyonu, Amerikan boyut bölümleri sıriırlanna pek benzeyen bir tasnif teklif etmiştir.
Uluslararası boyut bölüm sınıflarını gösteren tablo 21'de toprak «iskelet» kısmı ve «ince toprak» kısmına ayrılmıştır. İskelet genellikle iri tanelerden, şu halde yüzeyi geniş olmayan parçalardan oluştuğu için kimyasal ayrışım ihmal edilec2k kadar küçüktür. Bu se-
Tablo 22
Amerikan sisteminde toprak tanelerin boyut oölümleri ve sınırları
İnce çakıl 2.0 -1.0 mm
Kaba kum 1.0 - 0.5 mm
Otta kum 8.5 - 0.25 mm
İnce kum 0.25 - 0.10 mm
Çok ince kum 0.10 - 0.05 mm
Toz (Silt) 0.05 - 0.002 mm
Kil <- 0.002
hepten dolayı iskelet kısmının bitki beslenmesindeki iştiraki azdır,
tamamen ihmal edilebilir. Ne var ki, iskelet kısmı, mutedil bir miktarı aşmadığı takdirde, toprağın gevşekliğini sağlar, su ve havanın dolaşımını kclaylaştırır. Bu yoldan özellikle orman topraklarında faydalı olur. Buna rağmen toprağın tekstür sınıfı tayin edilirken taş ve çakıl kısmı nazarı itibare alınmaz; yalnız ince toprak kısmının granülometrik bileşimine göre toprak isimlendirilir. Mesela granitin ayrışması ile teşekkül eden topraklarda genellikle rastladığımız gibi ince toprak kısmı «kumlu balçık» adını gerektirecek bir granülometrik bileşim dedir; fakat ekseriyetle çakıl ve taş parçalarını da ihtiva ettiğinden « taşlı kumlu balçık » ya da « Çakıllı kumlu balçık»
adını alır.
Toprakların tekstür sınıfını tayin için kullanılan üçgen grafiklerinde ince toprak kısmındaki kaba ve ince kum bir arada mütalaa edilir ve toprağın kum, toz ve kil muhtevası nazarı itibare alınarak tekstür sınıfı tayin edilir. Uluslararası toprak cemiyetinin, kabul ettiği tane boyut bölümlerine dayanan toprak sınıflandırma siştemi, tabiatta granülometrik bileşimde raslanan çok büyük varyasyonları pratik değeri olan sınıflara ayırmaktadır ki aşağıda tablo 23'de ve şekil 3l'de verilmiştir.
130
90 80 70 iO ~ tı 40
Şekil 31 : Toprak tekstür sınıflarının taksimi L.çgeni (E.C. Tommerup'a göre, 1934}
Tablo 23
E. C. 'I ommerup'a göre toprak türlerinin sınıflanduma sistemi
1. Balçıklı kaba kum toprağı (bunlarda ~ 15'ten aşağı toz+ kil bulunur).
2. Ba,lçıklı inoo kum toprağı (toz+kil % 15'ten az, ince kum % 40'dan fazla, kaba kum % 45'ten az).
3. Kaba kuırJu balçık (toz+kil % 15-35, ince kum % 40'dan az, kaba kum% 45'ten fazla).
4. İnce kumlu'ba.lçık (toz+kil % 15-35, ince kum % 40'dan fazla, kaba kum · % 45'ten az) .
5. Balçık (toz+kil 7<: 35'den fazla, yalnız toz miktarı % 45'den az).
6. Toz balçığı (toz kısmı % 45'ten fazla).
7. Kumlu killi balçık ( o/r 20'den az toz, % 55'ten az kum).
8. Killi balçık ( % 45'ten az toz; % 35'ten az kum).
9. Tozlu. killi balçık' ( % 45'ten çok toz).
10. Kumlu kil ( % 20'den az toz, % 55'ten çok kum).
11. Balçıklı kil ( o/c 45'ten az toz, % 55'ten az kum).
12. Toz~u kil ( % 45'ten ç k toz).
~3. Ağır kil toprağı.
131
Bu uluslararası tasnifte toprağın toz muhtevası, genel toprak kütlesinin % 45'ini aştıktan sonra isirnlenmede ifadesini bulmaktadır. Toz kısımları bakımından fakiree olan ve % 25'ten aşağı kil ihtiva eden toprakların en büyük kısmı· balçık sayılmaktadırlar.
Brı.nun prati;k manası şudur ki balçıklara ayrılan saha büyükçedir. Zira mesela % 40 ince kum ve % 60 tozu ihtiva eden bir toprağın hakiki balçıkla bir ilgisi yoktur. Hakiki balçıklarda daima önemli miktarda kil bulunur (W. Laatsch, 1954J.
132
Tablo 24
U.S. Department of Agriculture'ın tasnif sistemi
I - % 20'den az kili ihtiva eden topraklar:
A - % 15'ten az toz (silt) ve kili havi topraklar:
1. Kaba kum : % 35 veya daha fazla ince çakıl ve kaba kum, % 50'den az ince kum ve pek ince kum.
2. Kum: % 35 veya daha fazla ince çakıl, kaba kum ve orta kum, % 50'den az ince kum ve pek ince kum.
3: İnce kum : % 50 veya daha fazla ince kum ve pek ince kum.
4. Pek ince kum : % 50 veya daha fazla pek ince kum.
B - % 15-20 arasında toz ve kil ihtiva eden topraklar.
5. Balçıklı kaba kum : % 35 veya daha fazla ince çakıl ve kaba kum ve % 35'ten az ince ve pek ince kum.
6. Balçıklı kum : % 35 veya daha fazla ince çakıl ve kaba kum ve orta kum, ve'% 35'ten az ince ve pek ince kum.
7. Balçıklı ince kum: % 35 veya daha fazla ince ve pek ince kum.
8. Balçıklı pek ince kum : % 35 veya daha fazla pek ince kum.
C - % 20-50 toz ve kil ihtiva eden topraklar :
9. Kaba kumlu balçık : % 41 veya daha fazla ince çakıl ve kaba kum.
10. Kumlu balçık : % 21 veya daha fazla ince çakıl, kaba kum, orta kum ve % 35'ten az pek ince kum.
11. İnce kumlu balçık : % 50 veya daha fazla ince kum yahut % 25'ten az ince çakıl ve kaba ve orta kum.
12. Pek ince kumlu balçık : % 35 yahut daha fazla pek ince kum.
D- % 50 veya daha fazla toz ve kil ihtiva eden topraklar:
13. Balçık: % 20'den az kil, % 30-50 toz ve % 30-50 kum.
14. Toz balçığı : % 20' den az kil, % 50 veya daha fazla toz ve % 50'den az kum.
II - % 20-30 kil ihtiva eden topraklar : 15. Kumlu kil balçığı : % 30'dan az toz ve % 50-80 kum. 16. Kil balçığı: % 25-50 toz ve % 20-50 kum. 17. Tozlu kil balçığı : % 50-80 toz ve % 30' dan az kum.
III - % 30 veya daha fazla kili havi topraklar : 18. Kumlu kil : %30-50 kil, %20'den az toz ve %50-70 kum. 19. Kil: % 30 ve daha fazla kil, % 50'den az toz ve % 50'den
az kum. 20. Tozlu kil : % 30-50 kil, % 50-70 toz ve % 20'den az kum.
Yukarıdakilerden başka, Almanyada tarım sahasında özellikle toprakların vergilerini tayinde kullanılan .bir toprak türü tasnif sistemi de «Devlet Toprak Takdiri» ne göre tatbik edilendir.
Bu sisteme göre tablo 25'deki toprak türleri ayırt edilir. Bu sistemde pratik maksatlar için kum kısmı ile yıkanabilen kısım
(O.Ol mm'den küçük) miktarlarının oranına göre toprak isimlendiril-mektedir. ·
Tablo 25
Almanya'da kullanılan Devlet Toprak Takdiri (Reichsbodenschaetzung) 'ne göre toprak türleri
Toprak türü
Kum
Balçıklıca kum
Balçıklı kum
Çok balçıklı kum
Kumlu balçık
Balçık
Ağır -balçık
1 Kil
O.Ol mm > fraksiyon miktarı J
ince toprakta % olarak
< 10 10-13
14-18
19-23 24-29
30-44
45-60
/ 60
Toprakta kil maddeleri çoğaldığı oranda suyu tutma gücü büyür, buna karşılık havalanma azalır; şu halde ağır kil toprakları fena havalan.ır, soğuk ve biyolojik bakımdan ?ayri faal olurlar; bunlarda su-
133
yun dolaşımı güçleşir. Öte yandan kum toprakları suyu tutmadıkları için bitkilerin su ihtiyacını zorlukla karşılıyabilirler. Bu münasebetleri açıklıyan bir şematik tablo 26 aşağıda verilmiştir.
Tablo 26
Toprağın tekst.ürü ile genel özellikleri arasındakı ilişkiler
Pek ince tekstürlü (kil)
'Orta tekstürlü (Toz ve ince
kum)
Kaba tekstürlü (Orta ve kaba kum)
-·--- ---,-Su kapasitesi büyük 1 +------ Su kapasitesi küçük
Suyu geçirmesi fena
Kohezyon büyük
Besin maddeleri çok
Kimyasal özellikleri iyi
Fiziksel özellikleri fena
Soğuk, faal değil , işlen
mesi güç, sıkı, az yıkanır.
---~ Suyu geçirmesi iyi 1
~---
Kohezyon küçük
Ee~in maddeleri az
Kimyasal özellikleri fena
Fiziksel özellikleri iyi
~ıcak, faal, kolay işlenir,
-------ı>~ gevşek, kolay yıkanır.
Tarla topraklan. Kimyasal
Mutlak çayır ve mer'a ve fiziksel Ö· Mutlak orman toprakları.
topraklan. Kimyasal zellikleri kül-tür tedbiriyle Fiziksel özellikleri iyi,
özellikleri iyi,
özellikleri f en.a
fiziksel her iki tarafa c~oğru değişti- kimyasal özellikleri fena rilebilir.
1
Toprağın tanmsal değeri kum topraklarında küçüktür ve balçık tcprağına gidildikçe değer büyür, kil topraklarına doğru yeniden küçülür. Hakikatte verim yelnız toprağın tekstürüne bağlı değildir.
Toprağın tekstürü, humus miktarı, humusun kalitesi ve kil minerallerinin türü toprağın verimini belli ederler. Toprağın dinamiğini tayin eden diğer bazı özellikler de toprak verimine etki yaparlar. Bu sebepten aynı tane bileşimine sahip olan iki toprak, verim hususunda pek farklı olabilir. Bu husus şekil 32'deki grafikten anlaşılmaktadır; nisbi toprak değerlerinin aynı bir toprak türünde bile, en iyi ve en kötü tarla topraklarında ne kadar değişik bir seviyede olabilecekleri görülmektedir.
134
Toprak degeri sayısı
100
90 •
80
70
60
50 .
JO.
20 -
ıo
o
10
Kumlar
20 ' 1
Balçıklar
En üks.ek v~rrmın yüz.desi
Şekil 32 : Hu· bir toprak teksti.lr sınıfında rastlanan en iyi ve en kötü topı akların nü1bi topı·aı( dcğui sayıları ( Almanya'da tcprak takdiıi yasa ına göre;
Scheffer . Schachtschabel, 1960'dan.
Şimdi, pratikte çok rastlanan üç ana toprak türünün özellik
leri daha yakından ve kısaca gözden geçirilsin.
Ku-:11 topı ··h.Iarı : En. çok miktarda bulunan tanelerin çapı 2-0.02 mm araEında ieğişir. Kaba taneli, orta taneli ve ince taneli kum topı akları ayırt edilir. Bu tomaklar çok defa su veya rüzgar etkisiyle meydana gelmiış kalın tabakalar halindeki tortular üstünde teşekkül etmişlerdir. Gevşek bir istiflenme ile temayüz ederler. Fakat fakir olan türler kolaylıkla sıkı istiflenirler ve mineral kısımları kırıntı
yapmağa az müsaittir. Kırıntı teşekkülü saf kumlarda yeter miktarda humusun katılmadyle mümkündür. Sular vasıtasiyle taşınarak hasıl olmu~ gn.q materyalli kum tonraklarmda kum taneleri daha ziyade kuvarstan ibaret olur.
Kum topraklarının su geçirgenliği büyüktür, su tutma güçleri ise küçük olur. Havalanmaları iyi, ısınmaları ve kurumaları sür'atlidir. E1Bf kum karakteri bazı maıddelerin önemli miktarda mevcut olma~iyle değişebilir ve kum toprakları iyi bir verim de gösterebilirler. Böyle maddeler feldispatlar, ferromağneziyen mineralleri ve benzerleri, kalker, kil ve humustur. Bu maddelerin kuma katılmasiyle kimyasal ve fiziksel özellikler düzelir.
135
8 TOPRAGIN STRÜKTÜR .
Toprağın strüktürü terimi ile topraktaki katı maddeyi teşkil
eden parçacıkların aranjmanı yani istiflenme düzeni anla§ılır.
Toprağın kimyasal bileşimi ve tekstürü yanında strüktürü temelli özelliklerden üçüncüsüdür.
Bir toprak profilinin herhangi özel bir horizonunun çıplak gözle görünen strüktürü, toprağın bu horizondaki «makrostrüktür» ü diye nazarı itibare alınabilir. Bununla beraber, bu görünen makrostrüktü ·, gözle sarih surette tefrik edilmeyen parçacıkların aran.jman tipine tabidir. Başka sözlerle daha küçük birimlerin yahut «mikrostrüktürün» tabiatı makrostrüktürü bariz surette etkisi altında bulundurur.
Primer toprak parçacıkları (kum, toz, kil) yapıştırıcı maddeler yahut çekme kuvvetleri yardımiyle daha büyük birimler halinde yapıştırılmış olmadan, gevşek yahut sıkı surette istiflenmiş olabilirle (bir çuvaldaki pirinç gibi). Böyle bir istiflenme düzenine «tek tane strüktürü» yahut «Strüktürsüz» ya da «basit strüktür» denilir,
Tek tane strüktürünün aksi hali, tek tanelerin pıhtılaşarak agregat lar ya da granüller, kırıntıl~r teşkil etmesidir ( «bileş·k strüktürcompound structure») (Baver, 1956).
Kültür bitkilerinin ve mikroorganizmaların yetişmesine müsait bir su ve hava rejimini toprağın kırıntı hali sağlar. Zira kırıntılar arasın.da büyük boşluklar kalır. Bunlar fazla suyu akıtırlar ve atmosferle toprak havasr arasın.daki alış verişi kolaylaştırırlar. Öte yandan. bir kırıntıda gene bir araya gelip kırıntıyı yapan tanecikler arasında kalan dar boşluklardan ibaret ince bir gözenekli yapı vardır ki bu sayede su tutma gücü yükseltilmiş olur. Bu hassalar bitkilere devamlı olarak su temin eder ve köklerin neşrettiği karbon dioksidin havaya çıkmasını sağlıyarak bitkilerin sağlığını düzeltir. Kııın ıların çökerek her bir agregatı birbirinden ayıran büyük boşluklarm. kaybolmasına kadar sıkışması, orta ve ince tekstürlü topraklarda havanın girmesini ve bitkilerin hayat imkaruarını şiddetle azaltır. Çünkü geri kalan kılcal boşluklavda hem dolaşan hava büyük dirençlere uğrar, hem de bu küçük gözenekler bolca yağışlardan sonra uzun müddet su ile dolu kalır. Yüksek su tutma güçleri sebeb·yıe fazla
137
nemin sızmasına yeter derecede müsaade etmezler. Oysa bitkiler, toprağın boş hacminin % 35-70 kadarı su ile dolu olduğu hallerde, iyi yetişebilirler (W. Laatsch, 1938).
Yüzey toprağın ve alt toprağın strüktürleri iki ayrı konudur. Yüzeyin strüktürü dış faktörler ve toprak işlenmesi ile meydana gelir. Alt ! toprağaın strüktürü ise bu faktörlerin etkisinden uzaktır ve ıslanmak neticesinde şişme ile kurumak sonucunda büzülme olaylarının tesiri altında kalır. Alt toprak strüktürünün mahvolmasında mühim olan faktör toprağın su altı şartlarına maruz kalmasıdır.
Kırıntılanmış toprak, gevşek olan kırıntı strüktürünü kaybetti mi, gözenek hacminin azalması sonucunda su tutma gücü ve hava kapasitesi çok küçülür. Bu sebeple her bir toprak işlenmesinde en müsait olan kırıntı strüktürünün devam ettirilmesi ve tekrar tesis edilmesi hususlarının göz önünde bulundurulması mecburiyeti vardır. Burada toprağı, yalnız kabarmış, kırıntılanmış bir hale getirmek kafi değildir; aynı zamanda elde edilen strüktür ne kuvvetli yağışlarla ne de şiddetli bir kurumakla bozulmıyacak derecede stabil olmalıdır. Şu halde bu stabil strüktürü doğuran, devam ettiren yahut mahveden dinamik hadiseler hakkında bir bilgiye sahip olmak çok mühimdir.
8. 1 Toprak strüktürünün gelişme i
Daha sonra görüleceği gibi, bir agregat birçok primer parçacıkların, sekunder birimler halinde gruplanmasından ileri gelir. Bu agregatların teşekkül mekanizması toprak strüktürü problemlerinin en önemlilerinden birisidir. Toprak strüktürünün meydana gelmesi bir takım fiziksel, kimyasal ve biyolojik etkenlere atfedilebilir. Agregatların aslını teşkil eden inorganik ve organik katı toprak maddesinin bileşimi ve tabiatı da strüktür teşekkülünde büyük bir etkiye sahiptir.
Toprak kolloid maddeleri, primer parçacıkların stabil agregatlar halinde çimentolanmasında sorumludurlar. Stabil agregatlar, kumlarda ve tozlarda, kolloid madd~ler olmadan teşekkül edemezler. Toprak kolloidleri, çimentolama etkileri bahis konusu olduğundan, birbirinden keskin .suretle farklı üç gruba ayrılabilirler. Bunlar, kil parcacıklan, irreversibl ya da yavaş surette reversibl olan demir ve alüminyum oksitleri gibi inorganik kolloidler ve nihayet organik kolloidlerdir.
Aşağıda strüktür teşekkülünde etkili olan başlıca hususlar göıiile cek tir.
138
Toprağın. tekstürü: Tekstür agregatların. teşekkülünde büyük e -kisi olan faktörlerden birisidir. Çok kaba taneli kumlardan oluşmuş
·bir toprakta strüktürsüzlük yahut tek tane strüktürü en çok rastlanan haldir. Agregat teşekkülü imkanı genellikle pek küçüktür. Öte yandan kil toprakları çok geniş strüktür imkanları yaratırlar. Çünkü bu topraklarda mevcut bulunan kolloidal kil çeşitli tipteki agregat teşekkülünü mümkün kılar.
Organik madde : Organik madde bilhassa kolloidal halde olduğu zaman toprak mineral tanelerinin birbirine bağlanmasını sonuçlandırır. Organik madde çoğaldığı oranda agregatlar gelişmiş olur.
Katyonların etkisi : Mübadele kompleksindeki katyonlar strüktüre tesir etmektedirler. Geniş surette yayılmış bir kanaata göre kalsiyumla doymuş mübadele kompleksi genellikle müsait kırıntılanma meydana getirir. Bu hüküm bilhassa kalkerli topraklar.da yapılan gözlemlere ve laboratuvar deneylerine dayanır. Şöyle ki, arazide~i muayeneler sırasında kalker topraklarının genel olarak iyi şekilde agregatlar geliştirdikleri görülür. Laboratuvarda dahi toprak süspansiyonları (su içinde primer parçalar halinde dağılmış toprak Ca katyonları ile muamele edilince koagulasyonla agregatlar teşekkül ettiğinden kısa bir zamanda çöker. Pıhtılar çimentolaşma ile kırıntılara döndürülür (Şekil 33) .
,...... ... ..-' ~
Kırıntı Pıhtı Prim er par acıklar
peptisasyon yapışma-çımentolaşma
koagulasyon
Ş kH 33 : Agrcgat teşekkülünün şt:.matik surette göst rllme i
Son zamanlarda yapılan araştırmalar H-iyonlarınm da. hatta daha iyi, agregatlar yantığını göstermiştir. Bununla beraber agrega teşekkülü şiddeti ile teşekkül etmiş buluoon agregatların stabi!it esi (kolay dağılmaması) iki ayrı şeydir. Ca-katyonunun en mühime ki:::i kolloid şimik surette pıhtılaştırıcı fonksiyonundan başka özellikle toprakta mikrobiyolojik faaliyeti arttırmak hususundaki kabili eti-dir.
139
Fiziksel et1'fier : Sırf fizik etkenlerle hasıl olan strüktür şekilleri, kısmen toprak parçacıkları arasındaki çekme kuvvetlerinden (elektrokinetik kuvvetler, kohezyon ve adhezyon kuvvetleri) ileri gelirler.
Adhezyon kuvvetleri ile, yalnız çapı 0.01 milimetreden küçük olan parçacıklar küçük agregatlar halinde birleşir. Kohezyon ve adhezyon kuvvetleri, parçacıkları saran su kabukları ve parçacıklar arasındaki kapillar su ile tesire maruz kaldıklarından bu kuvvetlerin sayesinde teşekkül etmiş bulunan küçük agregatlar, su muhtevasının değişimlerine karşı yalnız az bir derecede dayanıklı olurlar.
Islak ve kuru fazlann (şişme ve büzülme) değişmesiyle doğan kuvvetler d'e aynı suretle sırf fiziki olarak tesir icra ederler. Büzülme olaylarında teşekkül eden agregatlar nisbeten büyük bir çapa sahip olurlar; ekseriya sadece kuru halde iken stabildirler; tekrar ıslanınca dağılırlar. Bu türlü agregatlar orman altındaki topraklarda (mesela pseudogley) büzülmek sonucunda hasıl olmuş çatlaklar yapmakta ağaç köklerinin ve yağışların. girmesini kolaylaştırdıklarından faydalı olabilirler.
Don etkisi: Agregatiaşmayı yapan fizik kuvvetlerden birisi de donan suyun tesiridir. Bu esnada suyun hacmi ( 4. ll'e bak) artmakla kapillarlarda ve boşluklarda doğan basınç sonucunda küçük agregatlar teşekkül eder. Bu agregatlar suda stabil olmamakla beraber toprağa bir gevşeklik verirler ve ilkbaharda sürülmesini çok kolaylaştırırlar. Bununla beraber donun agregat teşekkülü üzerine olan tesiri, kışın hakim olan hava şartlarına, toprağın tekstüriine ve humus muhtevasına göre farklı bir değer taşıyabilir. Kış donları kum topraklannda ekseriya tali bir değere sahiptirler. Fakat balçık ve kil topraklarinın ilkbahardaki hali büyük ölçüde kış donları ile belli olur. Humusca fakir, fazla oranda ince kum ve toz fraksiyonlarına sahip bulunan balçık topraklarındaki • agregatlar, kış sonunda bazı hallerde mesela toprak donmuş olduğu zaman uzun müddet kar suları ya da yağmur sulıarı altında kalırsa tamamen tahrip edilebilirler. Kil toprakları, yüksek kil muhtevaları hasebiyle suyun etkisine karşı balçık topraklarından daha çok dayanıklı olurlar. Don tesiriyle agregatların teşekkülü çeşitli sebeplerden olabilir; basınç ve toprak kolloidlerinin dehidratasyonu (suyunu kaybetmesi) birer sebep olarak sayılmaktadır. Dehidratasyon su kristallerinin teşekkülü esnasında su moleküllerinin kolloldlerden ayrılmasına istinad eder. Wiegn.er (1928) e.yrıca toprak suyunun bir kısmının buz kristalleri haline dönmesi sonucunda geriye kalan sıvı hallildeki toprak suyunda tuzların nisbeten yüksek bir konsantrasyon kazanmaları ile de pıhtılaştırıcı tesirin doğacağını söylemektedir.
140
T'oprak yangınlarının etkisi: Toprak yangınları da agregatlaşnıaya yardım edebilir. Bu olayda yine yüksek sıcaklık neticesinde toprak kolloidleri dehidratasyona uğrar ve kül dolayısiyle tuz konsantrasyonu yükselir, böylece agregatlar teşekkül eder. Kil maddesi pişerek dağılmaya dayanıklı agregatlar hasıl edebilir.
' Biyotik etkenler: Toprak agregatlarının teşekkülünde bitki kök
leri, toprak mikroorganizmaları ve toprak hayvanları yüksek nisbette işe karışırlar. Bu amiller agregatların teşekkülünde ve devamlı olmalarında mühim bir rol oynarlar. Ağaçların ve diğer bitki köklerinin bu hususta bir iş gördükleri kabul edilmektedir.
Bir bitkinin kökü kesif ve fazla dallanmış olduğu oranda toprakta agregat teşkil etme etkisi kuvvetli olur. Bitki kökleri ve mantar miselleriyle toprak parçacıkları birbirine bağlanır. Köklerin büyümesi esnasında etraflarına yaptıkları basınç toprak parçacıklarının sıkışmasına, birbirine yaklaşıp yapışmasına ve neticede agregatlann teşekkülüne sebep olur. Aynı zamanda ölmüş köklerin çürümesi sonucunda hasıl olan organik kolloidlerin de agregat teşekkülünde bir rol oynadıkları ortaya atılilllŞtır. Mikroplar tarafından hasıl edilen
. sümüğümsü maddeler dayanıklı agregatların teşekkülüne sebep olurlar (6. 53'e bak). Rüzgarda sallanan ağaçlar köklerine intikal eden hareketlerle toprağı gevşetebilirler.
Toprak favnası meyanında solucan ve kırkayak gibi toprağı organik madde ile birlikte yiyebilen hayvancıkların sin.dirim borularında organik ve inorganik maddeler, samimi surette birbiriyle karıştırılır ve zengin bir bakteri florasının gelişmesi için gerekli şartlar yaratılır. Hem sindirim borusundan geçerken ayrıştırılan organik maddeler, hem de hayvanların bağırsağında hasıl edilen sümüğümsü maddeler anorganik toprak parçacıkları ile yüksek kaliteli agregatlar teşkil ederler. Bir misal olarak büyük kısmı itibariyle solucan dışkılarından ibaret bulunan mul gösterilebilir. Bir çok toprakların A horizonlarmdaki kırıntı strüktürü bu hayvanların eseridir (6. 52'ye bak).
8. 2 Topraklann strüktür stabilitesi
Strüktür stabilitesi deyince, strüktür elemanlarının, yağmur ve erozyon gibi dış etkenlerin mucip olduğu değişimlere karşı gösterdiği direnç anlaşılır. Bir strüktür elemanının özellikle su gibi tahrjp edici etkenlere karşı dayanıklığı birçok faktörlere tabidir.
8. 21 İnorganik kolloidlerle strüktürün stabilizasyonu
Kil, demir, alüminyum ve manganez hidroksitler, silis ve kalsiyum karbonat maddeleri agregat teşekkülünde ve agregatlarm stabilizasyonunda baş rolü oynarlar.
141
Kil mineralleri, kohezyon ve adhezyon kuvvetleri dolayısiyle hem kendi parçacıklarını hem de toz ve kum parçacıklarını önceden söylendiği gibi daha büyük agregatlar halinde yapıştırmak iktidanndadırlar. Teşkil edilmiş agregatların stabiliteleri konusunda kil minerallerinin adsorptif şekilde bağladıkları katyon türleri önemlidir. Sodyum kalyonları bağlandığı takdirde toprak kolayca su ile süspansiyon haline geçer; kalsiyum ka tyonları ise büyük bir stabilite temin ederler.
Demir, alüminyum, manganez ve silisyum hidroksitlerinin sağladığı stabilite, jellerin eskimesi derecesinde yüksek olur. Toprağın şiddetle asitleşmesi oksitlerin çözünmesini ve sonunda stabilitenin azalmasını mucip olur. Kalsit billurları ile temin edilen stabilite dahi su muvacehesinde, kalsitin bikarbonat halinde çözünmesi hasebiyle. oldukça küçüktür.
8. 22 Organik kolloidlerle strüktürün stabillzasyonu
Topraktaki organik kolloidler meyanında özellikle uzun çubuk şeklinde olan polisakkarid, poliüronid gibi maddeler strüktürün stabilitesinde en önemli rolü oynarlar ve özellikle sümüğümsü maddelerde bulunurlar. Bunlar inorganik jeller tarafından kaplanmış toprak parçacıklarının arasında ince ipliklerden ibaret bir ağ örmek suretiyle agregatlarm stabilitesini, sadece inorganik kolloidlerin ya .. pıştırması ile meydana gelmiş bulunan agregatlara nazaran daha çok yükseltirler. Bu türlü organik maddeler taze organik artıkların mikrobik ayrışmasında ya parçalanma ürünleri, ya da metabolizma ürünleri olarak teşkil edilirler. Bundan ötürii agregatların sayısı organik gübre tatbikinden sonra (taze ahır gübresi, yeşil gübre, kök artıkları) yükselir. Bununla beraber agregatların stabilitesi, mikrobik faaliyet devam ettiği müddetçe yani kolay arışabilen organik madde mevcut oldukça sağlanır. Şu halde devamlı bir striiktür stabilitesi, devamlı bir biyolojik faaliyetin mevcudiyeti halinde mümkün olur. Diğer fak· törlerle birlikte uzun çubuk şeklindeki kolloidlerin agregatları stabilize edici etkisi, çözünmüş bulunan tuzların türüne ve konsantrasyonuna ve başka organik maddelerin türüne ve konsantrasyonuna tabidir.
8. 23 Toprak striiktürünün &un'i surette stabiliz~ yonu
Son yıllarda toprağın strüktüriinü stabilize etmek üzere polianyon sınıfına giren bazı sun'i maddelerin işe yaradıkları bulunmuştur. Bu maddeler, mesela hidrolize olmuş poliakrilat (HPAN) (şekil : 34 a) bundan başka vinilasetat ile anhidrit maleik asidinin yaptıkları
142
müşterek polimerize bileşikler (V AMA) (şekil 34 b) ve daha başkalarıdır. Mikrobik ayrışmaya karşı çok dayanıklı olan bu maddelerin toprağa tatbik edilmesi ile birçok toprakların su ve hava sirkülasyonu önemli derecede düzelmiştir. Toprak yağmur tanelerinin çarpmasın-
fH CJ] Clh - CH CH CH COONa o c - o o - c c o
CHa o/
x /.
a b
Şekil 34 : a = Sodyum poliakrilat ve b Vinilasetat ile anhidrit maleikasidi-nin polimerize bileşiklerine mahsus formüller.
dan sonra da kırıntı strüktürünü korumuş ve yağışlar için yüksek bir infiltrasyon kabiliyeti göstermiştir. Bu maddelerin etki süresi, tarla şartlarında toprağın devamlı surette işlenmesi ve atmosferik etkenler dolayısiyle, takriben üç yıl kadardır.
8. 24 Ormanda toprak strüktürü stabilit si
Elverişli bir kırıntı strüktürü yetişme muhitine uygun ağaç türlerinin teşkil ettiği sıhhatli ormanlardaki topraklarda en çok görülür. Bilin::liği gibi orman, üzerinde yetiştiği toprağı gölgeler ve her yıl yaprak dökümü ile toprak yüzünde ölü örtünün teşekkül etmesine sebep olur. Gölgeleme tesiri toprağın yüzündeki sıcaklık ekstremlerini tadil eder. Yani orman toprağının çok fazla ısınmasına yahut soğumasına engel olur; mevzii surette ılıman bir iklim yaratarak toprak favnasının üremesini kolaylaştırır. Ölü örtü ise yağmur tanelerinin mineral toprağa çarpmasını ve bu çarpma etkisiyle yüzey toprağındaki agregatların dağılmasını önler. Şu halde ormanda traşlama kesimleri yapmaktan ve mineral toprağı uzun süre atmosferik etkenlere maruz bırakmaktan sakınmak icabeder. Görülüyor ki bir kaynak havzasında suyu tutmak için alınması gereken tedbirlerin birincisi toprağı bir bitki örtüsü altında ve tercihen orman al ınd.a bulundurmaktır.
özellikle killi toprakların strüktürü uzun müddet çıplak kalmakla mahvedilebilir. Hatta periyodik surette ormanlardan ölü örtünün kaldınlması bile ince tekstürlü topraklarda kötü sonuçlar doğurmuştur. Toprak gevşekliğini kaybetmiş, sıkışıp sertleşmiştir. Bu zararlı sonuçların doğması, ölü örtünün kaldırılması neticesinde toprakta humusun azalması yüzündendir ki bundan önce bahis konu'""u olmuştur (6. 33'e bak).
143
Toprak ıslak halde iken otlayan hayvanların basması neticesinde sertleşir. Bu olay özellikle ince taneli topraklarda daha çok hissedilir. Bu türlü zararlar ormandaki kamp sahalarında müşahede edilir. Bundan dolayıdır ki Milli Parklarda devamlı kamp sahası yapmaktan sakınmalıdır.
'l'oprağ-ın işlenmesi, gevşekliğini arttırır. Bu husus kum ve balçık topraklarında kolayca sağlanabilir. Orman altındaki kil topraklarında ise toprak işlenmesi sakınılması icabeden bir iştir. Zira orman altındaki ince taneli toprakların gözenekliği, özellikle iç drenajı sağlayan kanıal sisteminin teşekkülü ölmüş ve sonradan çürümüş ağaç köklerinin bıraktığı kanallardan ileri gelir. Böyle bir drenaj sistemi yüzyılların mahsulüdür. Toprak işlenmekle bu tabii kanallar bozulur. Sun'i şekilde gevşetilmiş bulunan bir ormıan toprağı bir müddet sonra toprağın oturması ile bu gevşekliğini kaybeder ve eskisinden daha sıkı olur. Onun içindir ki, Ramann ince taneli topraklarda, toprak işlenmesi ile bir zarar doğmamış ise memnun olmak lazımdır demiştir.
Ormanda toprağın tabii surette meydana gelmiş bulunan gevşekliği, kaynak havzalarında suyun çabucak emilmesini sağlıyarak yüzeyden akmasına engel olur ve böylece erozyonu önler.
Toprak strüktürünün en büyük ekolojik önemi şu noktalarda görülür: Nem ilişkileri ve havalanma şartlan toprak strüktürüne şiddetle tabidir. Diğer bir çok fiziksel vasıflar mesela gözenek hacmi, hava kapasitesi, hacim ağırlığı (zahiri özgül ağırlık), sıcaklık ve suya karşı geçirgenlik özellikleri kınntılığa bağlıdır. Kırıntılanmanın ekolojik önemi özellikle ince taneli topraklarda kendisini gösterir. Kaba tekstürlü topraklarda ise kapillar olmayan büyük boşlukların teşekkülü mutad olduğundan suya ve havaya karşı geçirgenlik genellikle müsaittir. Fakat ince tekstürlülerde müsait durum ancak kınntılıkla sağlanır. İnce tekstürlü topraklar bilhassa iyi kırıntı strüktüründe değillerse kuruduklarında çatlamak itiyadındadırlar. Husule gelen çatlaklar bitki köklerini meydana çıkardığı gibi çatlama esnasında kopmalarını da sonuçlandırabilir ve kurumalarına sebep olabilir. Çatlamış olan toprakların çatlaklarına şiddetli yağmurlar esnasında ince toprak materyali girerek birikir ve bir kama gibi doldurarak onları tıkar.
8. 3 Strüktür tipleri
Toprak strüktürünü meydana getiren faktörler yukarıda bahis konusu edildi. Değişik faktörlerin yaptıkları etkilere göre topraklarda değişik tipte strüktürler hasıl olur ki bunların tanınması strüktür elemanlarının başlıca biçimine ve boyutuna istinad eder. Strüktür
144
elemanları toprağın mesela kürekle işlenirken, tabii surette bölünerek ayrıldığı parçalardır. Toprak profillerinin kurumuş duvarı üzerinde gelişen çatlaklar da strüktürün bir belirtisidir. Strüktür elemanlarının yani toprağın tabii surette bölünerek ayrıldığı parçaların, biçimine göre aşağıdaki başlıca strüktür tipleri ayırt erlilir.
Boyu eninden büyük olan strüktür elema.nlan :
(1) Prizmatik: Strüktür elemanlarının dikey ekseni, yatay ekseninden daha büyüktür. Toprak profilinde prizmaların dizilişi dikey yöndedir; prizmaların dikey yüzeyleri oldukça belirli olup köşelerindeki açılar sivridir. Prizmaların tepeleri düzdür, kestane renkli toprakların 'B horizonlarında görüldüğü gibi (şekil 35).
Toprağın alt horizonunda e-eııLsmıs
çatlakların bulunması ile
(2) Koluınnar (sütunvari) : Prizmatik strüktürün karakterine sahiptir, yalnız şu farkla ki prizmaların tepeleri bir kubbe gibi yuvarlaktır, bazı tuzlu (solonetz) toprakların B horizonlarında rastlandığı gibi. Anlatılan her iki tipte elemanlar boyutlarına göre tekrar pek ince ( < 10 mm) ; ince (10-20 mm) ; orta (20-50 mm); kaba (50-100 mm) ve pek kaba ( > 100 mm) prizmatik ya da kolumnar olarak bölünür.
Eni ile boyu eşit UZUDlukta, topak, polihedron ya da küremsi strüktür eleınanlan :
(3) Blok (t.-Opak) : Topak veya polihedron biçimindeki elemanlar, düz yüzeyli ya da kavisli yüzeyli olabilirler. Her bir eleman
145
etrafını saran diğer elemanların yüzeylerine .bir kalıp gibi uyar, yani strüktür elemanı, kopup ayrılmış olduğu diğer elemana bir döküm parçasının kalıbına uyması gibi, intibak eder. Yüzeyleri düz, köşeleri keskin olduğunda «angular blok» (köşeli topak); yüzeyleri kısmen kavisli, kısmen düz ve köşelerin çoğu yuvarlak olursa «Subangular blok>> (yarı köşeli topak) denilir. Elemanlar boyutlarına göre tekrar, pek ince ( < 5 mm); ince (5-10 mm) ; orta (10-20 mm) ; kaba (20-50
Şekil 36 : Orta boyutta angular blok strüktür. Köşeler çoğunlukla keskin olur.
Şekil 37 Orta boyutta subangular blok strüktürü. Köşeler keskin değildir.
146
mm) ve pek kaba (> 50 mm) angular blok ya da subangular blok diye bölünürler. Esmer orman topraklarının ince tekstürlü ve kalsiyum karbonatlı türlerinde her iki tip blok strüktürü bulunur (şekil
36 ve 37).
( 4) Graııülar : Küre veya polihedron biçimindeki elemanlar düz veya kavisli yüzeyli olurlar fakat kendilerini saran elemanların yüzeylerine uymıazlar yahut pek az uyabilirler. Elemanlar az gözeneklidir.
(5) Kırıntı yahut fu.rda: Granülar gibidir, yalnız elemanlar çok gözenekli olur (şekil : 38 ve 39).
... ;-~i- ;. . . -~*··'·
Şekil 38 : Kaba granülar strüktürlü bir toprak.
Şekil 39 : Kaba kırıntı strüktürlü bir toprak.
147
Bu son iki tipin elemanları boyutlarına göre tekrar pek ince ( < 1 mm); ince (1-2 mm); orta (2-5 mm); kaba (5-10 mm); pek kaba (> 10 mm) granülar veya kırıntılar diye bölünürler.
Kırıntı veya granülar mul tipinde ve özellikle esmer orman topraklarının Ah horizonunda yaygındır. KırınWar, yine mul tipindeki toprakların humusca zengin horizonlarında ve özellikle solucanların çok faal oldukları hallerde görülür.
Levha biçiminde, dikey ekseni yatay e~ninden çok daha kü-çük olan strüktür elemanları: ·
(6) Levhamsı : Elemanfar yatay olarak üst üste dizilmiştir. Bu strüktür tipi, levhaların kalınlığına göre, pek ince ( < 1 mm) ; ince (1-2 mm) ; orta (2-5 mm) ; kalın (5-10 mm) ve pek kalın (> 10 mm)
Şekil 40 : Levhamsı strüktürlü bir toprağın profil duvarında görünüşü. (Jacks, G. V., 1954'den).
levhalı diye isimlendirilir. Podsollerde ve şiddetle yıkanmış topraklarda raslanan bir strüktür tipidir. İnce tabaklar halinde çökelmiş materyal üstünde hasıl olan toprakların C horizonlarında da bulunur. (şekil 40).
(7) Strükti.irsüz: Toprağın taneleri bağsızdır.
8. 4 Konsistans
Nemli halde konsistans, nem muhtevası takriben hava kurusu ile tarla kapasitesi arasında bulunuyorken tayin edilir. Bu nem muh-
148
luklar "gözenekler'' vardır ki toprağın bunlarla birlikte gösterdiği özgül ağırlığa "hacim ağırlığı" denilir. Hacim ağırlığı kum topraklarmda bir litresi 1.3-1.7 kg; balçık ve kil topraklarında 1.1-1.6 kg kadardır. Yüksek humus muhtevalı topraklar daha küçük bir hacim ağırlığına sahiptirler.
Hacim ağırlığı toprağın strüktürü hakkında genel bir ölçü olarak kavranabilir. Aynı madde bileşimine sahip topraklarda ha.cim ağırlığı, toprak sıkı olduğu ve strüktür gelişimi geri kaldığı oranda yüksektir.
Hacim ağırlığı, toprakta bulunan besin maddelerinin miktarını hesaplamakta bilinmesi lüzumlu olan mühim bir faktördür.
Gözenek hacmi terimi ile muayyen bir toprak kütlesinde katı madde tarafından işgal edilmemiş hacim anlaşılır. Bütün hacmin yüzdesi halinde gözenek hacmi Gh ile; gerçek özgül ağırlık Öa ile ve kuru halde hacim ağırlığı (zahir! özgül ağırlık) Za ile gösterilirse,
Za gözenek hacim yüzdesi : % Gh = 100 - -- . 100 olur.
Öa
Aynı boyuttaki kürelerden oluşmuş bir toprak küp tarzında istiflenmede (her bir küre başka altı küreye değer; gevşek istiflenme) gözenek hacmi % 47 kadardır. Dodekahedron tarzında istiflenmede (her küre başkı 12 küreye değer, en sıkı istiflenme) gözenek hacmi % 25 kadardır. Her iki istiflenme tarzının karışımında gözenek hacmi takriben % 37 kadardır. Fakat bir toprak sistemi bu şartlara uymayan taneciklerden yapılmıştır. Toprak tanecikleri. küre şeklinde olmadıktan başka her taneciğin boyutu bir değildir ve nihayet normal şartlar altında tek parçacıklar az veya çok oranda birbirine yapışarak agregatlar yani kırıntılar hasıl etmiş bulunurlar. Kırıntıların teşekkülü ile boş hacmin nazari olarak % 47'den fazla olacağı, öteyandan çeşitli boyuttaki taneciklerde küçüklerin büyükler arasına
-me .... ·yb teorik olarak % 25'den daha az bir boş hacim bırakacakları ve nihayet parçacıkların muhtelif biçimlerinin her iki yönde tesir edebileceği düşünülebilir.
Muhtelif mineral toprak türlerinde fiili gözenek hacmi % 30-60 arasında değişir (Tablo 27 ve 28'e bak).
Kum topraklan en küçük değerlere sahiptirler; balçık ve kil topraklarında daha yüksek değerler kaydedilir. Bunun sebebi balçık ve kil topraklarının, kum topraklarından daha çok gözenek bakımından zengin olan strüktür tipleri geliştirmeleridir. öte yandan sıkışmış bir balçık ya da kil toprağı, kum toprağından daha küçük gözenek hacmine sahip olabilir. Turbalıklı toprakların gözenek hacmi % 80 kadar değerler alabilir. Aynı bir toprak türünde orman ve çayır
150
Tablo 27
Değişik tekstürlü toprakların toplam gözenek hacmi
Topraklar Toplam gözenek hacmi % olarak
Kum toprağı Balçık toprağı
Ağır balçık toprağı
Killi balçık toprağı Balçıklı kil toprağı Ağır kil toprağı
(F. H. King, 1910'dan)
32.5 34.5 44.1 45.3 47.1 52.9
toprakları, tarla topraklarından daha büyük bir gözenek hacmine sahip olurlar. Tarla topraklarının gözenek hacimleri, toprak işlenmesine tabi olarak, ritmik bir surette değişir. Mineral topraklarda sürüldükten sonra kısa bir zaman için gözenek hacmi % 60'ın üstüne çıkar, fakat sonra oturmakla hızla azalır. Kumlu tarla toprakları oturduktan sonra en üst tabakada % 30-45, balçık ve kil toprakları % 40-60 arasında bir gözenek hacmine sahip bulunurlar.
Gözenek hacminin değeri, aynı bir toprağın muhtelif horizonlarında farklı olur. Ormanın ölü örtüsünde, mor humusunda % 90 olabilir. Mineral toprağın üstteki humuslu Ah horizonlarında da aynı suretle oldukça yüksek bir değer taşıyabilir. Bu keyfiyet üst toprak horizonlarının daha gevşek bir strüktüre sahip olmalarından ve kökler ile toprak hayvanlarının açtıkları borulardan ileri gelir. Derinliğe doğru gözenek hacmi azalır ve % 40'a kadar düşer. Bazan Bt horizonunda yukarıdan gelmiş olan ince toprak materyalinin birikmesiyle meydana gelen tıkanmadan dolayı gözenek hacmi daha üstte ve daha alttaki horizonlarda olduğundan daha küçüktür (Şekil: 41).
Toprağın gözenek hacmi bunlardan başka toprak tipine de tabidir. Gley teşekkülü göstermeyen balçık ve kil topraklarında. takriben % 40-55 kadar, gley teşekkülü halinde ise % 25-35 kadar bir gözenek hacmi beklenebilir.
Gözenek boyutlan
Toplam gözenek hacminden başka, bu hacimdeki muhtelif boyutlu gözeneklerin iştirak oranları da ilgi çekicidir. Çünkü gözeneklerin boyutu ile şekli bir toprağın su ve hava ekonomisini etkisi altında bulundurur. Toprağın gözenekleri, yaptıkları fonksiyonlarına göre, başlıca üç boyut sınıfına ayrılabilir.
151
~c~ .... ~
• I
. 2 ~ .
. 8
IOv-t-_..._~_,_-'-'·-~--.·-_._-"=.--===~
o 25 50 75
C3J Katı toprak.
L==.-:..--=:1 Su .
L==ı Hava .
100 o 25 50 75 100
Şekil 41 : Bir metre derinliğe kadarki orman toprağı profillerinde hacim biriminde bulunan katı toprak maddesi, su ve hava miktarı oranlarını
gösterir grafik (Belgrad Ormanı) (A. Irmak 1934'den).
Kaba gözenekler <> 10 µ ). Kendi kendine boşalan bu gözeneklerde sızıntı suyu hareket eder.
Orta gözenekler (10-0.2 µ ) . Bu türlü gözeneklerde su, yer çekimine karşı tutulur. Bu suyu bitkiler alabilirler.
İnce gözenekler ( <0.2 µ ) . Bu ince gözeneklerde su, ne yer çekimi ile ne de bitki kökleri ile çekilebilir.
Kaba gözenekler de hızlı ( > 50 µ ) ve yavaş ( 10-50 µ ) drenaj yapan gözenekler bulunurlar. Hızlı drenaj yapan gözenekler, devamlı yağışlardan sonra çabucak boşalırlar ve hava ile dolarlar. Nitekim toprağın yüzeyine yakın bir derinlikte taban suyu yoksa, 75 µ'dan daha büyük olan bütün gözenekler yağışlı, sulak şartlarda bile hava ile dolu kalırlar (Leeper, 1952). Hızlı drenaj yapan gözenekler, toprakla atmosfer arasında köklerin solunumu ve mikroorganizmaların ya..~aması .bakımından önemli olan hızlı bir gaz mübadelesini mümkün kılarlar. Kaba gözeneklerin payı büyük olduğunda durgun su teşekkülü önlenir. Durgun suyun etkisi altında bulunmayan kaba gözenekler, toprakta hava ile dolu olur. Buna karşılık kapillar gözenekler ekseriyetle su ihtiva ederler. Bu sebepten dolayı aynı toplam gözenek hacmine sahip olan topraklar, kaba ya da kapillar gözenekler galip olduğuna göre, bitki büyümesine farklı bir etki yapabilirler.
152
Gözenek boyutlarının iştirak payları tablo 28'de gösterilmiş olduğu gibi toprak tekstürüne tabidir.
Toprak tekstüründen başka strüktür de, özellikle balçık ve kil topraklarında, bir rol oynar. Kum topraklarında strüktürün önemi bt:yük olamaz, çünkü bu türlü topraklar çoğunlukla tek tane strüktüründe olurlar.
Tablo 28
Kum, balçık ve kil topraklarında (üst toprakta) toplam gözenek hacmi ile gözenek boyutlarının, toprak hacmin.in
% si olarak, iştirak oranlan
Kaba Orta İnce Toplam Toprak gözenekler gözenekler gözenekler gözenek hacmi tekstürü % olarak % olarak % olarak % olarak
Kum 30-40 5-10 5-15 35-50
Balçık 10-25 15-20 10-20 40-60
Kil 5-15 10-15 30-40 40-65
( Scheffer ve Schachtschabel, 1960'dan)
Toprakta su hava ilişkileri, gözenek boyutlarının toplam gözenek hacmindeki iştirak oranlarına kuvvetle tabidirler.
153
9. TOPRAK VE SU
Suyun bitki ihtiyacını karşılamak üzere toprakta tutulması imkanları ve derecesi, yeryüzünün bitki formasyonları ile örtülmesinde ve kültür bitkilerinin ekonomik bir büyüme sağlamasında büyük bir önem taşır. Bu olayın kanuniyetlerini yakından bilmek gereklidir.
Suyun toprakta tutulmasında sorumlu olan iki kuvvet adhezyon ve kohezyondur. Adhezyon, toprak parçacık1arının yüzeylerindeki moleküllerin suyu çeken kuvvetlerini kapsar ve toprak parçacıklarının yüzeylerinde adsor.be edilmiş bulunan iyonların hidratlanma gerilimlerinden ileri gelir. Kohezyon ise, su moleküllerinin birbirini çekmesinden hasıl olur. Adhezyon kuvvetlerinin etkisiyle toprak parçacıklarının yüzeyinde sımsıkı tutunmuş pek ince su filimled teşek kül eder. Kohezyon kuvvetleriyle fazla su molekülleri çekildiği nisbette bu filimler kalınlaşır ve sonunda kapillar gözenekleri doldurur. Serbest drenaj sağlanmışsa kapillar olmayan büyük gözenekler yer çekimi etkisiyle boşalmış ve su ile tamamen dolmamıştır. Fakat kalın filimlerle kaplanmış olurlar.
ŞP,kil 42 : Suyun yüzey gerilimini gösteren şematik resim.
Su moleküllerinin birbirine karşı olan çekici kuv:ıetleri, sıvı-hava sınırında yüzey gerilimi diye bilinen olay ile açık bir surette gösterilmiştir. Yüzey gerilimi, şekil 42'den anlaşılmaktadır. Su kütlesi içindeki herhangi bir su molekülü, A molekülünde olduğu gibi, onun
154
etrafını saran bütün diğer moleküller tarafından eşit kuvvetle çekilir. Öte yandan su kütlesinin yüzeyindeki moleküller sadece yanlarındaki ve altlarındaki moleküller tarafından çekilir. Sonuç olarak bileşke kuvvet aşağıya doğrudur ki, bir kompresyonu ve böylelikle su moleküllerinin su yüzeyinde yüksek bir konsantrasyonunu mucip olur. Bu moleküller, suyun yüzeyine sıkı surette gerilmiş elastiki bir zar vazifesini görürler. Bu bileşke kuvvet yüzey gerilimini doğurur. Su moleküllerinin bir cam boruda tırmanarak yükselmek eğilimi (şekil 43) adhezyonunun bir işareti olup şunu gösterir ki cam ile su arasındaki çekici kuvvet, bizzat su moleküllerinin kendi aralarında-
b
Şekil 43 : Kapillar yükselme ve kapillar depresyon; a) camı ıslatmayan blr sıvının (mesela cıva) kapillar depresyonu; b) camı ıslatan bir sıvının
(mesela su) kapillar yükselmesi.
ki çekici kuvvetten de büyüktür. Benzer bir ilişki, su ile toprak parçacıkları arasında mevcuttur.
Sıcaklık sudaki kohezyona ve dolayısiyle tutulan su miktarına bariz bir etki yapar. Sıcaklık arttıkça kohezyon kuvveti zayıflar. Çözünmüş organik maddeler ile çözünmüş tuzlar çözeltinin yüzey gerilimini değiştirirler ve böylelikle tutulan suyun miktarına tesir ederler.
Suyun adhezyon ve kohezyon ile tutulması şiddeti, su moleküllerinin filimde bulunduğu yere tabi olarak değişir. Toprak parçacığının yüzeyinde adsorbe edilmiş olanı o kadar sıkı bir tarzda bağlanmıştır ki sıvı olmayan bir haldedir ve bitkiler için istifade edilmesi kabil değildir.
Toprak-su sınırından uzaklaştıkça, su molekülleri gittikçe zayıflayan bir kuvvetle tutulurlar. Sonunda kalın bir filmin su-hava sınırında yüzey gerilimi yalnız başına tutucu kuvveti teşkil eder. Böylece tarla kapasitesine muadil bir su muhtevasına malik olan bir topraktan bir hacim birimi suyu çekmek için nisbeten az bir kuvvete lüzum vardır. Fakat su muhtevası azaldığı oranda, yani su filmi inceldiği nisbette suyun bir hacim birimini çekmek için lüzumlu kuvvet gittikçe daha büyük olur.
155
9.1 pF ıska1ası
Bundan önce söylenenlerden anlaşıldığı gibi bütün toprak nemi eşit bir şiddetle tutulmuş değildir. Bundan başka topraktan bir miktar suyu uzaklaştırmak için lazım olan kuvvet bu suyu tutmuş olan kuvvete eşit olacaktır. Bu kuvvet kendisine muadil olan bir su sütununun ağırlığiyle yahut santimetre yüksekliği ile ifade edilirse pratik güçlüklerle karşılaşılır. Mesela kolloid parçacıkların yüzeyinde adhezyonla nemi tutan kuvvete maudil olan su sütununun yüksekliği 106
santimetreyi bulacaktır. Böyle sayıların kavranması güç olduktan başka mesela toprakta tutulan su miktarı ile tutan kuvvet arasındaki ilişkiyi gösterecek bir grafik çizmek icabederse çok uzun bir kağıda lüzum hasıl olacaktı. Bu sebepten dolayı bu değerlerin yerine muadil su sütununun logaritmasını kullanmak mutaddır. Bu logaritmik ifadelere pF denir. İfadedeki p sembolü.10 kaidesinin ref edildiği kuvveti, F sembolü ise serbest enerjiyi gösterirler.
Toprak suyunun enerji münasebetlerini pF terimleriyle ifade etmek reaksiyonun pH terimleriyle ifade edilmesine benzer. Şu fark ile ki küçük pF değerleri küçük enerji değerlerine ve aksir ~ olarak büyük pF değerleri büyük enerji değerlerine delalet ederler. Böylece, 2 olan bir pF suyu tutmuş olan kuvvetin 100 cm yüksekliğindeki bir su sütununun ağırlığına muadil olduğunu gösterir. Aynı suretle 3 pF 1000 cm yüksekliğindeki bir su sütununun ve nihayet 7 olan bir pF 10 000 000 cm yüksekliğindeki bir su sütununun ağırlığına eşit bir kuvveti temsil eder. Hemen şu noktaya da işaret edilsin ki muayyen bir pF değeri su-hava sınırındaki enerji ilişkisini gösterir ve toprak suyunun bütününe tatbik edilemez.
pF eğrilerinin önemi
Toprakların pF eğrileri incelendikte muayyen bir pF'de tutulmuş olan su miktarının, muhtelif tekstürlü topraklarda., büyük ölçüde değiştiği görülür. Mesela bitkilerin suyu emebildikleri en büyük gerilimi temsil eden pF = 4.2'de muhtelif topraklar aşağıdaki oranlar~ suyu havidirler.
Kil Toz balçığı İnce kum
takriben % 19 » » 10.5 » » 4
Yukarıda verilmiş bulunan değerlerin sadece yaklaşık oldukları hatırlatılmalıdır. Bir tekstür sınıfı içindeki parçacık boyutunun tecvizi kabil varyasyonları, organik madde muhtevası ve strüktür gibi diğer hususlar da pF eğrileri üzerine tesir ederler. Bir pF eğrisinin
156
biçimini, gözeneklerin boyutlarına ve onların toprak içindeki dağılışı üzerine yaptığı etkinin sonucu olarak toprağın tekstürü tayin eder.
Bir topraktan suyu basınçla yahut emmek suretiyle çekmek olayında önce geniş gözenekler, sonra dar olanlar boşaltılır. Bir pF eğrisi bir toprağın su ve suyu tutan enerji ilişkilerini tesbit ve rak kamla ifade etmek için fevkalade elverişlidir. Suyun yaklaşık miktarını tayin ederken toprak doymuş ise pF-0, tarla kapasitesinde ise pF=-=2.5 ve bitkilerin pörsüyeceği esnada pF=4.2 olacaktır.
pF eğrilerinin pratik önemlerinden birisi de şudur: Bir toprak tekstür sınıfı için elde bir pF eğrisi bulunacak olursa, bundan sulamada geniş ölçüde faydalanmak mümkündür. Sulama tatbikatında suyu en ekonomik şekilde kullanmak şarttır. Bu maksatla bitkilerin topraktaki sudan azami derecede faydalanmaları için toprak suyunu pörsüme noktasına kadar çekip almaları gerekir. Sulama mev· siminde yüzey toprak kurumaya başlayınca bitki köklerinin en büyük oranda gelişmiş bulunduğu toprak tabakasından nümuneler alınarak toprak suyu miktarı tayin olunur. Su miktarı, pF eğrisinde pF=4.2'nin gösterdiği miktara erişince, sulamak zamanı gelmiş demektir. Böylelikle lüzumsuz su israfı önlenir. Bundan başka eğrilerden bir topraktaki kabili istifade su miktarını da okumak kabildir (şekil 44).
atu 10000
0.J
ıo
Bitkinin
alamadığt
su
Bitkinin atabildiği su
Yavaş
Hızlı
}sızan su
Şekil 44 : Bir kum, bir balçık ve bir kilin kapillar gerilimle su muhtevası arasındaki ilişkileri gösteren eğriler (DPN =Daimi pörsüme noktası;
TK = Tarla kapasitesi (Scheffer-Schachtschabel, 1960'dan).
157
9. 2 Toprağın su çeşitleri
Bir toprağın nem miktarı çoğalırken yahut azalırken su-hava sı nınnda suyun yüzey gerilimi mütemadi bir değişikliğe uğrar ki pF eğrisi de bunu temsil eder. Bu eğrilerin mütemadi karakterde oluşu (şekil 44) yani keskin dönüm noktası göstermeyişi muhtelif su şartlarını ve derecelerini ayırmaya yanyan keskin sınırların bulunmadığım gösterir. Bununla beraber geniş enerji sahaları arasına düşen toprak suyunun çeşitli kategorilerini tanımak pratik bir önem taşıdığından bugüne kadar bir çok toprak suyu tasnifleri yapılıruştır. En çok kullanılmakta olanların birisi Briggs'inkidir. Buna göre toprakta üç su kategorisi ayrılır.
Higroskopik su : Kapillar su uzaklaştırıldıktan sonra toprak parçacıkları tarafından ince bir film halinde tutulan su kısmıdır. Yer çekimi yahut yüzey gerilimi kuvvetleriyle harekete kabiliyetli değildir. Toprak parçacıklarının etrafında, 15-20 su molekülünden ibaret ince bir film halinde olduğu tasavvur edilmektedir. Enerji terimleriyle ifade edildikte 4.5 pF (takriben 31 atmosfer) den yüksek bir kuvvetle tutulan su diye tarif edilebilir. Toprak parçacıklarının yüzeyini ince bir zar halinde sardığına göre higroskopik suyun miktaı·ı toprağın iç yüzeyi ile ve orada adsor.be edilmiş katyonların tabiatiyle değişir (şekil 45). Bundan başka havanın nisbi nemi ve sıcaklık derecesiyle değişir. Bitkiler takriben 15 atmosfer kadar bir emme
o 0,+0
N :C .o,JS
l")E o,l2
u c o,ıı
u. 0.24
:x 0,20
Ol 0.76
~ 0.11
ii ao.
'° o.o.
r
r
-~ - - (o
!f!J., ---~ K
I I 1 ı 1
)
~~ ~ ~
ı:::::=:== -- ~v 1
v / J - / _, - -
o 10 20 JO "'° jO 60 10 ao 10 100
Nisbi buhar basıncı
Şekil 45 : Çeşitli katyonlarla doyurulmuş kilde su alımının (higroskopik suyun) buhar basıncına tabiliği (F. Alten ve B. Kurmles 1939'dan).
ba.sıncı geliştirdiklerinden bu sudan faydalanamazlar, bu sebepten ötürü higroskopik suya (ölü su) adı verilmiştir.
158
nın kalınlığı toprağın kapillar kapasitesine ve eklenmiş bulunan suyun miktarına tabidir. Daha fazla su eklenmekle ıslanmış bulunan tabakanın su muhtevası çoğalmaz, fakat alt sının aşağıya doğru ilerler. Nihyet ıslanmış tabaka yeteri kadae derinlere uzanınca fazla nem taban suyuna geçer. Fakıat orman toprağında da sızıntı suyu sadece üst tabakanın kapillar kapasitesi doyurulmuş olduktan sonra hareket eder sonucu çıkarılmamalıdır. Zira orman topraklarının çoğunluğu strüktür itibariyle yeknesak değildi. Bu topaklarda büyük
~ ra •ı--t-----t-'"'t::ı!:::~?"t7'"""*7'+-~-A-:ı~~~~~-l.4-7'~.4-+~~:_ı._-ı
~ o 8
şek.11 46 Sulama suyunun toprak profili içinde dağılışını gösterir şema (Leeper 1960'dan).
kapillar olmayan gözenekler vardır ki suyun hızlı hareketi için kanallar vazifesini görürler ve yağıştan sonra ıslanmış toprak tabakasının alt sınırının çok düzensiz olmasını sonuçlandırırlar. Böyle orman topraklarında su, kısmen hala kuru olan bir toprak içinde, belirli yollardan geçerek aşağıya doğru sızabilir.
Derin köklü ağaç türleri, ağır topraklarda aşağıya doğru drenajı kolaylaştırırlar. Çünkü köklerin çürümesinden sona kalan boşluklar suyun akıp gitmesi için kanal gibi iş görürler. Sızıntı suyunun drenajı topoğrafik durumlar yahut geçirmeyen tabakalar sebebiyle engele uğrayabilir. Bu durumlar genelikle yüksek bir taban suyu düzeyi hasıIJ ederler. Gravitasyon suyu 2.5 pF'ten küçük kuvvetlerle tutulur. Bitkiler bu sudan, aşağıya doğru tenebbüt mevsiminde hareket ettiği takdirde, faydalanabilirler.
9. 3 Taban suyu ilişkileri
Toprağın değişik derinliklerinde öyle bir sahaya rastlanabilir ki, toprak hidrostatik basınç altında bir su ile doymuş olur; burası doygunluk zonudur. Yani bütün gözenekler su ile dolmuş bulunur. Buradaki suya ctaban suyu'> yahut «Zemin suyu» denir.
160
Taban suyu düzeyinden yukarıya doğru uzanan bir kuşak vardır ki «kapillar kuşak» yahut «kapillar saçak» diye bilinmektedir (şekil 47). Bu kuşaktaki kapillar gözenekler doygunluk zonundaki su ile devamlı surette te~asta bulunan bir su ile doludur. Kapillar kuşaktaki su, kapillarite etkisi ile yer çekimine karşı tutulmuştur. Ka-
... . . . ; .. · · . · . Hava b<Jlunan
. • saha \ ..
: i, · !/tı",-rı ;ı !· ı~-ıt i :~ (.': ~( ~ı-'ı .· j ~ ! • i . 1 1 1 : 1 : 1 • . " ı i 1 t • 1 '. : 1 : d : I 1 '.: .! '. : . '. I 1 ! .1i 1 , 1 j . l_ , 1 Kapıl/ar su ';. l '' ! 1 '. 1. , ı, ı 1' 'ı ' . ı
1 1 • ' 1 ! t • ı 1 1 1 • ' • ,. 1 : ; • • • ! ' 1 1 • 1 j 1 'ı 1 t 1 ,. • 1 • - ' ı f
::;:..-.-- • - ·-:--- : • ~_:r · . ·.- ... - ..... --=::--- ·-:-. .:...· ·-- .--··--· -- -- .. --- -=-:..~,.:.-: ___ ·-:--:_· ~;:_-.·:~-· ·-· .- ·. :_-·-.··-~~ Taban suyu
· ...
Şekil 47 : Gözenekleri aynı boyutta olan bir toprakta taban suyu düzeyinden yükselm!ş bulunan kapillar su (kapillar kuşak) şematik surette gösterilmiştir
(Handbuch der B-Odenlehre 1930'dan).
pillar kuşağın yüksekliği toprağın tekstürüne tabi olarak değişir; kaba tekstürlü topraklarda az, buna karşılık ince tekstürlü topraklarda ise nispeten daha çoktur.
Taban suyu düzeyinin profili başlıca arazinin profiline benzer (şekil 48). Bu hale bilhassa konturları keskin olmayan arazide rastlanır. Arazinin konturları keskin olduğu oranda arazi yüzeyinin profili ile taban suyu düzeyinin profili arasındaki aykırılık büyür. Komşu
Şekil 48 : Taban suyu düzeyinin arazi §ekline uyması· (H. Jenny 1948.d.en).
161
su sahalarından (göl, nehir v.b.) fazla yüksek olmayan yerlerde taban suyu toprak yüzeyine yakındır. Buna karşılık yükselmiş yerlerde taban suyu o kadar derinde olabilir ki bitki örtüsüne herhangi bir etki yapamaz. Fakat taban suyu düzeyi yahut kapillar kuşak köklerin varabileceği bir derinlikte olursa ağaçlar bundan faydalanabilir. Taban suyu düzeyi zamanla yükselip alçalabilir. l3u değişimler, buharlaşma, transpirasyon, yağışlar, atmosferik basınç ve sıcaklıktaki değişimlere genellikle tabidirler.
Ilıman iklim zonlannda düzeyin kışın yükseldiği ve yazın düştüğü genellikle müşahede edilir. Taban suyu düzeyinin günlük değişimleri ormanlaştırılmış bulunan bataklık sahalarda müşahede edilmiştir. Düzeyin muntazam olarak gündüz düştüğü ve geceleyillı yükseldiği bulunmuştur. Bu türlü değişimler muhtemel olarak orman ağaçlarının transpirasyonu ile ilgilidir.
9. 4 Toprak suyunun hareketi
Su toprak gözenekleri için.de sıvı ya da gaz halinde hareket eder. Suyun sıvı halindeki hareketini icabettiren kuvvetler yer çekimi yani ağırlık ve kapillar gerilimdir. Buhar basıncı farkları ise suyun gaz halindeki hareketini mucip olur.
9. 41 Suyun sıvı halde hareketi
Ağırlık kuvvetinin etkisi altında suyun hareketi
Ağırlık kuvveti, serbest suyun toprak içinde ve kapillar olmayan gözeneklerde aşağıya doğru geçirmez bir tabakaya yahut taban suyuna rastlayıncaya kadar hareketine sebep olur. Bu hususta iki faktör önemlidir. (1) lfapillar olmayan kaba gözeneklerin. sayısı, boyutu, mütemadilikleri yani bir:birine ekli olmaları. (2) Girmekte olan su tarafından havanın bu gö.zeneklerde sürülmesi derecesidir.
Kapillar olmayan kaba gözeneklerin sayısı, boyutu ve mütemadilikleri, yani birbirlerine ekli oluşu, arttıkça suyun sızması derecesi de büyür. pF=2'de boşalan gözeneklerin çapları 30 µ'dan daha büyüktür; pF=l.6'da boşalanlar ise 75 µ'dan daha büyük çaplıdır. Top mğın yüzeyine ya:kın bir derinlikte taban suyu yoksa, 75 µ 'dan büyük olan bütün gözenekler yağışlı, sulak şartlarda bile hava ile dolu kalırlar (Leeper, 1952) (8. 5'te gözenek boyutlanna bak).
Ölçmeler göstermiştir ki kaba gözeneklerin hacmi ile enf iltrasyon hızı a_rasında bir ilişki bulunmaktadır (şekil 49) . Şu nokta da belirtilmelidir ki bir toprakta horizonlar kaba gözenek miktarı bakı-
162
Kapillar gerilimin etkisi altında suyun hareketi
Bu çeşit hareket esas itibariyle toprağın kapillar gözeneklerinde olur. Yer çekimi yani ağırlık tesiri altında vuku bulan hareket hakim surette aşağıya doğru iken kapillar gerilimden doğan hareket her yöne doğru yani yukarıya ve yana doğru daı olur. Kapillar gözeneklerıde su-hava sınır yüzeyinin büküntüsü suya doğru dışbükey halindedir. Yani tam dolmamış bir gözenekte su gözenek duvarlarına, adhezyon kuvvetiyle çekildiğinden, tırmanır; sonunda su-hava sınır yüzeyi suya doğru dışbükey olur. Bu olayın anlamı şudur ki burada bir negatif .basınç vardır. Böylece su kapillar mesame içerisine çekilir. Su-hava sınır yüzeyinin dışbükeyliği bariz olduğu oranda hasıl edilen çekme kuvveti büyük olacaktır.
Suyun kapillar yükselmesi ince kapillar gözeneklere sahip bulunan topraklarda en büyüktür. Böylece yükselme killerde, kumlardan daha fazladır. Fıakat yükselme hızı kumlardakinden çok daha küçüktür.
Eskider. kapillar suyun toprak parçacıklarının etrafında. mütemadi ince filmler halinde bulunduğu tasavvur ediliyordu. Sonradan su filimlerinin toprak gözeneklerinde bulunduğu ve bu gözeneklerin boru şeklinde olmayıp değişik boyutta hücrelerden ibaret bir toplum hasılettiği anlaşıldı. Bu hücreler dar boyunlarla birbirine bağlanmış bulunurlar. Bir toprakta muayyen bir nokta.da su muhtevasındaki değişiklikler tedricen olmamaktadır; daha ziyade, gayrı muntazam şekilli olan gözeneklerde suyun hareketi. yani gözenekler~ girip çıkması iki stabil olmayan safha gösterir. Bu safhalarda dolmak veya boşalmak birdenbire olur. Bu olay şöyle izah edilmektedir ki iki hücre arasında bulunan dar bir boyundaki bir su - ha va sınır yüzeyinin kapillar çekme kuvveti bizzat hücrelerdeki bir sınır yüzeyinin çekme kuvvetinden daha büyüktür. Böylece, bir hücreye girmiş bulunan su en geniş yerini geçince, içeriye doğru olan akım birdenbire yükselir ve hücrenin dolması derhal vuku bulur.
Toprağın suyu çekmesi Buckingham ta.rafından kapillar gerilim diye adlanclırılımştır. Diğer müellifler bu anlamdan emme kuvveti yahut emme .basıncı diye bahsederler.Buckingham kapillar gerilimi, bir topraktan suyu çıkarmak için lüzumlu olan basınç eksikliğine yahut muayyen bir nem derecesindeki bir toprağa suyu sokmak için gereken pozitif basınç diye tarif ve bu basınca tekabül .eden su sütununun yüksekliği ile ifade etmektedir.
Bir toprağın su muhtevası azaldığı oranda kapillar gerilimi yükselir. Su alçak kapillar gerilimli sahalardan yüksek kapillar gerilimli sahalara doğru harekete meyleder.
164
Herhangi bir noktada ısınma olursa, suyun yüzey gerilimi ile viskozitesi düşürülmüş olur ve su, yüzey gerilimi daha yüksek olan sahalara doğru çekilir. pF terimleriyle bunun anlamı şudur ki su alçak pF'li sahalardan yüksek pF'li yerlere doğru harekete meyleder. Zira pF kapillar gerilimin basit surette logaritmasıdır.
Eski literatürde suyun topraklarda dağılışı için bir mekanizma olarak kapillıariteye büyük önem verilirdi. Taban suyu yüzeyinden yahut nemli alt topraktan suyun yükselmesinde kapillaritenin rolü bilhassa belirtiliyordu. Şimdi bu husus biraz mübalağalı sayılmaktadır. Toprakta kapillarite ile suyun yükselmesi üzerine itinalı araştırmalar yapılmış ve şu sonuçlara varılmıştır: Kaba kumlarda 35 cm; ince kumlarda 70 cm; ağır balçıklarda 85 cm' den daha büyük mesafelerde yukarıya doğru olan kapillar hareket bütün pratik makBatlar için tesirsizdir. Islak topraktan kuru toprağa doğru suyun kapillar hareketi genellikle bitkiler için fazla önemli olmayacak derecede yavaştır. Eğer bitkiler muayyen bir toprak sahasındaki nemi kullanmak mecburiyetinde iseler köklerini o sahaya göndermelidirler. Bununla beraber taban suyundaki doygunluk zonundıan kapillar kuşak zonuna doğru olan su hareketi sarih surette hızlıdır.
9. 42 Suyun buhar halinde hareketi
Buhar fazındaki su toprak içinde bir noktadan başka birine h -reket edebilir. Atmosferden dahi toprağa girebilir, yahut topraktan atmosfere çıkabilir. Buhar fazındaki hareket~ buhar basıncı farkları sebe olur. Hareket genellikle yüksek buhar basınçlı yerlerden alçak b smclı yerlere doğru olur. Buhar basıncındaki farklar ise su muhtevasmdaki ve sıcaklıktaki farkların bir sonucudur.
Toprağın ne muhtevası higroskopik su miktarının üstünde kaldığı müddetçe tonrak havasının nisbi nemi % lOO'e yakın tutulur. Bu duruma göre n~m muhtevasındaki farklardan ileri gelen c:-u buharı hareketi, ancak topraktaki su miktarı higroskopik mikta ·1r1. altında olduğu takdirde beklenebilir.
Toprak nemi farklarm·fan ileri gelen su buharı hareketleri orman topraklarında nispeten ehemmiyetsiz sayılmaktadır. Zira orman toprakları gölge altında bulunur, üst ve alt toprak tabakaları arasında büyük sıoaklık farkları olamaz; bu sebeple toprak havası nemind~ dahi o kadar büyük farklar doğmaz.
9. 5 Toprak suyunun eklenmesi ve .kaybı
Bir toprakta herhangi bir zamandaki nem durumu eklentilerle kayıplar arasındaki dengeyi temsil eder. Bir toprağa gelen su milt-
165
tarı, yağış miktarı ile toprağın tabiatı ve diri ve ölü örtünün karakteri bunlardan başka topoğrafya gibi faktörlerle etkilenir. Toprak suyunun kayıpları yer çekimi, buharlaşma ve transpirasyon tarafın.dan etkiye uğrar.
Yağış topraktaki suyun başlıca kaynağıdır. Yağışın miktarı ve şiddeti toprağa giren su miktarını tayin etmek bakımından mühimdir. Toprağın tabiatı da bu konuda büyük bir öneme sahiptir; çünkü toprağın yüzüne erişen suyun sızma hızına tesir eder. Toprakların suya karşı geçirgePJiği başlıca kapillar olmayan gözenek hacmine .bağlıdır (8. 5'e bak). Kapillar olmayan büyük bir hacme malik topraklar kaide olarak suya karşı çok geçirgendirler. Toprak geçirgen olduğu oranda yağışlar kolayca toprak içine sızar.
Suyun sızma hızı, sadece kapillar olmayan yani kaba gözeneklerin hacim toplamından değil fakat aynı zamanda bu gözeneklerin boyutundan ve düzeninden dahi müteessir olur. Çürümüş köklerin bıraktıkları kanallar, hayvanların açtıkları dehlizler, toprağın büzülmesinden ileri gelen çatlaklar ve toprak parçacıkları veya kırıntıları arasında kalan büyük gözenekler, hasılı hepsi, toprakların kapillar olmayan kaba gözenek hacmine eklenir. · Kırıntı strüktürüne mıh ip olan topraklarda sızma, olmayanlardan daha hızlıdır ve adi surette kaba tekstürlü topraklar ince tekstürlülere nazaran daha çabuk suyu sızdırırlar. Donmamış toprağa kar yağarsa, toprak suyunu donmaktan koruyabilir yahut hiç değilse donun nüfuz derinliği azaltılmış olur. Böylelikle kış süresince ve ilkbahar aylarında devamlı geçirgenlik fayda görür. Öte yandan kaba gözenekleri az oranda bulunan bir toprak kar yağmadan donmuş olursa geçirgenlik büyük ölçüde azalabilir. Mühim olan nokta şudur ki orman altındaki toprak, donmuş olsa bile, çıplak arazideki topraktan çok daha fazla geçirgendir. Bu husus şu hakikatle izah edilmektedir. Orman toprakları adi hallerde bir çok kapillar olmayan kaba gözeneklere maliktfr; ;: ·:·.!ar f:1 kapillar gözeneklerde donduktan sonra da açık rnlırlar.
Suyun bir toprağa girdiği hız toprağın baştaki nem muhtevasına tabicür. İnce tckstürlü topraklar kuru olduklarında büzülme çatlaklarına ve toprak agregatları arasındaki kapillar olmayan kaba gözeneklere sahip olabilirler ki bir sağanağın başlangıcında hızlı bir enfiltrasyona müsaade ederler. Toprak ıslandıkça, kolloidal maddeJ~r su emerek şişerler, böylece gözeneklerin boyutu azalır. Bu huı.ms ince tekstürlü toprak1arda nem muhtevasının çoğalmasiyle enfiltrasyonun azaldığı hakkında. gözlenen gerçekleri açıklar. Kaba tekstürlü topraklarda enfiltrasyon, nem muhtevalarındaki farklarla bu türlü keskin değişime uğramaz.
Mineral topraklara organik maddenin karışması ile gözenek hac-
166
mi büyür ve bunun sonucunda suya karşı geçirgenlik artar. Vejetasyon örtüsü bir toprağa giren suyun miktarım birkaç şekilde etkiler.
Toprağın yüzeyindeki ölü örtünün önemli ve faydalı rolü ağırlığının bir kaç misli suyu emmesinden ziyade mineral toprağa yağmur tanelerin.in şiddetle çarpmasına ve kırıntı strüktürünün mahvına engel olmasındadır. Çıplak topraklara çarpan yağmur taneleri, kırı..ntıları mahvederek ince toprak kısımlarının süspansiyon haline geçmesine ve sularla enfiltre olarak toprak gözeneklerini tıkamasına sebep olurlar. Sonunda yüzey toprağın gözenek hacmi azalır ve enfiltrasyon düşer. Ölü örtü mevcut bulunursa enfiltrasyon için şartlar çok daha müsaittir. Yağmur damlalarının çıplak toprağa çarpması yüziinden meydana gelen sıkışma olmaz, su mineral toprağı hareket ettirmeden yavaşca toprağa nüfuz eder ve ince toprak taneleri süspansiyon haline geçmez. Toprağa karışmamış olan ölü örtünün diğer önemli etkisi de şudur ki suyun toprak üstü akış hızı azalır. Akan su mineral toprağın üstünde bulunan iğne, yaprak, dal, kabuk ve diğ·er organik artıklar gibi engellere çarparak bölündükçe friksiyon dahi artar. En.filtrasyon kapasitesinden üstün olan yağmur devrelerinden sonra bir miktar su ölü örtüde tutulur. Bu suyun büyük bir miktarı toprağa girer, böylelikle yüzeyden akan su miktarı e.zalır ve enfiltrasyon miktarı ise çoğalır.
Mineral toprağın üzerindeki bir ölü örtü adi hallerde enfiltrasyona müsait ise de istisnaların da mevcut olduğu hatırlatılmalıdır.
Humus örtüsünün keçeleşmiş mor tipi. hızlı enfiltmsyon bakımından, çtirüntülü mul ve mul tiplerine nazaran daha az şayanı arzudur.
Şiddetli yağmur esnasmde. elik yamaçlardaki topraklara, düz mahallerdekine nazaran daha az su girer. Yüzeyden akma, meylin artması oranında çoğalır. öte yandan bir vadide, bir yamacın dibinde bulunan bir toprak yandan ve yukarıdan gelen suyu da alabilir. Orman topraklarının çoğu eJr..seriya köklemeden ve rüzgar devriklerinden ileri gelen mikroröliyef çukurlar ve tümsekler ile kara rJ <:>rlenmiştir. Çukurlar yüzeyden akma başlamadan önce suyla dolarlar.
Bir orman toprağının enfiltrasyon kapasitesi, kültiv2s ·onun, fazla otlatmanın rahut mükerTeren yakmıanın neticesi olarak adi surette azaltılmış olur. Gayri müsait sonuçlar ağır topraklarda e barizdir. Araştırmalar göstermiştir ki iyi bir orman toprağının ge irgenliği tarla topraklarındanı ve otlaklardan genellikle fazladı ....
167
9. 6 Toprak nemi konstantlan
Toprak nemi ilişkilerini karakterlemekte geniş surette kullanılan konstantlar şunlardır:
1. Higroskopik koefisyan. 2. Nem ekivalam. 3. Daimi pörsüme koefisyanı (yüzdesi). 4. Tarla kapasitesi. 5. Yapışkanlık noktası (hamurlanma noktası) .
9. 61 lligrosko!Jik koefisyan
Bu koefisyanın higroskopik nem sahasının üs t sınırını gösterdiği kabul edilmiştir. Bu değerin tayininde kullanılmış bulunan metotlar birbirinden farklı sonuçlar vermektedir. Genellikle en büyük değerler yüksek kolloid muhtevasına sahip topraklarda bulunmuştur. Şu nokta da hatırlatılmalıdır ki sadece kolloid miktarı değil fakat aynı zamanda onun tabiatı ve adsorbe etmiş olduğu katyonlar dahi higroskopisiteye tesir ederler (9. 2'ye bak).
9. 62 Nem ekivalanı
Bu terimle nem muhtevası, sabit bir merkezkaç kuvvetin yardımı ile kapillar qenge haline getirilmiş bulunan bir toprağın tutabildiği yüzde su miktarı ifa.de edilmektedir. Burada yer çekiminin 1000 misline eşit güçte santrifüj hızı kullanılmaktadır. Nem ekivalanı son zamanlarda tar1a kapasitesinin yaklaşık ölçüsü olarak sayılmaktadır. Orta tekstürlü balçık topraklarının tarla kapasitesi takriben nem ekivalanının aynıdır. İnce tekstürlü kil topraklarında nem ekivalanı, tarla kapasitesinden hafifçe yüksek ve kaba tekstürlü kum topraklarında :s:; önemli oranda daha alçaktır. Şu halde nem ekivalanı tarla kapasitesinin tahmini için pratikçe uygun ve toprakların çoğu hakkında yeter derecede sıhhatli bir metotdur. Bir çok araştırıcılar nem ekivalanı ile mekanik analiz değerleri arasında geniş bir ilişki bulmuşlardır. Nem ekivalanı ile kum, toz ve kil yüzdeleri arasındaki ilişki şöylece ifade edilmektedir :
Nem ekivalanı=0.063 kum+ 0.291 toz+ 0.426 kil
Nem ekivalanı değerleri kolloid maddelerin çoğalması ile büyür; aynı Mm.anda kolloidlerin kimyasal bileşimi ve adsorbe edilmiş kabili mübadele katyonlarla tesire maruz kalır (9. 2'ye bak)
168
Nem ekivalanındaki pF değeri hemen bütün topraklar için takriben 2.5'dir. Bu muayyen. enerji ilişkisi, toprağın nem durumunu karakterlemek hususunda nem ekivalanının değerini çoğaltmakta
dır.
9. 63 Daimi r>örsüme koefisyam (yüzdesi)
Pörsti.me koefisyanı toprakta dikili bulunan bitkinin yaprakları pörsümeye başladığı andaki nem miktarıdır ki toprağın kuru ağırlığının yüzdesi olarak ifade edilir. Bitkilerin bu şekilde pörsümesi topraktaki nem açığı dolayısiyle yapraklardaki nemin dahi daimi surette azalmasından ileri gelmektedir. Pörsüme koefisyanını tayin etmekte adi surette ay çiçeği bir deney bitkisi olarak kullanılmak a idi. Ay çiçeğinin pörsümüş dip yaprakları, bitki su buharı ile takriben doymuş olan bir atmosfere getirildikten. sonra da turgorunu kazanamazsa neminin daiıni surette azaldığını göstermiş olur. Bitkiler pörsüme koefisyanına erişildikten sonra da topraktan su çekmeye devam ederler. Toprak nemi pörsüme koefisyanına kadar azaltılmış bulunduktan sonra bitkiler tarafından suyun alınması tabiatiyle sınırlı olur. Alt yapraklardan başlıyan pörsüme nihayet uç yapraklar müteessir oluncaya kadar yukarıya doğru ilerler. Nem azalmasının bu kademesine erişilince, eğer su verilmezse, bitki kısa bir müddette ölür.
Bugün daimi pörsüme koefisyanı, ayçiçeğinin kullanılmasına lüzum kalmadan, toprağın suyunu 15 atmosf erlik basınç altında çekip alan aletlerle tayin olunmaktadır.
Pörsüme anındaki toprak nemi muhtevasının muhtelif bi kilere göre değiştiği görüşü sık sık ortaya atılmıştır. Fakat bu görüs ispa edilmiş görünmemektedir. Bilakis daimi pörsüme yüzdesi aynı toprakta büyüyen muhtelif bitki türleri için göze çarpacak şekilde sabit olarak bulunmuştur. Bitkiler, tarla kapasitesinden takriben daimi pörsüme yüzdesine k·aıdar suyu aynı kolaylıkla kullanabilirler. Bitkiler toprağın pF değeri takriben 4.2 olduğu zaman pörsürler. Bunun anlamı şudur ki bir toprak hakkında pF'in ve nem muhtevasının sıhhatli bir eğrisi mevcutsa bitkilerin pörsüyeceği nem muhtevası grafikten okunabilir.
Mineral topraklara organik madde eklemenin suyu tutma kapasitesini büyük oranda çoğalttığı gıerçeği, bir çok müellifleri kabili istifade su miktarının dahi çoğaldığı sonucuna vardırmıştır. Unutulmamalıdır ki organik madde büyük miktarda suyu adsorbe edebilirse de daimi pörsüme koefisyanını da pek yükseltir. Organik madde için % 80'den yüksek de.imt pörsüme koefisyanı değerleri kaydedil-
169
mmjSu tutma gücü wo[ 360
JOOr
1
?OCI r
!CO~ L
')5 t
fC5tC- .... --;- - - - -· - - ...... ' I<
,," 1 1 ı > 1
,,"' 1 W.P .J;J5
oL-~J~"--'-'-'-~'~-'--'--~CJ-.LJ<~J-<..L.t.~~ K BK KB 8 KKB
Toprak türleri Şekil 50 : Muhtelif toprak türlerinde bitkilerin istifade edebileceği su miktarı;
0-100 santimetrelik profil.
F.K.--·~ Tarla kapasitesi; nK = kabili istifade su kapasitesi; W.P. daimi pörsüme noktası. K = kum; BK = balçıklı kum; KB = kumlu balçık;
B = balçık; KKB = kumlu killi balçık (Fiedler-Rcissig 1964'den)
Bitkilerin alabileceği su ihtiyatı mm.
JOO
balçıklı kum
kum
O~~~~----~-L.~---~--' O lO fO 60 BJ IC:J !!O M ·. J
Köklerin yayıldığı derinlik cm.
Şekil 51 : Bitkilerin istifade edebileceği su miktarının kök yayılma derinliğine tabiliği (W. Czeratzki'ye göre, 1961).
172
Görüldüğü gibi en büyük fark C02 miktarında ve kısmen 02 miktarında kendini gösterir. Topraktaki 002 normal hallerde atmosferde bulunanın 7-8 misline erişir. Genellikle, toprak havasının COı miktarı sabit olmayıp mevsimlere göre değişmektedir.
Toprakta bitki kökleri ve mikroorganizmalar solunum ile COı çıkarırlar ve 02 alırlar. Böylece toprak havasında C02 miktarı çoğa
lır; drenajı kötü olan kilce zengin toprakların alt horizonlarında ıs-
lak devreler zarfında ve üst toprağın donması halinde % 5' e kade.r yükselebilir. Oksijendeki varyasyonlar daha da büyük olabilir (§ekil 52). Vejetasyon devresinde bir tozlu kil toprağında üst 30 cm derinlikte oksijen % lO'a kadar düşebilir; 90 cm derinlikte ise daha da azalabilir.
-~ o ;o Vl
'° > ())
+J
..c :J E ON ~ > ON u
15
10
5
o M H E 30cm. derinlik
A aylar
Şekil 52 : Bir elma plantasyonunda 30 ve 90 santimetre derinliğinde toprak havasının oksijen ve karbon diyoksit muhtevası ( ..... . ) kumlu balçıkta ve (--) kil toprağında. M = Mart; H = Haziran; E = Eylül; A = Aralık.
(Scheffer-Schachtschabel'dan. 1960).
Karbon dioksidin varyasyonları köklerin solumasından başka .başlıca mikroorganizma faaliyetinden ileri gelir. Topraktan çıkan CÜJ miktarı bir vejetasyon devresinde hektar başına takriben 12000 kg kadar tahmin · edilmektedir; bu mikta.rınj 1/3 kısmı köklerin soluması ile 2/3 kısmı ise mikroorganizmaların faaliyetinden ileri gelir (Scheffer-Schachtschabel, 1960). Bu miktarlar günlük ve mevsimlik varyasyonlara uğrar. Toprağın havası, hava kurusu haline gelmemiş topraklarda, su buharı ile doymuştur.
10. 2 TOP.rağm havalanması (Toprağın solunumu)
Atmosfer havasiyle toprak havasının bileşim farklarını, difusyon yoluyla olan gaz mübadelesi tesviye eder. Böylece toprağın havası, atmosferin havası ile mütemadi bir alış veriş halindedir ki buna «toprağın havalanması» ya da «toprağın solunumu» denir. Difusyon-
174
11. 'I'OPRAGIN SICAKLI(jI
Toprağın sıcaklığı, toprakta. olup biten fizik, şimik ve mikrobiyolojik hadiseler için v.e toprakta yaşıyan köklerin gelişmesi ve tohumların filizlenmesi için olduğu kadar bitkinin büyüme hızı için de önemlidir.
Toprağın sıcaklığını, alınan ile verilen ısı arasındaki denge belli eder (şekil 53). Gerek ısının alınması gerekse verilmesi şiddeti, toprak özelliklerine olduğu kadar bazı dış faktörlere de tabidir. Toprakta cereyan eden şimik ve mikrobiyolojik olaylar bir miktar ısı hasıl
ederlerse de bunun toprak sıcaklığındaki rolü pek küçüktür. Yerin içinden gelen 1sı da kıabili ihmal derecededir. Toprağın en mühim
Toprak sıcaklığı
Gökyüzü ısınları Güneş ışınları
Uzun dalgalı radyasyon
Isı mü bade lesi
TOPRAK YÜZEYİ
Toprağa ısı iletilmesi Şekil 53 : Toprak yüzeyinin ısı transferi. Okların genişliği tra.nsf er edilen ısının
nisbi miktarını temsil etmektedir. (R. Geiger'e göre, 1950). (Fiedler - Reissig tarafından basitleştirilmiş).
177
ısı kaynağı güneşin ış:ınlarıdır. Toprak aynı zamanda sıcak havadan ısı absorbe edebilir. Sıcak ya~ur suyu da toprağa ısı getirir. Toprağın ısı kaybı ise radyasyon, iletkenlik, konveksiyon ve suyun buharlaşması suretiyle olur.
11. 1 Toprak sıcaklığını tayin eden dış faktörler
Isının başlıca kaynağı güneş ışınları olduğundan toprağın sıcak
lığı, bu ışınların şiddet ve miktarına göre değişmektedir. Bir noktaya isabet eden güneş ışını miktarı başlıca enlem derecesi, bakı ( exposition), rakım (yükselti), mevsim, günün saatleri ve atmosferin su buharı ve toz muhtevası gibi faktörlere bağlı olarak değişir.
Küçük enlem derecelerinden büyüklere doğru gidildikçe bir yere isabet eden ısı ışınlan miktarı azalır. Aynı şekilde güney ve batı bakılan, kuzey bakısından daha çok ışın enerjisi alırlar.
Genellikle alçak yerler yüksek yerlere nazaran daha sıcak olur. Yazın güneşin dik olması hasebiyle toprak daha çok ısınır. Günün saatlerine göre zeval (zenith) vaktinde topraklar en çok ısınmaya başlar ve daha 1-2 saat devam eder. Bunlardan başka toprağın örtüsü de ısınmasını tayin eden faktörlerden birisidir. Örtü, ölü veya diri olsun, güneş ışınlarının doğTud.an doğruya toprağa gelmesine engel olduğu için sıcaklığı düşürür.
11. 2 Toprak sıca.khğmı t.ayin eden iç fakfürler
Yukarda sayılmış olan dış faktörlerden başka toprağın ısınmasına tesir eden iç faktörler, özgül ısı ile ısı iletkenliği, renk ve su miktarıdır. Toprağı teşkil eden maddelerin ekserisinin özgül ısısı suyun özgül ısısından çok daha küçüktür. Topraktaki mineral maddelerin özgül ısısı suyımkinin 1/5 kadarına, organiklerin.ki ise takriben 1/3-2/5'ine eşittir. Onun için toprak boşluklarının hava veya suyla dolu olması ısınma bakımından büyük bir fark doğurur. Kuru topraklar hızla ve yüksek derecelere kadar ısındığı halde ıslak topraklar yavaş ve daha alçak derecelere kadar ısınır. Islak ve kuru toprakların sıcaklık dereceleri arasındaki fark 8-10°C'i bulabilir.
Toprağın ısı iletkenliği bakımından mineral kısmının kum veya kil çeşitleri arasında büyük bir far~ yoktur. Genellikle mineral maddelerin ısı iletkenliği büyük olduğu halde organik maddelerinki küçüktür. Toprağın gözenek he.eminin az veya çok olması iletkenliğin büyük veya küçük olmasını neticelendirir. Bu sebepten ötürü hacim birimi ağırlığı küçük olan gevşek toprakların iletkenliği de küçüktür.
178
Toprak nemi miktarının da iletkenlikle ilgisi vardır; şöyle ki su havaya nazaran ısıyı 25 misli da.ha kolaylıkla iletir. Bundan başka ısının suya geçmesi havaya geçmesinden 150 misli büyüktür. Bu iki sebep dolayısiyle ıslak topraklarda ısı daha kolaylıkla iletilir. Bununla beraber ıslak bir toprağın ısınması, ihtiva ettiği suyun yüksek özgül ısısı dolayısiyle yavaş olur. Toprağın hava muhtevasını artıran bütün tarımsal işlemler ısı iletkenliğini azaltırlar; toprağın sıkı istiflenmesi aksine çoğaltır.
Toprağın açık veya koyu renkli oluşu da .bir fe.rk meydana getirir. Açık! renkli topraklar ışınları yansıttıkları için az ısındıkları halde koyu renkli topraklar ışınları daha kolay absorbe ettiklerinden daha çok ısınırlar. Fakat geceleyin de daha kolay ışın kaybettikleri için daha fazla soğurlar.
Toprakta bulun.an taşların da ısı bakımından önemleri vardır. Taşlar topraktan çok daha kompakt olduklarından ısıyı toprağa nazaran daha kolaylıkla iletirler. Bunun neticesinde taşlı topraklar daha kolay ve da.ha yüksek derecelere kadar ısınırlar. Buna mukabi kışın
ve geceleyin radyasyon ile toprağı daha çok soğuturlar. Şu halde taşlı topraklar taşsızlara nazaran daha kontinental (kara içi) bir iklim yaratmış olurlar.
~ ~ zc.--~~~~~~~~---~--------~~~~~--~
18
76 !5
ıı,
l2
8
....... ........... . ........ .. ·· ........... . -- ..
()ca.. Ha:ı:.
Şekil 54 : Toprakta sıcaklığın yıllık gidişi (R. Geiger'den 1950).
179
Toprağın sıcaklığı, bir günün veya bir yılın geçişi esnasında güneş ışınlarının şiddeti değiştiğinden büyük varyasyonlara uğrar. Varyasyonların eriştiği derinlik ve iletilme hızları, eklenen ısının ve ısı iletkenlik derecesinin artmasiyle ve özgül ısının amlmasiyle çoğalırlar. Orta A vrupa'da günlük varyasyonlar takriben bir metreye kadar, yıllık varyasyonlar takriben 7 metreye kadar zayıflayarak erişirler. Yıllık sıcaklık ekstremleri 7.53 m derinlikte, şekil 54'deki misalde, o kadar gecikmiş olur ki en yüksek sıcaklık kışın, en düşük sıcaklık ise yazın kaydedilir. Bir gün zarfında da sıcaklık ekstremleri kayarlar. Şekil 55'deki misalde görüldüğü üzere, 40 cm derinlikte saat 12'de en düşük sıcaklık ve saat 24'de ise en yüksek sıcaklık ölçülmüş olur.
oc
ıtn '°1 ~ 75 cıs ~ lf)
c c
70 JCJ) (IS L-CL o +-' c 1-_, ~::
o C' 5!1 12" J{}h ı., n
Saatler
Şekil 55 : Mayıs ayında bir kum toprağında sıcaklığın günlU.k değişimi (E. Leyst'e göre, R. Geiger'den 1950) .
180
12. TOPRAGIN RENGİ
'f oprağın rengi pedojenetik olayların eseridir. Bununla beraber özellikle dağlık arazideki orman topraklarında rengi büyük ölçüde anataş da tayin eder. Toprakta renk tonu (ışığın dalga boyları) renk şiddeti (ışığın şiddeti) ve rengin toprak kütlesi içinde dağılışı, çoğu defa toprağın özellikleri ve toprağın gelişmesinde işe karışmış bulunan olaylar hakkında bir hüküm verilmesine yaradığı gibi, toprağın arazideki araştırılmasın.da profillerin tavsifi için bir önemli yardımcı vasıtadır.
Toprağ·a renk veren maddeler başlıca şunlardır : Demir bileşikleri (esmer, kırmızı, sarı, yeşilimsi, mavimsi), Manganez bileşikleri (esmer, siyah), Organik maddeler (esmer, siyah).
Demir minerallerinin hasıl ettiği renkler arasında esmer, kırmızı ve sarı tondakiler ferri hidroksitlerden ileri gelir. Yüksek oranda hidraie olmuş ferri hidroksitler esmer yahut sarı renkte oldukları halde az nisbette hidrate olmuş oksitler daha çok kırmızı bir renk geliştirirler. Bu sebepten dolayı nemli iklim şartları altında gelişmiş topraklarda Goethit (Fe20 3, H20) ve amorf ferrioksitler hakim olmak dolayısiyle esmer, pas-esmeri renkler dahıa galip iken daha sıcak iklimde gelişmiş topraklarda çoğunlukla hematit'in (2Fe2Ü3, 3H20) bulunması parlak kırmızı renkler hasıl eder. Yeşilimsi, mavimsi renkler indirgelenme olaylarına işaret edip iki değerli demir bileşiklerinden ferrooksit!2r, ferro sülfat ve ferro silikaUardan ileri gelir ve mt tad surette su içinde olan yahut havalanması güçliiğe uğrayan fena drenajlı toprak horizonlarmcla gözlenir. Demirli kil mineralleri mesela nontronit, klorit, ve glaukonit gibiler ekseriyetle yeşil renkli oh rla:r.
Toprağın. organik maddeleri renk v'3rmekte, demir bileşikleri kadar önemlidir. Genel olarak esmer renkler az ayrışmış organik maddelerden, boz ve siyah renkler ayrışması ve humuslaşması i c~· gitmiş organik maddelerden ileri gelir.
Humusun renk şiddeti pek farklıdır. Mesela kara topraklar ile rendzinalar gibi bazlar bakımından zengin olan topraklar, % 2-3 ka-
181
dar humus muhtevasında ıslak halde iken siyah renkli oldukları halde açık renkli kil şistinden hasıl olmuş bazlarca fakir asit topraklar aynı humus muhtevasında ancak kirli bir renk gösterirler. Kara topraklar da kalsiyum karbonatlarını kaybederek asitlenince renkleri açılır.
Manganez bileşikleri ve magnetit (Fe30 4 ) dahi organik maddeler gibi esmer ve siyah renklerin hasıl olmasını sonuçlandırırlar.
Toprağın rengi yalnız renk maddesinin miktarına tabi değildir; ondan başka toprağın tekstürüne de bağlıdır. Kaba tekstürlü topraklar küçük bir yüzey geliştirdiklerinden muayyen miktardaki renk maddesi toprak tanelerini kalın bir kabuk halinde sarar, renk kuvvetli olur. Buna karşılık ince tekstürlü topraklar büyük bir yüzey geliştirdikleri için aynı miktardaki renk maddesi ince bir kabuk halinde parçacıkların etrafını sarar, renk zayıf ve açık olur. Mesela % 1-2 oranındaki demir hidroksidin kum topraklarına verdiği rengi kil topraklarında ancak % 5-10 miktarındaki demir hidroksit hasıl edebilir. Yine % 0.2-0.5 nisbetinde humus bazı kum topraklarına boz yahut ıslak halde siyah hir renk verebildiği halde aynı koyuluk derecesini haSJ.1 etmesi için kil topraklarında humus % 5-15 miktarında olmalıdır.
Toprağın rengine su muhtevası da tesir eder. Kuru topraklar ışığı kuvvetle yansıttıklarından açık renkli görünürler. Toprakta su belli bir hadde kadar arttıkça ışığın yansıtılması zayıfladığından
renkler koyulaşır. Bu sebeple toprakların renkleri hava kurusu halinde iken birbiriyle mukayese edilmelidir.
Toprakta renk yeknesak olabilir, yahut lekeler, damarlar halinde bulunabilir. Genellikle toprakta lekelerin ve damarların bulunması renk veren maddelerin o yerlerde birikmesinden ileri gelir; ya da demir bileşiklerinin indirgelenmesinden veya oksitlenmesinden hasıl olur. İndirgeleyici olaylar boz, yeşil ve mavimsi renklerin görünmesiyle, oksitleyiciler ise esmer, kırmızımsı renklerle belli olurlar. Lekeli görünen toprak drenajı iyi olmayan bir topraktır.
Toprak ana materyalinin esmerleşmesi yani kimyasal ayrışmanın başlaması, podsolleşme, gleyleşme, lateritleşme gibi toprak jenetiğine mahsus olaylar profil içinde, organik maddelerin ve demir oksitlerin horizonlar ya da lekeler halinde bulunmaları ile farkedilir. Sulak iklimli sahalarda, açık renkli topraklar verimsiz olmaya eğilimlidirler. Koyu renkli topraklar ise kurak ve sulak sahalarda çok defa verimli olurlar.
182
hem güçlükle ayrışır hem de aynşmakla serbest hale geçen mineral besin maddeleri sularla kolayca yıkanıp gider; yani topraklar fakir olur. Fakat toprakta ayrışmaya yetecek kadar nemin sağlandığı kurakca yerlerde ayrışma yeterli buna karşılık yıkanma az bir şiddette ilerlediğinden topraklar genellikle zengin olur. Orta derece de nemli ılıman iklimlerde ise ayrışmadan doğan besin maddeleriyle yıkanma sonunda kaybolan miktar arasında bir denge vardır; böylece orman toprağının besin maddeleri bakımından zenginliği anataşa mühim oranda bağlı bulunur. Ilıman, nemli rejiyonlarda ve özellikle dağlık arazideki esmer orman toprağı sahalarında muteber olmak üzere Ramann (1911) tarafından toprakların kimyasal bakımdan zenginlikleri ile orman ağaçlarına mahsus verimlikleri arasındaki ilişkileri
gösteren aşağıdaki tasnif tertiplenmiştir.
(1) Gayet kuvvetli topraklar. Gabro, bazalt, diyabaz gibi bazik eruptif kayalardan ve fazla kil maddesini havi kalkerlerden doğarlar.
(2) Kuvvetli topraklar. Kolay ayrışan granit, gnays, siyenit ve diyorit, andezit gibi anataşlarm üzerinde teşekkül ederler.
(3) Orta kuvvetli topraklar. Orta derecede kolaylıkla ayrışan granit ve gnayslar, yapıştırıcı maddesi silis olmayan kum taşlarının ekserisi, grovaklar, güçlükle ayrışan kil şistleri üstünde gelişirler.
( 4) Zayıf topraklar. Güçllikle ayrışan silikat taşları, muskovitli şistler, yapıştırıcı maddesi silis olan kum taşları, bir çok dillu\Tiyal kumlardan hasıl olurlar.
(5) Fakir topraklar. Kuvarsitler, kumul kumları. bazı tersiyer kumlar, çakıl sedimentleri, kireçsiz kil taşlarından doğarlar.
Organik maddelerin ayrışmasında görüldüğü gibi, bitkilerin beslenmesinde organizmalar büyü~ bir rol oynamaktadırlar. Bir toprakta biyolojik faaliyetin yüksek veya alçak olması, o toprağın kimyasal bileşimi ile birlikte kalitesinin de farklı bulunmasını sonuçlruıdırır. Genel olarak biyolojikman faal olan topraklar, olmayanlara nazaran daha zengin ve verimlidirler.
Tepelik arazide toprak erozyonu dolayısiyle yüksek yerlerden alçak yerlere ince toprak materyali taşınır. Böylelikle üst yamaç kısımlarında sığ, taşlı ve kaba tekstürlü fakir topraklar, buna karşılık alt yamaç kısımlarında ve tabanda ince tekstürlü, derin ve verimli topraklar bulunur.
Topraklar ne pek genç, ne de pek ihtiyar oldukları zaman verimli olurlar. Pek genç topraklar, ayrışmanın henüz yeter derecede ilerlemiş olmaması hasebiyle ve pek ihtiyar topraklar da tamamen yıkanmakla ya podsolleşme ya da lateritleşme sonunda verimsiz bir duruma düşerler.
184
13. 2 Toprağın adsorpsiyonu ve katyon mübadelesi
Toprakta katı parçacıkların sınır yüzeylerinde molekülleri ve iyonları çözeltilerden çekip bağlamak hassası vardır ki buna ~top
rağın aıdsorpsiyonu» denir. Bu hassanın mevcudiyetini ilkin on dokuzuncu yüzyılın ortasında Thomson ile Way, toprağın amonyumu adsorbe ederek tuttuğunu ve karşılığında çözeltiye Ca-iyonları verdiğini, müşahede etmekle buldular. Bu tarihten sonra toprağın adsorpı:-ıiyon özelliği üzerinde bir çok araştırmalar yapıldı ve yalnız amonyumun değil fakat gazların, sıvıların özellikle suyun ve başka çözünmüş maddelerin de adsorbe edildiği tesbit olundu. Toprağın katyonlan ve anyonları adsorbe etmesi ve bunlara karşılık başka iyon1ann toprak çözeltisine verilmesi büyük bir önem taşır ve bu olaya «iyon mübadelesi» adı verilir. İyon mübadelesi araştırmalariyle hemen erkenden bazı gerçekler tesbit edilmiş bulunuyordu: (1) Toprak en çok katyonları tutar, anyonlar içinde yalnız fosforik asidi tutulur. (2) Toprak bir çözeltiden bir katyonu alıp bağladığında o çözeltiye ekivalan miktarda başka bir katyon verir, yani hurda bir mübadele reaksiyonu bahis konusudur. (3) Bu mübadele reaksiyonu kısa bir zamanda olur. ( 4) Mübadele olayları kolloid maddelere bağlıdır. (5) Bu reaksiyonlar reversibldir, yani tersine dönebilir.
Toprağın bitki beslenmesi bakımından en mühim hassalanndan birisi bu adsorpsiyon ve mübadele reaksiyonudur. Zira toprağa verilen gübrelerdeki mineral besin maddeleri (N, P, K, Ca, Mg) bu özellik sayesinde toprak tarafından. tutulur, yağmur sulariyle kolayca yıkanmaktan korunur ve bitkilerin ihtiyacı olduğunda kökler ·arafmdan alınır.
Katyon mübadelesi toprakta bulunan başlıca kil minerallerinin ve humusun yaptığı reaksiyondur. Bu sebe9ten ötürü her ikisini birden kavramak üzere «mübadele kompleksi» terimi kullanılır. Kil ve humustan başka fakat daha az bir oranda olmak üzere amorf silis asidi, alüminyum ve demir oksitleri ile hjdroksitleri ve fosfatlar da katyon mübadele reaksiyonlarına iştirak ederler.
Mübadele kompleksinin başlıca kısmını kil fraksiyonu teşkil eder; bazı topraklarda, toz fraksiyonu da nisbeten daha küçük bir oranda bu reaksiyona iştirak eder. Öte yandan kil fraksiyonunda hic bir mübadele yapamayan kuvars gibi maddeler de vardır. Katyon mübadele kapasitesi, 100 g toprağın adsorbe ettiği katyonların mjliekivalanı (m.e.) şeklinde ifade edilir.
Toprağın mübadele edilen başlıca katyonları Ca, Mg, K, .Ja AJ ve H dir; bunlardan başka çok az miktarda Mn, Cu, Zn v.b. mübadele edilen katyonlar arasında bulunurlar. Nötr .bir tuz ile muame-
185
lede topraktan mübadele ile çıkarılamıyan bütün katyonlara .:mübadele edilemeyen katyonlar» denilir.
++ ++ ~+ C11 Ca
+ + ++ + H lI Ca K
++ Ca
++ (a
-- -- -, ++
=IMg
~---~
++ ++ + Mg Ca
++ Cn
Na+
++ + Ca
+4H~ ++
Ca
++ ++ + Kg Ca H
++ Mg
++ Ca
n+
++ + + +ca+K+Na
Şematik surette gösterilmiş olan yukardaki reaksiyonda toprak suyunda bulunan 4H+ iyonu, kildeki bir Ca2+, bir K+ ve bir Na+ yerine geçmiştir. Bu suretle H + bakımından zenginleşmiş ve toprak çözeltisiyle denge halinde bulunan bir kil kristali hasıl olmuştur. Toprak çözeltisi bu kimyasal bileşimi koruduğu müddetçe başka .bir değişiklik olmaz. Fakat kil kristalini sarmış olan çözelti alınıp, yerine H+ iyonlu taze bir çözelti konulursa kütlelerin tesiri kanunu gereğince hidrojen katyonunun topraktaki met.al katyonlan yerine geçmesi tekrarlanır. Böylece daha az metal katyonlanna sahip fakat daha çok' hidrojenli bir kil kristali hasıl olur. Bu denge halindeki çözeltiyi tekrar alıp yerine yeniden taze bir çözelti koyacak olursak mübadele olayı, daha çok ileri gider ve bu ameliye mesela 5-6 defa tekrar edilirse sonunda yandaki şemada görüldüğü gibi yalnız hidrojen katyonlu bir kil kristali elde olunur.
Hidrojen katyonlu çözelti yerine mesela potasyum veya kalsiyum katyonlu bir çözelti kullanarak ve toprağı müteaddit defalar yıkayarak sonunda yalnız potasyumlu veya yalnız kalsiyumlu bir kil kristali elde etmek müm-kündür. Fakat hidrojen katyonu ile yı-
+ + + + + H R H H H
u+ -,_ - H+ -ıH..,...
.__ ____ _ + + -t + + H H H H H
kamada, faraza 5 yıkama ameliyesi sonunda bu neticeye erişiyorsak, kalsiyumla faraza 8 yani daha fazla ve potasyumla 10-12 ve belki daha çok defa yıkamakla aynı sonuç elde edilecektir. Bu suretle katyonların hangilerinin toprak tarafından daha kuvvetle tutuldukları ve binaenaleyh kil mineraline daha kolaylıkla yapıştıkları hangilerinin daha az kolaylıkla yapıştıkları hakkında bir sıra elde edilmiş olur (adsorpsiyon sırası).
186
nuçlar önceki .bir bahiste geçen (5. 22'ye bak) buluşlara uymaktadır. Orman topraklarımızın organik maddeleri değişik katyon mübadele kapasitesine sahiptir. Kürsümüzde yaptırmış olduğumuz bir ön araştırmada mesela Belgrad ormanında karaçamın F-tabakasında 106-159 m.e.; meşenin F-tabakasında 178-263 m.e. ve H-tabakasında
359-415 m.e.; kayının F-tabakasında 97-110 m.e. ve H-tabakasında ise 192-201 m.e. kadar bir katyon mübadele kapasitesi ölçülmüştür.
13. 23 Ifatyon. mübadelesinin sebepleri
Topraklarda gözlenen katyon mübadele olaylarını yaı,an maddeler bundan önce değinmiş olduğumuz gibi, en büyük kısmı itibariyle kil mineralleri ile humustur. Bunlardan başka daha küçük oranda olmak üzere bazı toprak metallerinin hidroksitleri de bu olaylarda sorumludur.
Kil minerallerin.de mübadele reaksiyonlarını gerektiren ~eb~pler arasında başta gelenler kristallerindeki tetrahedron ve oktah ı:;dron tabakaların.da olan izomorfik sübstitüsyonlardır. Bundan başka kil minerallerinin dış yüzeylerinde yahut kırık yerlerin yüzeylerinde bulunan hidroksil gruplarından dissosiasyon1a hidrojen iyonlarının ayrılabilmesi mübadele reaksiyonlarına imkan vermektedir ki bu her iki konu aşağıda anla.tılacaktır.
İzomorfik sübstitüsyon
Kil minerallerinin iyonik strüktürleri bahis konusu eclilirl-en <5. l'e bak) çeşitli kil minerallerinde olan izomorfik sübstitüsyonlar açıklanmıştı. Tetrahedronlarda ya da oktahedronlarda olan bu sübstitüsyonlar esnasında yakın ça!!lı fakat küçük valanslı bir katyon daha büyük valanslı bir katyonun yerine geçerse bir negatif elektrik yükü artığı 'meydana gelir. Bu artık negatif elektrik yükü kristal strüktürünün içinde dengelenmemiş ise, daha başka ek katyonlar bağlanarak bu denge sağlanır. Bu ek katyonlar yaprakcıklar arasında ya da kristalin kaide yüzeylerinde (dilinim yüzeylerinde) bulunurlar ve mübadele edilmeye elverişlidirler. Negatif artık yükün dengelenmesinde toprakta bulunan bütün katyonlar işe yarıyabilirler.
Yaprakcıklar arasında ek katyonların mübadele edilmesi, yaprakcıklarm aralıklarının su karşısında açılıp açılmamasına, yani minerallerin şişip şişmemesine bağlıdır. Özellikle montmorillonit ile vermikülit minerallerinin mübadele kapasiteleri izomorfik sübstitüsyona atfedilmektedir. Bu kil mineralleri şişmeye kabiliyetli olduklarından yaprakcıklar arasındaki bütün katyonlar mübadeleye elverişlidir.
188
:Mikaya benzer minerallerin negatif yük artığı da en büyük kısmı itibariyle izomorfik sübstitüsyonlardan ileri gelir. Bu suretle bağlanmış olan katyonların mübadele kabiliyeti konusunda bir çok imkanlar vardır. Yaprakcıklar arasında K iyonları mevcut ise kristal şişmez; şekil 56'daki mikamsı mineralin alt yaprakcığında olduğu gibi. Ayrışma olayları ve potasyumun bitkiler tarafından kullanılması esnasında K iyonlarının yerine ba..jka iyonlar mesela Ca ve H iyonları geçecek olur ... a, kristalin bağları, kenarlardan başlıyarak, gevşer;
~( -----.~ O( ~
ooc__ ~ or ~ l.\~~~'"""'-"°"V/'M
o mübadele edilir •mübadele edilmez
Kaolinit M.
o o
Mikamsı M.
o
:{= } O
0 DO O 0 O O 0
o o o 0 o o o
0 0 [__ j
Mon mcrillonjt-Vermıkülli M.
Şekil 56 : Kaolinit, mikamsı kil mineralleri, montmorillonit ile vermlkülit minerallerinde mübadele edilebilen ve edilmeyen katyonların düzeni (Scheffer -
Schachtschabel'den 1960).
çünkü mübadelede potasyumun yerine geçen yeni iyonlar kristal strüktürünün boyutlarına daha az uygun düşerler ve su ile az bir şişme de olabilir. Kristal strüktürü ilkin sadece kenarda gevşer ve burada bulunan K iyonları kolayca mübadele edilirler. Fakat içerde bulunanlar aynı şartlarda mübadele edilemezler. Ayn§. 111nın daha ilerlemesi ile ve bitkilerin devamlı etkisiyle daha başka K iyonları çekilir. Bu suretle kristalin genişlemesi iç.eriye doğru ilerler ve ekstrem hallerde buna uğrayan yaprakcıklar ta.mamiyle şişebilir bir hale gelirler (şekil 56'da üçüncü yaprakcık). Ondan sonra şişme montmorillonit minerallerindeki ölçüyü bulur. Şişme kabiliyetir . .; -ahip bütün yaprakcıklar arasında bulunan katyonlar benzer surette mübadeleye elverişli bir durumda olurlar. Yukarıda anlatılan bütün imkanlar, şekil 56'da şematik halde gösterilmiş olduğu gibi, aynı kristalin bütün yaprakcıklarında mevcut olabilirler. Buua göre mikamsı minerallerin mübadele kapasiteleri geniş sınırlar içinde değişebilir.
Kaolinit minerallerinde de mübadele kapasitesin.in bir kısmı izomorfik sübstitüsyon sonunda meydana gelebilir. Kaolinit minerallerinin kristal strüktürü şişmediğinden, y~lnız dilinim yüzeylerindeki katyonlar mübadeleye elverişE olabilirler. Nasıl ki kaolinit minerallerinin mekan~k olara,~ ö~::tülmesi tlii:nirn yüzeylerini çoğaltır ve mübadele kapas·telerini bilyük r.~~!ide arttırır.
189
Hidroksildeki H iyonla.n
Mübadele reaksiyonları yapabilecek bir başka olanağı hidroksildeki H iyonları sağlar. Bütün kil minerallerinde yüzeyde OH iyonları da vardır. Bunlar ya AIOH-grupla.rı veya SiOH-gruplan halindedirler; dilinim yüzeylerinde bulunurlar. Ya da kristalin kaideye dikey surette kırılması ile hasıl olan kırık yüzeylerinde sonradan, mesela kil minerallerinin ayrışması esnasında olabileceği gibi, teşekkül etmiş bulunurlar. Kaolinit sınıfı minerallerinde, yukarda adı geçen gruplar katyon mübadelesine başlıca .bir sebep diye· kabul edilebilirler. Kırık yüzeylerinde bulunan ve kırılmadan önce her yönden yükleri dengelenmiş olan kristal strüktürü iyonları, şimdi kristalin yalnız iç kısımlarına doğru dengelenmişlerdir. Gerek Si iyonları, gerekse Al iyonları O iyonları aracılığı ile bağlandıklarından kriste.lin kırılması esnasında Si-O-Si ve Al-O-Al bağlan kopmakla serbest pozitif ve negatif yükler meydana gelir ki, ilk önce suyun iyonları ile dengelenirler.
]
Si-O-Si [Kri~] SiO- +Si]+2(H+ +OH-)] SiOH + HOSi [
Al-O-Al kırılması AIO- +AI AlOH HOAl
Bu suretle teşekkül eden SiOH-grupla.rı pek zayıf asit karaktere sahip olup bunlardan H iyonları dissosiye olabilir ve katyonlarla mübadeleyi yapabilirler. SiOH gruplarının aksine AlOH gruplarının bazik karakteri vardır; bunların OH-grupları başka anyonlarla mesela fosfat anyonları ile mübadeleye girişirler.
Yüzeyin büyüklüğü
SiOH-gruplarının miktarı, aynı bir kil mineralinde kırık yüzeylerin sayısı ve boyutu ile orantılı olarak büyüyen yüzeyle artar. Yüzey ise tane boyutu küçüldükçe büyür. Şişebilen kil minerallerind.e dış yüzeye bir de iç yüzey, yani yaprakcıklar arasındaki yüzey katılır ki bu da kil minerallerinin şişmesinden sonra iyonlara. açılmış olur. Çeşitli kil minerallerinin yüzey ölçülerinde gözlenen büyük farklar bu suretle izah edilirler. Şişebilen kil minerallerinin toplam yüzeyi, şişme kabiliyetine sahip olmayan kaolinitin 20-50 misli kadar olur. Montmorillonit minerallerinde iç yüzey toplam yüzeyin yaldaşık olarak % 80-95'i kadardır. Tablo 31'de bazı kil minerallerinin mübadele kapasiteleri verilmiştir. Kil mineralleri arasındaki farklar başlıca izomorfik sübstitüsyonun ve şişme kabiliyetlerinin muhtelif olan derecelerinden ileri gelmektedir. Kaolinit minerallerinin katyon mübadele kapasitesi, kırık yüzeylerinde bulunan hidroksile bağlı hidrojen iyonlarına ve belki de pek küçük ölçüde olabilen izomorfik sübstitüsyona atfedilmektedir. Buna karşılık montmorillonit ile vermikü-
190
Organik maddelerin mübadele kapasiteleri
Topraktaki organik maddelerin mübadele kapasiteleri kil minerallerininkinden daha yüksek olur ve bu maddelerde bulunan fenol türevlerindeki OH-gruplarından, COOH- ve NH-gruplarından ileri gelir. Organik maddelerin katyon mübadele kapasiteleri 100-300 m.e. / 100 g mertebesindedir; diğer organik maddelerden ayrılmış bulunan humik asitlerin kapasiteleri 500 m.e. / 100 g kadar yüksek olabilir.
Kil ve humus maddelerinin katyon mübadele kapasitesi ağırlık esasına nispet edilirse yukarıda görüldüğü gibi humusun katyon mübadele kapasitesi yüksektir. Fakat hacinı esasına göre nispet edildiği takdirde bu farkın çok az olduğu görülür.
13. 3 Anyonların adsorpsiyonu
Toprakların anyonlan tutmak veya mübadele etmek hususundaki kapasitesi üzerinde yapılan araştırmalar htilasa edilirse denilebilir ki, toprakta mutad olan ve bitkilerin .beslenmesi bakımından mühim olan Cl-, SOl-, N03- toprak kolloidleri tarafından tutulmamaktadır. Buna karşılık POl-'ün toprak kolloidleri tarafından şiddetle tutulduğu müşahede edilir. Fosforik asidin toprakta tutulması için üç imkan düşünülmüştür.
(1) Fosforik asit toprakta bulunan demir ve alüminyumun oksit ve hidroksitleri tarafın.dan bağlanarak çözünmez bileşikler halinde çökeltilir.
(2) Fosforik asit topraktaki kalsiyum katyonlariyle güç çözünür bileşikler yapar (E. G. Williams ve arkadaşları, 1958).
(3) Fosforik asit bir mübadele reaksiyonu sonucunda adsorbe edilir. Bu reaksiyonda, fosforik asit kil minerallerinin yüzeyinde bulunan ve mübadeleye elverişli olan OH- iyon.lariyle yer değiştirmektedir. Yahut kristal strüktüründeki diğer anyonların yerine geçerek mübadele yolu ile bağlanmaktadır. Neşredilmiş bazı araştırmalardan anlaşıldığı üzere P20 5 kaolinit tarafından tespit edilmekte ve alınan fosforik aside ekivalan miktarda SiOı verilmektedir (Philip F. Low ve C. A. Black, 1950; F. Haseman ve arkadaşları, 1950). Bundan başka anlaşılmış olan mühim noktalardan biri de fosf atların düşük pH derecelerinde daha büyük bir şiddetle tespit olundu~dur.
13. 4 Toprak doygunluğu
Toprak mübadele kompleksinin ,bütün negatif yükleri metai katyonlan tarafından işgal edilmiş bulunursa o toprak doymuştur denilir (186. sahifedeki ilk şemanın sol tarafı). Eğer metal katyonları ye-
192
Kurak bölgelerdeki toprakların, genellikle kolloid muhtevaları alçak olduğundan, katyon mübadele kapasiteleri de küçüktür. Kabili mübadele katyonlar başlıca Ca, Mg, K ve Na'dır. Mahalli taban suyu şartlarına tabi olarak Mg ve Na hakim duruma geçebilir (tuzlu topraklar). Yarı nemli bölgelerdeki çernozemleriıı daha da nemli olan kısımlarında, yıkanma olayı önemli bir orana erişir ve mübadele kompleksinde H . iyonları belirmeğe başlar. Katyon mübadele kapasiteleri yüksektir, çünkü topraklar kil ve humus bakımından zengindirler. Daha çok yağışlı şartlarda suyun aşağıya doğ-ru sızması hakim olduğundan, metal katyonlar büyük kısmı itibariyle yıkanıp giderler ve H iyonları, mübadele katyonlarının en büyük kısmını teşkil
ederler. Tablo 32'de kabili mübadele katyonların serin iklimlerd büyük
nem bölgelel"indeki nisbi oranları g-östedlmi.ştir.
Tablo 32 Yüzey toprağın adsorbe edilmiş katyon türleri
[ ( Gedroiz) ; (Kelley) ve (de Sigmond) 'da göre]
Adsorbe edllmiş katyonların yüzde iı:_ıtiraki
Nem bölgesi
Na K Mg Ca H Toplam
·---------·--- ------------ ---1-----1 Kurak (alkali topıaklaı)
Geçit-yarı nemli çeınozem)
Nemli (podsol)
30
2
eser
15
7
3
20
14
10
35
78
20
o 4
67
100
100
100
Şu halde nemli ve kurak rejyonların mübadele katyonlarındaki en esaslı fark nemlilerde hidrojen katyonunun başta gelecek nispette fazla oluşu, buna mukabil kurak rejyonlarda en az oranda bulunuşudur. Memlek.::timiz oıman topraklarında ezcümle nemli bir yer olan Rize civarında rastlanan bazı misallerde katyon mübadele kapasitesinin 5-;. 97 kadarı hidrojen iyonları tarafından alınmış bulunur (F. Gülçur, 1958). 'rabiatiyle bu sayı ekstrem şekilde yıkanmış topraklarımıza aittir. Diğer orman topraklarında hidrojenin payı daha küçüktür. Bugüne kadarki araştırmalara göre orman topraklarımızın yüzey horizonunda (0-10 cm) katyon müba.tlele kapasitesi ortalama olarak c;. 34.0 m.e. kadar olup, bunun <;t 28 kısmı H .- ile, geıiye kalan ~c 72 kısmı metal katyonlariyle doyurulmuş bulunmaktadır. Metal kalyonlarının toplamında ise Ca+, ~ö 80; Mg2+, ~(-. 12.7; Kt·, ~r 4 ve Na·.- ile birlikte diğeı· kabili mübadele katyonlar ~( 3 kadar bir paya sahiptirler. Bazı orman topraklarında bilhassa humus tabakasındaki
. mübadele katyonlarında <;< 30'a kadar amonyum katyonunun temsil edildiğ·i de görülmüştür ( Schairer, 1937) .
·194
14. TOPBAÖIN REAKSİYONU
Buradaki reaksiyon terimi bir ortamın asit, nötr ya da bazik (alkalen) olduğunu anlatmak için ku!lanılmaktadır. Bir toprağın reaksiyonu pH ile ifade edilmektedir. Toprağın pff sı toprakta önemli olan birçok lıususlann anlaşılmasını mümkün kllar. Humusun aynşma durumu ve bilhassa. toprağın yıkanma derecesi hakkında oldukça sıhhatli bir fikir verebilir. Genellikle toprakta jenetik olaylar reak;.-.iyonla ilgilidir. Toprağ-ın reaksiyonu değ·jşince jen.etik gelişim de başka bir yön alır.
Nihayet toprak reaksiyonu bitkinin büyümesi ile de ilgili bulunmaktadır. Hemen biitiin bitkiler toprağın reaksiyonundan az veya <;ok etkilenirler. Bitkilerin bazısı asit reaksiyondaki topraklarda herhangi bir zarar görmeden büyüyebildiği halde diğ~r bir kısım asit topraklara karşı hassastır. Mesela tarını bitkilerinden beyaz yonc:ı, lupin, çavdar ve yulaf gibileri birinci sınıfa girerler. Bunlara birçok orman bitkileri mesela çam, ladin gihi ağaçlar da katılır. İkinci ~anıfta önemli tarım bitkilerinden mesela şeker pancarı, arpa, soğan gibiler bulunur. Öte yandan toprağın bazik reaksiyonuna dayanabilen ve dayanamayan bitkilere raslanır. Dayanabilenler araEında yulaf ve çavdar ve aksi davranışta olanlar meyanında, m~sela patates, çay gibi tarım bitkileri vardır. Nihayet bazı bitkiler de yulaf ve çavdarda olduğu gibi, geniş bir pH sahası içinde fark göstermeden yetişebilirler.
Tarımın pratik maksatları için toprağın reaksiyonu kaba suı ·ette
tablo 33'deki gibi tasnif edilmektedir :
Tablo 33
Toprak pH'sının terimlenmesi
pH
4-5.5 5.5-6.5 6.5-7.5 7.5-8.5 8.5-10
1 Terim
___ ! ___ - - -
l
Şiddetli asit Orta asit Nötl' Orta .bazik Şiddetli bazik
G. W . Leeper, 1952'den
195
Toprağın reaksiyonunu kil ile humus maddelerin.in ve tuzların tabiatı tayin eder. Toprakta, suda çözünür karbonatların (Na:z C03 )
bulunması toprak reaksiyonunu şiddetli bazik yapar. CaC03'ın bulunması ise reaksiyonun 8 pH civarınôa bazik olmasını sonuçlan.dırır. Humus ve kilin metal katyonlariyle tamamen doymuş olması, hidroliz sonucunda, toprak reaksiyonunun keza bazik olmasını icabettirir. Doymamış humus ve kil ise adsorbe edilmiş bulunan hidrojen iyonu miktarına göre toprakta nötr veya asit bir reaksiyonun doğmasına sebep olurlar.
Orman topraklan genellikle asit reaksiyonda. olurlar. Çünkü or manlıa.r sulak iklimde daha çok bulunur. Böyle yerlerde fazla yağış lar toprağı mütemadiyen yıkar. Yağmur ve kar sularında bilindiği gibi katyon olarak yalnız hidrojen vardır. Hidrojen, tanıdığımız ve toprakta muta:d olan öteki katyonların çoğundan daha kuvvetle adsorbe edildiği için zamanla metalik katyonların yerine geçer ve toprak asit olur.
Hidrojen iyonu toprak kolloidleri tarafından kuvvetle tutulduğundan hidrojen iyonunun yalnız sınırlı bir kısmı iyonlaşır. Bu sebepten saf sudaki süspansiyon halinde toprak hafif asit gibi göründüğü halde, çözeltisi. nötr olan tuzlarla bir süspansiyon yapıldığı zaman asitliğin şiddeti tablo 34'de olduğu gibi artar.
Tablo 34
Toprak pH'sının çözeltiye göre değişikliği
Polonez köyü Su ile nKCl ile Fark -----·- ------
Orman topı ağı .pH 4.86 pH 3.85 pH 1.01 . » » » 5.00 » 3.96' » 1.04 ~ , » 5.12 » 4.16 . » 0.96
Sayılardan görüldüğü üzere bir topragın pH'sı bir tuz çözeltisinde, saf suda olduğundan daha küçüktür. Daha başka araştırmalardan da anla~ıldığına göre toprağın saf sudaki ve tuzların nornıal çözeltisindeki pH dereceleri arasında yuvarlak olarak 1 pH kadar bir fark vardır.
14. 1 Toprak ıısitJiğinin çeşitleri
Toprak saf suyla muamele edildiği zaman, yukarıda göriildüğü gibi , ihtiva ettiği hidrojen iyonlarının sınırlı bir kısmını toprak su-
196
yuna gönderir. Bu hidrojen iyonları bir asitlik yaratır ki buna ~aktüel asitlik» denilir. Oysa mübadeJc kompleksinde henüz iyonla mayan daha bir miktar adsorbe edilmiş hidrojen iyonu bulunur. Aktüel asitliği meydana getiren hidrojen iyonları yakalanıp çözeltiden çekilflikçc, mesela toprak süspansiyonunu bir hidroksitle muamele ettiğimizde cereyan ettiği üzere, mübadele kompleksinde hidrojen iyonları birer birer bağımmzlaşır ve çözeltiye geçer. Şu halde bu iyonların mjktarı toprağı bir hidroksitle titre ederek bulunabilir ki, bu asitliğe ~ potansiyel asitlik~ ya da «titrasyon. asitli~ri» denilir.
Aktüel asitlik pH ile ölçiilür. Yani toprak suyundaki hidrojen iyonu konsantrasyonu tayin edilir. Hidrojen iyonu konsantrasyonu terimi ile .bir GÖzeltideki, burada tonrak suyundaki, hacim biriminde bulunan hidrojen iyonu miktarı anlasJhr. Sa.f suda 21 C'de litrede 1 , 10 000 000 g ekivalan hidrojen iyonları bulunur. Fakat aynı zamanda 1/ 10 000 000 g ekivalan hidroksil iyonları da bulunduğundan reak~iyon nötr kalır ve bu hal bazik ve asit reaksiyonun dönüm noktasıct ır.
Suyun iyonlaşması belirli bir sıcaklıkta sabittir ve su kendi iyonlariyle bir denge halinde bulunur ki, denge hali a.~ağıdaki denklemlerde gösterilebilir :
H~O ~ H+ -r- OH-, yahut kütlelerin tesiri kanunu gereğin.ce
[H+] X [OH-]
[HıO] = K; şeklinde yazdabilir.
rc·5 milyonda hiı su mol külü iyonlarına ayrılmakta ır ki )ek
hiçiik hir !1arça bahis konusudur, bu sebeple su da bir konstant sa>·ılJrrn pr8.tikçe büyük .bir hata işlenmiş olmaz ve o takdirde denklem nşağ"1daki şekli :ılır :
rn..ı-J x roH-J [H-'"'] Y . (OH-J
""= K rH.'.'O] veya - = K su.
Den klcmdeki rocmbollcrin yerine değerleri >;azılacak o!tır .. a,
1 fHJ ..L ----- g. ckv. 0.000 000 1 = 10-7
10 000 000
fOHJ- » » ,, -- J0-7 olduğundan
H-ı.. / / OH-= K lO J0- 7 =o: lQ-14 olur.
Bu denklemin gösterdiğine göre H T ve OH- birbirine bağlıdı ve birisi çoğalmca ötekisi azalarak 10-14 konstantı bozulmaz. Me ela
[H-r] 10-7 den ıo--6 yahut 10-5'e yükselince [OH-] da, ıo-14 konstantı bornlamıyaca.ğmdan değişir, böylece
[H-L] X [OH- ]= 10- 14
10- 1 x 10-1 = 10-6 10-8 ~ 10-s 10-9 = ve benzeri surette
kat·şıhklı h ~r Jef: iş i klik olur. Yani. hidrojen iyonlarında olan her bi!.' a r tış n:vm oraıı · 1 :-ı hidroksil i:·011.larmın azalmasını gerektirir, ak~i
halde dcıı k 1 "m i n ko:ıstıantı bo:ulur. Benzer şckHdc hidroksil iyonlarının ço-~·alm 2s1 , hidrojen iyonlarmm nzalmasını icabettirir. Den~ek oluyor ki bir ori ;:ım 111 r:;aksiyon dunımu sadece hidrojen iyrmları konsantra ~:yoırnnu bilrJirmekl(' ifade ediJm]ş olabilir. Aynı wrctlc 1·0akdyon durur.ıl! '·1 ıicce hidroksH i:'.roniarı konsantrasyonu ile de ifade olunabilir. Fakat. hidrojen iyonu konsantrasyonunun tayini mutad olduğundan rcak'3iyon durumu. tercihen hidrojen iyonu konsantra:;.;~-omnu bildirmek :·uretiylc if~e edilmektedir. Nötr reaksiyondaki biı ortam için 21 °C'de [H+J = J0-7 dir. Bunun logaritması alm·lı
ğmda: og [H+ ] = -7 olur k. hundan
·log [H---] = 7 pH
dele edilir. $u h::ı.lrk• !1H 1 erimi hidrojen i. ~onu konsa.nt rasyonunun cluü log::ıritnı?f'Jdır. Bir ortamın oH'sı 7 olursa nötr; 7'dcn kiiçilk olur~ 1. asit; T -lcn biiyük olun~a baziktir.
Toprct kların nH dereceleri. nemli iklim Ş«rt.larm<la ra3 i lanan pH ~)-8 ile kur::ık ~~rtlardaki ~1H 11 (Na+ ile doymuş bazı c;öl topraklar1) ara.,mda değişir. Amerika'da yağlı mor humus teşekküllerinde pH 2.8'e k:ldar füşiik bir değer ölçülmüştür.
ıı. ~ pH deJtişiınlerinin sebepleri
Topr;'..kltıru ~ 17H':-;1 birçok hususlara göre dcğişmcktdir. Bunlar ara:::: ında en mühimleri aşağıda a.çıklanmıştır.
Nümunenin alınma mevsimi, to!1rağın kuruması, klimatik toprak t j ,1 i, vejetasycn türü, silvikültür operasyon lan ve ki.iltür tedbirleri g ibi ı-u :-:m'. lar nH'nın değişmesine sebe!1 olnıaktad1r.
lHcYsimin etkisi
Özellikle orman topraklarının pH'sı sabit olmayıp mevsimlere göre değ~şir. Bu değişim iklime ve ağaç türlerine göre farklı görünmektedir. Mesela İngiltere'de ağaçlann büyümelerinin en aktif ol-
198
duğu devre zarfında. pH en yüksektir. Buna karşılık Almanya'da kışm pH'nın en yüksek ve yazın en alçak olduğu bulunmuştur. Aradaki mevsimsel fark pH 0.8 kadardır. Mevsimlere göre pH değerlerinin değişmesi mikrobik faaliyetin sonunda hasıl edilen C02 ve organik asi -lcrin etkilerine kısmen atfedilebilir.
Diğer bazı araştırmalara göre de orman topraklarında pH değerlerinin sonbaharda en yüksek olduğu tesbit edilmiştir. Bu keyfiyet f;OnbahardR yaprak dökümü ile bol miktarda bazlarm toprak yüzün" getirilmesiyle ilgili görü1müştür.
Topral< kurumasının etkisi
Toprağın araziden alındıktan sonra kuruması ile reaksiyond~ bir d,..O-işiklik hasıl olur. Değişiklik toprağın asitleşrnesi yöniindedir. Fakat taze toprağın orijinal pH'sı ile kurumuş toprağın pH's1 aras~ndaki fark 0.2 pH mertebesindedir. Bundan ötürü toprakların pH'sı mukayese edilirken ölçmenin yaş yahut kummuş toprakta yapılı! yapılmadığı belli edilmelidir.
H.linmtik toprak tipinin etki.ii
Büyük dünya toprak gruplarının mümessili olan toprakların. reaksiyonu farklıdır. Mesela podsol, lateritik, podsolümsü, sulak prairie toprak grupları asit, çernozem nötr ve çöl topraklan bazik olurlar.
Bu muhtrlif gruplarda bulunan tonrakların bazılarında reaksiyon tnprağın yüzünden derinlere gidildikçe değ·i~mektedir. BöylecP J o ~
~oı tonraklarında humus tabakası yahut A horizonu adi hallerde c <lı:;ittir. Yani bu tabakada en düşük pH değerine rastlanır. Azami pH değeri gcneJiiklc B horizonunun alt kısımlarında rastlanır. Bazı esmer orman tonraklarmda Ah horizonu genellikle en çok asittir. La eri profillcdnde iki meyil göze çarpar: Toprak artan derinlikte asit olur, ~·~hut. io~ırak bütün derinlik boyunca aynı pH'yı muhafaza eder.
YPjehtsyonun ctJdsi
Bitki örtii~ü toprağa vrrdiği dökUn1 Uleri ik ve yaptığ1 rölgc1cm te:=üri ile nH'ya tesir etmektedir. Döküntüleri bazlarca zcngi ı. olan bitkiler. genellikle yapraklı ağaçlar, 1.onrağın nötr veya az asit olmaP1nı sağlar1ar. Koniferler toprak reaksiyonunu daha ziyade aside çf' virirler. Konifer ormanlarına yapraklı ağaGlar sokulunca bircok mi~'.(llJcrdf> ~ sitlik aza lm 1~tır. Bunun başlıca sebebi tonrağ-ın yüzüne ~-(]prak dökümü ile bol miktarda bazların g~tirilmesi v0 dRha kolay ayrışan yaprakların icabettirdiği yüksek bir mikroorganizma füa1iyetidir. Genellikle çayırla örtülü topraklar, ormanla örtülü olanlardan daha az asittir ve çayJrla.r ormanla kaplanınca toprağm asitlifH artar.
109
Silvikültür opMasyonları
Bunlar meyanında aralama ve gençleştirme kesimlednin toprağın r1H'sın.1 değiştird-l.ği ve yükselttiği müşahede edilir. Kesimlerle toprak yüzünün daha çok güneş ışını ve yağmur alması ile toprn ğm favna ve florasında olan değişimler reaksiyonun da değişmesine sebep olmaktadır. Genellikle çok k::ıpalı meşcerelerde asitli!- gevşekler·
rkkinden daha fazladır. Yangınlar toprak asitliğini azalt1r.
Diğer hiHtür tedbirleri
r.·.miann 3.rn.~ nda kireçlemek başta gelir. Bilindiği gibi 5.5'tan küçük .r.H clcf!,Crl'"'ri gösteren topraldarda bazı killtür bitkileri zarar görrnckl C'~:l<. Böyle toprakları kir eçlemekJe zararların önüne geGilebilir. Kirech.'!!11en~n ou iyi teshi sa__. ece !_)H'nın yükseltilm 0 siyle izah edilemez. Zira 5 pH'daki hidı ojen. iyonu konsantrasyonu bile kendi başına bitkilere doğrudan doğnıya zarar verecek bir der.ecede değ·Hdk Nite_-i;n h.er.:n maddeleri tam ve uygun bir oranda olan bir çözeltide bitkiler büyüdüklerind . bir zarar görülmeksizin, pH değeri 5'.e kadar indirilebilir. Bununla beraber bitkiler, köklerinin yüzeyle.rinde topraktakinden daha düşük bir pH hasıl ederek metal iyonlarını adsorbe ediyor görünüyor ar. Böylece kök ne toprak ara;:;mdak' nH farkının zaYJfladığı ortamda Ca, K ve diğer besin katyonlarının kökler tarafından adsorpsiyonu daha. güçleşir. Asit topraklar yıkanmış olduklarından Ö7-Rllikle Ca ve Mg gibi besin m r1 de1erinc~
esa.~ında fakirdirler. Toprağı kireçlemekle bu maddeler d verilmi~
0lduktan başka bazı hallerde fosforun alınmas1 cfo <;oğaltılır.
öte yand~n normal halde sadece pek küçük komrn,ntrasyonlarda mevcut olan zehirli elementler, mes€la Al ve Mn. a·1 \fr nH d~ğcrlP.rinde önemli mikt a a yükselirler. Alüminyumun bi.r topraktaki kon~antrasyonu yalnız nH'ya değil fakat aynı zamand~ öteki faktörlere ve özdlikle kilin karakterine de tabidir. Söskioksitleri yüksek olan J:iller ayr11 !'H değP ,;ndc daha. çok a!Uminvum iyonları verirler. Mer.eHJ, 5.5 ~1H'dn, milyonda 0.2 miktarında olan Al iyonu, nH'nın 4.5'a dHşmesiylf' milyonda Hl miktarına yükselir ki bu son ~0111'~ntraRy0n
biq~ok bitkilerin dayanabileceğinden daha yüksektir. Öte yandan b8şk:-ı bir çok bitkiler de alüminyuma dayanıklıdır.
Lüzumlu bir element olan Mn da belli b' komrn.n ıasyomı aşmca 7-r.h!rli olur ve bazı asit topraklarda zehirrlik seviyesine eri~ir. Özel Ekle tonraklar lBlak kalırlar ve yağmur c;özünmi.iş tuzları yıkayın
götürecek kadar bol değilse zehir etkisi ortaya ~ıkar. Bir tonrağı kir"demek Al ile fu'ın konsantrasyonunu azaltır.
Nihayet kireçlemek mikroorganizma faal1yet'ni arttırarak verimin yi\kselmesine vesile olur.
200
Tampon etkisi
Toprağa asidin yahut bazların katılması halinde, toprak pH deği·
ş\mine karşı göze çarpan bir direnç gösterir. Bu reaksiyon. değiş.mine karşı olan dirence «tampon etkisi» denir. Toprak kolloidler inin amfoter tabiatta oluşu yani hem asıt hem baz özelliklerine sahip bulu 1-
maları asit ve alkalilere karşı tarnponlanrnış olmalarını sonuçlandırır. Toprakta tarnponlanma zayıf asitle kuvvetli bazların teşkil e -hği tu:ôarm mevcudiyetinden ileri gelir. Böylece humus ve kil gi · -;;ayıf asitlerin Ca, Mg, K ve Na gibi kuvvetli hazlarla teşkil et iz.le · tuzlardan. ba~ka toprakta bulunan karbonatlar ile fosfatla r ôa e rtkili tamponlayıcı maddelerdir.
'f'orırağa bir baz katılacak olursa ilkin toprak suyunun H i -onları ile bir nötrleşme olur, fakat arkasından humuE3 ve kil kolloi.-ıl -rin.deki potansiyel H iyonları serbest hale geçer. Bundan dolayı bazı eklenmesi ile elde edilen pH yükselmesi tampon rnaddcJerinin bulun-
0----0----0
o
~o ~o
r ı
1
T2 1
.....,..-_..ı __ : - l - -
- _j ___ L_ ---' ') C' f;
")
m l Jö H{1
?. o
~·' 1dl 5; : Ormancılık \"e tarımda kııllanıl::m b, z1 t0prakbnn a mpon ğr.'
CNebı- ve RPissig' gör". Fi~dl0r - Rei;:;sig. 1964'den ). Çaplı daire = karbonatlı t0prak: cnpsı7. daire = karat0prak; kalın nok a = esmer orman toprağı; üçgen = podsol; kare = pseudoglcy: x = ahıt
eğrisi.
201
maması halinden çok daha az olur. Topraga asit eklenmesi halinde humus ve kile adsorptif şekilde bağlı katyonlar mübadele edilerek onların yerine H iyonları bağlanır. bu takdirde pH'nın <lüşmer,i (lZ
bir derecede olur (Şekil 57).
Tamponluk, toprağın mübadele kapasitesi yükseldiği oranda mükemmel olur. Katyon mübadele kapasitesi ise humusun ve kiJ minerallerinin miktar ve tabiatından ileri gelir; buna bağlı olarak tampon.luk şu sıra içinde gittikçe azalır :
Humus / montmorillonit · illit /' kaolinit.
Tamponluğı.ın gübreleme tatbikalm<la önemi vardır. Gübre maddeleri en iyi araçlarla bile tonrakta eşit surette dağıtılaınazlar ve yer yer yüksek konsantrasyonlar meydana gelir. Tamponluğu mükemmel olan topraklarda bu eşitsizce dağılışın pH üzerine az bir etkisi olur, çünkü serbest hale geçen asit veya bazlar büyük ölçüde bağlanmış olurlar. Buna karşılık tam:ponluğu zayıf olan topraklarda aynı derecedeki bir gübreleme yük~::k nisbette rıH f1eğişimlcrini hasıl
rdebilir.
202
15. rrorRAKTA BİTKİ BESİN MAODELE t
Bitkit~-- r dokularını yapmak için. havadan CO.: topra ktan s u ·e miı1Pr·cıl besin maddelerini alırlar. Bitki dokuları yakıldığında bütün organik bileşikler ok('ijcnle birleşerek gaz maddelere dönerler: g.:!ı-iyc uçmayan kül kH~:mı kalır. Bitki küllerinde bu güne kadar 51 lcmcntin bulunduğu tcsbit edilmiştir ki bunlardan yalnız bir kısmı
nm~ P, S, Cl, Ca, Mg, K, Fe, Mn, E, Zn, Cu, Mo gibi elementlerin bitki hayatı için mutlaka lüzumlu oldukları deneylerle ispat edilmiş bulunmaktadır. Bu elementlere tonraktan alınan fakat yanma esnasmda arnon:vak halinde havaya geçen azotu da eklemek lazımdır. Hayata mutlaka lüzumlu elementlerin bir kısmı N, P, S, Ca, ~ lg. K. Fc gibi!cri bol miktarda alındığı halde (makroelementler) diğer bi kısmı
Mn, B, Zn, Cu, Mo gibileri çok az miktarlarda bile bitkilerin yetişmesine yeterlidir (mikr·oelemenler). Aşağıda hayata mutlaka lüzumlu clf'mentlerin tonraklaroaki kaynakları kısacn görfü CP.ktir .
. 1 5. 1 Fosfor
Tnpra klar<la prinıer şekildr bulunan fosfor ka:vna r-rı apatit. yanı klor ve fluo:r ihtiva eden kalsiyum trifosfattır. Bundan ba ka topraklarda fosfoı sekunder bir şekilcle mevcuttur. Bu takdirde ya inorganik bilcşik!Pr halinde başlıca kalsiyum. mağne;ı:yum. <le 1·1 v R füminyum fo~fa tlar halinde, yahut fitin, fosfolipicl V" niiklPopr "'in hilc.şjkJ0d şddinr]e Vf' organik formdadır. Toprakların "ks ri~indP.
inorganik fmıfor. kal~i:v11nı fo~.;fot yahut lnzik <lemiı· fm~fat J ai in' l nı~lamr.
Nötr veya hafif 0sit orman topraklannda kalsi. 1um fo~fat. buna mukabil çok y1kanm1ş, k:ı.lsiyum bakımından fakirleşmiş toprakla·da ise demir ve alüminyum fosfat. teşekklil etmiş bulunur.
Fosforun tonraktaki miktan gcncIJikle küçüktür. Mik' a ck~i
şim lN·i ~on. df'rcc<' biiyiik olmalarına r·a.ğnwn. çok kaba ı;:urrtte >·:ık·
l:ı~tk oJarak r ,~ O.Ol'd"n ";r, bir miktardan 'l 0.2'yc kadar dcği~ ,.,bfür .
Fosfor genel olarak yüzey tonrakta, özellikle fazla organik madde mevcut olduğunda , en çoktur. Ort.a horizonlarda nisbeten a?:, daha derin tabakalarda tekrar fazlalaşmaktadır. Bazı orman topraklarında en yük~ek değerler ölü örtünün yanrak tabakasında raslanmı~tJr.
203
Bir topral- suyunda. hatta verimli topraklarda bile fosforun miktarı pek az olup takriben 0.5 p.p.m. f parts per million=milyonda kısım) kadardır. Fosforun toprakta bulunduğu şekil çözünürlük der0-cesini ve dolayısiyle bitki tarafından alınma derecesini tayin ettiğinden, bulunuş şekli mutlak miktardan çok daha müh "mdir. Mul tipindeki topraklarda fosfor durumu, mor tipin.dekinden çok daha elverişlidir. Bitki kökleri fosfat bileşiklerini çözündüren kuvvetli asitler · ~aldıklarmdan köklerin iyi gelişmesini sağlıyaoak fiziksel tonrak durumunun da elverişli olması mühimdir.
Toprakta bulunan fosfatların çözünUrlük derecPsi pek küçüktür. Bununla beraber suyun ve karbon dioksidin tesiriyle bu tuzlardaki fosfat yavaş surette çözünür ve fosfat a~ağıdaki formüle göre faydalanılabilir şekle döner.
burada çok güç ÇÖ?;Unür kalsiyum trifo""fattan, çöziinebi1en mon0l·alsiyum fosfat hasıl olmuştur. Kalsiyum trifosfat 6.5 pH'dan yiiksek derecelerde çok az çözünmektedir. Buna mukabil demir ve alüminyum fosfatın çözünürlüğü 4.0 pH'dan daha asit reaksiyonda azalır.
204
mg~o,1.1 ;J)
I I
1.J
ı
uf 05ı-
'
() !~ ~-o ? ~ li 5
f'İf
-- Ff: hidroksit fosfat ---Al- .. .. _ .. _ Hidroksilapatit -·-Hidroksi lflorapatit
Şekil 58 : pH değerlerine tabi olarak çeşitli fosfatların çözünürltik (mg P:P~/litre) dereceleıi (W. Rathje, 19~2'den).
Şu halde topraktaki fosf atların çözünmesi için en uygun reaksiyon durumu 4.5-6.5 pH arasındaki sahadır (Şekil 58).
Topraktaki kalsiyum durumunun fosfor alınmasında rolü var görünmektedir. Lüzumundan fazla veya az bulunması hallerinde fos~ for alımının düştüğü müşahede edilmiştir. Kireçli topraklara dala fazla kirecin eklenmesi fosfor alımını azalttığı halde, kiı eç bakımından fakir topıaklara kirecin verilmesi bilakis fosfor alımını çoğaitınıştır. Fosforun alınabilir sekilde toprak çözeltisinde görünmesini icap ettiren Glay!ar reversibldir. Alınabilir şekildeki fosfor, ortanı şiddetli asit olduğ·uncL.t, demir veya alüminyum foBfat halin.e uönerek bitkiler tarafından niı:::beten alınamaz bir şekle döner. Fosforwı bu şekilde tespit edilme derecesi, büyük miktarlarda aktif demir ve alüminyum ihtiva eden topraklarda, en büyük olmaya eğilimlidir. Bu türlü topraklar, bilindiği gibi, sıcak iklim sahalarındaki kızıl ve sar topraklardır.
15. 2 PofaS)-1.llll
Pot.a~yumun topraktaki başlıca primer kaynakları ortok as, mikrolin, muskovit ve biyotittir. Diğer kaynak kil mineralleıindeki adBorptif şekilde bağ·lı olan potasyumdue. Topraktaki po a y ı .un en büyük kısmı inorganik bileşim halindedir.
Kum topraklarının istisnasiyle, potasyum ekseriyetle yeter miktardadır. Üst toprak kısmındaki miktar genellikle 7c 0.15 - 4.0 sında değişmektedir ki bu suretle potasyum fosforun ve azotun miktarını mühim oranda geçmektedir. Gen.el olarak potasyumun miktarı toprak derinliği ile artar.
Toprakta potasyum yetersiziiği bahis konusu olduğunda bu elementin yokluğundan ziyade alınmasındaki yavaşlık kasdedilmektedir. 1'opraktaki primer potasyum kaynaklan mesela feldispatlar suyun ve karbon dioksidin tesiriyle ayrışarak suda kolay çözünür potasyum tuzları hasıl olur (S. 27'deki denkleme bak).
Topr·aktaki toplam pota8yumun küçük bir kısmı, yaklaşık olaı ak ~i( 2 kadarı kabili mübadele potasyum halinde bulunmaktadır. Bu türlü potasyum ve kolayca ayrışabilen inorganik ve organik potasyum bileşikleri bitki beslenmesi için gerekli olan potasyumun b!lŞl!ca kaynağını teşkil ederler.
Bitkiler asit to11raklarda, nötr tupmklarxla ol uğundan daLa fazla potasyum yetersizliğine uğrar görünmektedir. öte yandan potu.syum bakımından Çok fakir olan toprakları kireçle gübrelemek zarar verebilfr. Çünkü fazla kireç muvacehesinde potasyumun alınması büsbütün engele uğrar fiyon antagonisması). Fakat sasında bol bEsin maddesine sahip topraklarda kireçlemek böyle bir etki yapmamaktadır.
20
15. 3 Kalsiyum
Orman toprağının verimi bakımından kalsiyumun büyük bir önemi vardu'. Topı-akların fizik, şimik ve biyolojik özelliklerine kuvvetli ttkiler yapar. Bu sebeple bitkilerin yetişmesine doğl'Udan doğTuya ve dolıaylı tesirleı i ile en mühim besin maddesi olarak sayılmaktadır. Bundan başka toprak teşekkülünde de kuvvetli bir etkiye sahiıJtir.
Kalsiyum hem primer hem de sekunder toprak minerallerinclc bulunur. Oligoklas, labradorit, anortit, ojit, hornblende, kalsit, dolomit ve alçı başlıca kalsiyum kaynağı olan minetallerdir. Mühim miktarlarda kalsiyum ayrıca toprağın mübadele kompleksinde mevcuttur.
Yü:t!cy toprağın kalsiyum muhtevası jl O.l'den az olabildiğ"i gibi < c 50'den de fazla bulunabilir. Genellikle az yağ·ışlı yerlerde geli:jmiş topraklarda, fazla yağışlı sahadakilere nazar-an daha çok kalsiyum vardır.
Kalkerli olmayan ana materyal üstünde gelişmiş orman topraklarında kalsiyum yüzey tabakada, daha derin tabakalarda olduğundan fazla bulunabilir. Çünkü derin köklü ğaçlar, her yıl yaprak dökümü ile büyük miktarlarda kalsiyumu toprağın .. yüzüne getirdiklerinden orada miktarın en yüksek oranda olmasını ·sonuçlandırırlar. Buna karşılık kalkerli ana materyal üstünde gelişmiş topraklar, fazla yağışlı rejyonlarda yüzeyleri kalsiyum bakımından fakir olduğu halde alt horizonlar zengin olabilir.
Kal~iyumu ihtiva eden çeşitli minerallerin hidıolizleri ve kaı ·
bcn dioksit ile temasa gelmesi neticesinde suda çözünür Ca (HC03h lıa~ıı olur ki bunu bitkiler alabildikleri gibi mübadele kompleksi taL"afından adsor.be olunabilir veya yıkanarak topraktan gidebilir.
Kalsiyumun toprakta yetersizliği, alınmasmdaki yavaşlıktan zi· yade bu elementin eksikliğinden ileri gelen bir olaydır. Mineral topraklarda pH'nın düşük olması kalsiyumun azlığına bir işarettir, fakat bu hususun organik kısım hakkında da doğru olınası zorunlu değildir. Bazı organik maddeler kalsiyumu yeter miktarda ihtiva ettikleri halde bile asit reaksiyonda olabilirler. Bu halde de verimli topraklar olabilirler. Hatta katyon mübadele kapasitesi yiiksek olan bazı mi· neral topraklar düşük pH derecelerine rağmen büyük miktarlarda kal~iyum ve mağnezyum sağlayabilirler.
Kabili mübadele kalsiyum, hidrojen iyonları tarafından kolayca yerinden sökülerek drenaj sulariyle yıkanıp gitmeğe eğilimlidir. Bu sebepten ötürü kalsiyum, akar su ve göl sularının tuzları meyanında <~ 19 kadar bir miktarla mühim bir yer alır.
206
Orman ağaçları bu yıkanıp gitmeğe mütemadiyen karşı koymaktadll'lar. Şöyle ki drenaj sularındaki kalsiyum derin tabakalardaki kökler vasıtasiyle yakalanarak yapraklara verilmekte oradan tekrar toprak yüzeyine iade edilmektedir. Böylece kalsiyum bir devre yaprııaktadıl'. Yağışlı yerlerde traşlama kesimleriyle bu devre bozulabilir. Zira derin köklü ağaçların alt tabakalardaki yakalama fonk::;iyonlar ı aksar ve kalsiyum artık bir daha toprağ·a dönemiyecek şekilde kök ;~ahasından yıkanıp gider.
Yangınlar, toprak erozyonu ve orman topraklarmuı tanmda kullanılması ile normal ve kaçınılması mümkün olmayan mühim oranda kalsiyum kayıplan olur. Bir çok orman topraklarının zfraate tahsisleri, Ah horizonlarındaki mübadele kalsiyumundan ve mağnezyumundan miföim oı-anda kayıplara uğramalarını sonuçlan.dırmıştır.
Yüksek oranda kalsiyum sağlayan toprakların, küçük n iktarlal'da sağlayanlara nazaran genellikle daha iyi yetişme muhitlerini temsil ettikleri bir çok araştırıcılar tarafından bildirilmiştir. Bununla beraber kalsiyum muhtevasiyle bonitet arasındaki ilişki o kadar sıkı değildir. Öteki faktörler daha tesirli olabilirler. Mesela bazı yerlerde elverişli bir su ekonomisi sağlayan topraklar, kuru olan topraklara nazaran sonuncular daha fazla kalsiyum ve besin maddeler-ini ihtiva etseler bile, daha iyi meşcereler taşırlar.
Fidanlık topraklarında büyük miktarlarda kirecin bulunmasının istenmediği bilinmektedir. Kamçıladığı mantar hastalıklariyle
{damping off) fidelerin büyük nisbette ölümüne sebep olmaktadır. Bundan başka demirin alınmasını güçleştirdiğinden fidelEl' kloroz olur.
15. 4 Mağnezyum
Mağnezyumu bil' çok mineraller bu meyanda biyotit, ojit, hornblende, olivin, klorit, talk, serpantin ve dolomit verir. Üst toprak tabakalarında mağnezyum jr O.l'den az bir miktardan jr 2.5'dan fazla. bi~· miktara kadar değişebilir. Çok büyük miktarlar hazan serpantind('n gelişen topraklarda rastlanır. Mağnezyum kalsiyumda olduğu gibi ı1od'ml topraklarının B lıorizonunda bil'ikebilir. Fakat lateritlerdt mevcut olan miktarlar çok düşüktür. Mağnezyum ve kalsiyumun topraktaki reaksiyonları birbirine benzer. Toprak mağnezyumu, kabiyumdan biraz daha güç fakat potasyumdan daha kolay alınabilir hir şekildedir. Hem organik ve inorganik bileşikler şeklinde hen tııUbadele kompleksinde mübadele edilebilir halde bulunur.
Kalsiyum miktarının çok üstünde mağnezyumu ihtiva eden toprakl~ı ın ekseriyetle veı imsiz olduğı.ı bulunmuştur. Bazan verim.sizlik
207
mağ11ezyumun zehir' tesirine atfedilmiştir. Fakat bu izah tatmin edici <leğ·ildir. Aşın miktarda mağnezyumlu topraklar adi hallerde öteki besin maddelerince fakir olurlar ve bundan başka nikel, krom ve kobalt bileşikleri gibi zehirli maddeleri ihtiva ederler. öte yandan bu türlü topı·aklar yüksek bir pH'ya sahiptirler ve bu hal da beslenm~! giiçlü!derini artırır. Mağnezyum eksikliği özellikle fidanlık topraklarında meydana gelebilir bu takdirde çam fideleri iğ11elerinin uçlan sarı yahut oranj, ortaları kıl'mızımsı ı ·eııkte olur ve dipleri yeşil kalır.
15. 5 Kükört
Kükürtün topraktaki primer kaynakları pirit ve alçıdır. Atnıosfeı de mühim miktarlarda kükürt bileşikleri bulunur ve bunlar yağ··
mm la toprağa gelirler. Bu suretle toprağa erişen yıllık miktar cok değişiktir ve en fazla endüstri sahalarında olur. Yılda hektar başına 6·30 kilogramlık bir miktar, oldukça doğru bir ortalama olabilir. Ba· zan bu miktarın 168 kilogramı bulduğu bilinmektedir.
Topraktaki kükürtün mühim bir miktarı, organik maddelerdeki IJrotein moleküllerinde bulunur. Arta kalanı sülfitler, sülfatlar, ... ül· fürik asit ve hatta serbest kükürt halinde bulunur.
Toprağın yüzeyinde S'fı 0.03 - 0.4 kadar S03 halinde kükürt t;u
lunur. Orman topraklarında kükürtün fuıt horizonda birikmek eğili· nlinde olduğu gözlenmiştir. Bu keyfiyet kükürtün her yıl toprn k yüzüne dökiılen organik maddelerde bulunmasından ileri gelmektedir.
Belirli bazı bakteriler kükürtlü organik maddeleri, sülfürleı i ya da serbest kükürtü sülfirik asite veya sülfatlara oksitleyebilirler. riöy· lece kükürtlü organik maddeler toprağa eklenince ve aerobik mikroorganizmaların tesirine uğrayınca küküı t sonunda sülfata. döner. Gö· ıündüğüne göre sulfatlar, bitkiler için kükürtün başlıca alınma şek· Iidir. Sülfatlar bitkiler tarafından adsorbe edilmedikleri takdirde kolayca yıkanıp topraktan gidel'ler. Anaerobik şartlar altında süfü .. tlar, sülfürlere ve bu meyanda zehir olan hidrojen sülfürc kolayca döndürülür.
Seıbest küklirtten başka demir, çinko ve alüminyum sülfat tuzları ile si.ilfirik asit fidanlıklarda toprak asitliğini artırmak için kullanılmaktadır. Kükürt, toprak mikroorganizmaları tarafından sülfürik asite oksitlenir; adı geçen sülfat tuzları hidrolize olurlar ve sülfürik asit meydana gelir. Toprağa ferro sülfat ve amonyum siilfat gibi bileşikleı· eklenince, hem asitlik artırılır, hem de kolay alınabilir azot ve demir sağlanır.
08
15. 6 Demir
Demir topraktaki bir çok minerallerin mühim bir yapı elemanıdır; bu sebepten dolayı hemen bütün topraklarda bol miktarda bulunur. Miktar, genellikle toprakların gelişmiş bulundukları iklim şartlarına göre değişir. Mesela podsoUerde Ah horizonu genellikle demirce fakir olduğu halde B horizonu birikme dolayısiyle bilakis zengin bulunur. Tropikal rejycnlarda hasıl olan lateritlerde çok büyük m'ktarlarda demir vardır.
Demir ayrı~mamış primer minerallerin kiminde bulunduktan başka kil minera113rinde ve serbest ferri hidroksit ve ferri oksit halinde de mevcut olabilir. Ancak bitkilerin faydalanabileceği şekilde çözünebilir demir miktarı, toprağın reaksiyonuna, oksidasyon ve redükB.iyon şartlarına göre değişir. Demir yüksek derecede asit olan topraklarda nisbeten kolay çözünür şekilde bulunduğu halde, reaksiyon nötre yakın veya bazik olduğunda pek yavaş çözünür. Toprakta havalruıma şartları fena olursa, aslında çözünmeyen. bir çok demir bileşikl.eri indirgenir ve çözünür; f erri bileşikleri böylece ferro bikarbonat haline dönerler; fakat hava ile temasa gelince kolayca ferri bileşikleri şeklinde tekrar oksitlenirler. Topraktaki organik maddeler de ferri bileşiklerini indirger.
Derin köklü olan ağaçlar için, çoğu orman topraklarında yeter oranda demir bulunduğu kabul edilebilir. Bununla beraber ha.zan fidanlıklarda, özellikle toprakta pH yüksek olursa, demir yetersizliği meydana çıkabilir. Demirsizliğe uğramış fideler kloroz belirtileri gösterirler. Kloroz, demir yetersizliğinden mey.dana geliyorsa, organik madde yahut demir sülfat katarak toprak asitliğini artırmakla önlenebilir. Demir sülfat çözelti halinde hazırlanarak yapraklara serpmek suretiyle kullanılabilir.
15. 7 Azot
Bitki proteininde % 16 kadar azot bulunur. Bitkiler azotu genellikle topraktan alırlar. Bazı mikroorganizmalar bir yana bırakılacak o}ursa, hemen bütün öteki bitkiler azotu yalnız kimyaca bağlı bir şekilde alabilirler.
Bilindiği gibi toprağı hasıl eden kaya mineralleri arasında azot bileşikleri yoktur. Şu halde azot bileşikleri toprağa başka yollardan gelir. Çeşitli olaylar sonunda hasıl olmuş amonyak, amonyum karbonat, nitrit ve nitrat asitleri gibi azot bileşiklerinin atmosferde bulunduğu bilinmektedir ki yağışlarla toprağa varan az miktardaki bu azot bileşiklerinin (yuvarlak 13 kg/ha/yıl) bitkiler ta.rafından alınacağı
209
bedihidir. Fakat bu miktar mesela bir ormanın azotla beslenmesine yeterli değildir. Daha başka kaynakların da mevcut olması gerekir (A. Irmak, 1966).
Tarım alanında bu konuda yapılan gözlem ve incelemeler göstermiştir ki topraktaki azot bileşikleri, bazı heterotrofik toprak mi.kroorganizmalarının hayat faaliyetleri sonunda hasıl edilmişlerdir. Bahis konusu organizmaların bir kısmı toprakta bağımsız olarak yaşarlar. Bunların arasında aerobik tiplerden olan azot bağlayıcı bakteriler Azotobacter chrooccocum, Bacillus asterosporus ve Aervbacter gibileri başlıcalarındandır. Bağımsız yaşayan azot bağlayıcı anaerobik tiplerden Clostridium pasteurianum en çok etüt edilmişlerden biridir. Bu her iki tip, toprakta mevcut organik maddeleri yakarak enerjilerini sağlarlar ve bu esnada toprak havasının. element halindeki azotunu tesbit ederek kimyasal bileşikler haline döndürürler.
Azot bağlayıcı bakterilerin bir başka kısmı da bazı yüksek bitkilerin köklerindeki yumrularda (rizobyum) simbiyoz şeklinde yaşarlar ve element halindeki azotu bağlıyarak bitkinin yararlanmasına sunarlar. Bunların da en çok bilineni Bacterium radicicola'dır ( 6. 5. 4'e bak).
Bakterilerle bitkilerin ölümünden sonra toprağa kalan artıkları toprağın bağlı azot muhtevasını yükseltirler.
Topraktaki azot bileşikleri, büyük kısmı itibariyle humusa bağlı organik bileşikler halinde bulunur; az miktarda amonyum, eser halinde nitrat ve nitrit tuzlan şeklinde de rastlanır. Azotun en büyük kısmı humusa bağlı olduğundan topraktaki miktarı da yüzeyd,· en yüksektir; derine doğru miktar gittikçe azalır.
Orman topraklarında azot, yüzeyde en yüksek düzeyine erişir;
Ah horizonunda miktarı genellikle j( 0.3-0.6 kadardır; 25-30 cm'den daha derin toprak tabakalarında ise miktar 9f 0.l'den daha aşağı düşebilir.
Humus başlıca mikrobiyolojik olaylar sonunda oksitlendikçe azot mineralize olur ve amonyum, nitrit ve nitrat iyonlarına dönerek bitkilerin alabilecekleri bir hale gelir.
15. 8 öteki elementler
Yukarıda bitkilerin mutlak surette muhtaç oldukları ve önemli miktarlarda aldıkları başlıca mineral besin elementleri ile onların kaynakları mütalaa edildi. Bor, çinko, manganez. bakır ve son zamanlarda lüzumlu olduğu anlaşılmaya başlanan molibden gibi az miktarlarda da olsa mevcudiyetleri normal bir büyüme için şart olan (mikroelement) besin elementlerinin mütalaası kaldı.
210
Orman ağaçlarının .beslenmesinde mikroelementlerin rolü hakkında halen az bilgi mevcuttur. Hepsi, topraklarda az miktarlarda bile olsa vardır ve belki nadir hallerde yetersizlikleri dolayısiyle ağaçlaı·m büyümesine bir set çekmektedirler.
Mikroelementlerden biri olan manganez bitki küllerinde hazan kalsiyuma yakın miktarlarda bulunur. Çinkonun da bu durumda olabildiği müşahede edilmiştir.
Hemen bütün bitki küllerinde rastlanan alüminyumun bitki büyümesi için önemli olduğu zannedilmemektedir. Bu element asit topra.1<lar üstünde büyümekte olan ağaçlar tarafından ba.mn nisbeten büyük miktarlarda alınır.
211
16. KLİMATİK TOPRAK TİPLERİNİN TEŞEKKÜLU
Yeryüzündeki kayalar atmosferik olayların ve organizmaların etkisi ile ayrışarak toprağa d~~erler ki bu olaya «toprak teşekkülü» denilir (4. l'e bak). Kaya, granit, kalker taşı, kil şisti, kum, turba v.b. olabilir. Kaya kelimesinin yalnıZ katı olan cisimlere tahsisi bahis konusu olabileceğinden, ·bu söz yer-ine «ana materyal» terimi tercih edilmektedir. Ana materyal ile toprak teşekkülü" ve toprak arasındaki ilişki aşağıdaki ofrmülle basit şekilde ifade edilebilir (H. Jenny, 1941).
Ana materyal --~ toprak Toprak teşekkülü olayı
Bir toprak sisteminin içinde bulunduğu safhalar zaman.la değişir; şu halde jenetik gelişim safhaları ata.bil değildir. Toprak teşekkülünün ilerleme derecesi yani, ayrışma, humus teşekkülü ve taşınma olaylan ile meydana gelen profilin horizonlara ayrılma şiddeti, toprağın erişmiş olduğu jenetik gelişim safhasının bir ölçüsüdür. Ana materyal hassalarını, belirli bir yönde ve yeni bir denge haline doğru, devamlı olarak değiştirmektedir. Mesela toprak teşekkülünün başlangıç safhası diye sayılabilecek olan anataşlarda, profil horizonları halinde herhangi bir gelişme yoktur. Ana.taş atmosferik etkenlere mahruz kaldığı andan itibaren mekanik .bölünme ve şimik ayrışmaya başlar. Böylece bir C horizonu teşekkül eder. Gevşek ana materyali bitkilerin kaplaması ile az bir miktar humus hasıl olarak bir «Syrosem» (ham toprak) meydana gelir. Syrosemde (A) /C safhasındaki hori.zon sırası karakteristiktir. Burada. kerre içinde gösterile11 A horizonu, Kubiena'ya göre, henüz çıplak gözle fark edilecek kadar humusa sahip olmayan bir horizona işarettir. ( A) horizonunda humus, ancak kimyasal surette ya da mikroskopik muayene ile ispat eclilebilecek kadar azdır. Arktik bölgelerde toprak teşekkülü bu syrosem safhasında kalır. Oysa nemli ve yan nemli ılıman iklim zonunda syrosem kısa süreli bir gelişim safhasını temsil eder. Çünkü ılıman iklim, anataşın hızlıca ayrışmasını ve yüksek bitki ve hayvanlarla çabucak kolonizasyonunu gerektirir; bu ise humus maddelerinin süratle birikmesini ve ayrışma horizonlannuı teşekkülünü sonuçlandırır. Şu halde arktik bölgelerde gelişim ham toprak safhasuıda kaldığı halde ılıman bölgelerde toprak gelişimi daha ileri bir hedefe doğru ilerler. İklimin gerektirdiği toprak gelişimi gayesine, bitki sosyoloji-
212
sinden. alman bir terimle, «klimax» denilir. · Syrosem bir klimax değildir; ancak toprak gelişiminin ilk. safhasıdır. Ormanın ayak basmasına elverişli çevre şartları gelişince toprağın humus miktarı çoğalır ve doygun humusca zengin koyu renkli bir A horizonu teşekkül eder. Pu Eafhada horizon sırası A/C dir: Böylece, toprağın teşekkülü daha ileri bir safhayıa. erişmiş bulunur. Profil yapısı A/C horizon sırasını gösteren bir toprağa «ranker» denilir.
Nemli orman ikliminde rankerlerden esmer orman toprağı gelif1ir ki, bu tip daha da ileri bir gelişim safhas1nı temsil eder. Çünkü A ile C horizonu arasında demir hid!oksit ile esmer renge boyanmış, balçıklaşmış (B) ( =Bv) horizonu girmiştir. ·
Yağış bakımından zengin olan bölgelerde bazların topraktan ., ıkanması hızla ilerler, asit reaksiyonlu mor humusun teşekkülü ile r,odsolleşme başJar; toprak profilinde <laha çok belli bir horizonlaşma olur. A/ (B) / C horizon sıralı esmer orman toprağından, Ao/ Al/ A2 / B/ C horizon sıralı podsol meydana gelir.
Hakim şartlar altında son denge haline erişilince toprak teşekkülü olayı tamamlanmış ve an.a materyal bir «Olgun toprak» (klimax) vermjştir ( şekH 59) . J enetik gelişim safhalarının geçici olan ara
c A
- --;>-- '
(rı) (h) (c) (d)
Zoman ·-:------;.... Şekil 59 : Ilıman nemli iklim şartları altında toprağın zamanla gittikçe i erleyen gelişim safhaları; (A.) ham toprak, (b) A / C profilli toprak, (c) A/(B} C profii1i
toprak ·ıc ( d) Al/ A2/B/C profil yapılı olgun toprak. (C. E. ·MilJar, L. M. Turk ve H. D. Foth, 1958'den)
1e~ kküllerine «o!gunla~mamı~ to!ırak l> demek adettir. Tonra.1 tefiCkkii ü safhalan hüJasa olarak ryöylcce gösterilebilir :
Ana materyal Sistemin başlangıç safhası
---~ Toy:rak (olgun) Aralık Sistemin EOn safhası gelişim
safhalan
213
Bu formülde toprak dinamik bir sistem olarak kabul edilmiştir. Toprak özelliklerinin zamanla değişmeleri vurgulanmaktadır.
Hasıl olan toprağın özellikleri, tesir eden klimatik etkenlere, ru1a materyale ve toprağın üstünde yaşayan bitkilere göre değişik karakterde olur. Bunun sonucunda değişik iklimli bölgelerde birbirinden çok farklı topraklara raslanx. Fakat aynı bir iklim bölgesinde bile ana materyal değişik olunca birbirinden farklı özelliklere sahip topraklar mey1ana gelebilir. Farklı özelliklere sahip toprak tiplerinin nisbetcn küçük bir sahad.8. büyük bir değişiklik göstermeleri keyfiyeti daima müteaddit faktörlerin az veya çok oranda bağımsız o:arak tipi hasıl etmelerinden ileri gelir.
Topraklarm iki asıldan gelen özellikleri vardır. Birincisi irsel olan yani toprağı hasıl eden ana materyalin öı;ellikle minerallerin mucip olduğu litojenik karakteristiklerdir. İkincisi kazruulmış olan pcdojenik karakteristikler ki bunlar, klimatik etkenlerin ve organizmaların etkisi altında ana. materyaldeki mineraller ayrıştıkça, yeni bir takını maddelerin hasıl olması ile meydana gelirler. Yeni mad~ deler suda hakiki bir çözelti veya kolloidal bir çözelti halinde taşın ma ile toprak içinde yer değiştirirler. Bir yerden azalıp giderken başka bir yerde birikip çoğalırlar.
Toprakta maddelerin taşınıp yer değiştirmesi olayı ilerleclJkçe tourağın litojenik karakteristikleri kaybolmağa yüz tutar ve kazanılmış pedojenik karakteristikleri galip gelir. Bu suretle çevre şartları ile denge halinde olan toprak olgunlaşmıştır. Bu türlü topraklar bir çevrede hakim olan iklim ile vejetasyonun kendilerine verdiği karakteri taşırlar ve bir .-klima.tik toprak tipi» yahut «Zonal toprak tipi» teşkil ederler. W. Laatsch (1957)'a göre toprak tipi deyince, toprak tesekklilünün farklı temel yapıtları anlaşılır. Bu tipler toprak yapan olayların gidişi ile, bu olayların sonucunda erişilen profildeki horizonlaşma ile ve katı toprak maddesinin özelliği ile karakterlenmişlerdir. Şu halde toprak tipi yalnız benzer pedojenik karakteristiklere değil fakat aynı zamanda benzer litojcnik karakteristiklere sahip nrofillcri kavramalıdır.
Ana materyab iklim ve vejetasyonun yeter bir zaman içinde tesir etmemiş olması. ya da erozyon ile tonrağın bazı kısımlarının götürülmüş bulunması; yahut yeter bir drenaj sağlanmaması gibi olaylar ya da yüksek oranda bazları bulunan ana materyalin mevcudiY ti gibi öze11ikl 0 r to!>rağın olgunlaşmamış bir safhada. genç kalmasmı sonuçlandlrır.
Toprak, profillerin gelişme derecesine ve tarzına göre zonal, intrazonal ve azonal topraklar diye üç kategoriye ayrılır.
214
Zİonal topraklar : Toprak jenetiğinde faal olan faktörlerin (iklim ve organizmaların) etkisini yansıtan karakteristikler geliştirmişlerdir. Zonal topraklar serbest havalanma ve drenaj şartları altında, gelişirler ve nemlerini sadece atmosferik yağışlardan alırlar (Jacks, 1927).
İntrazonaı topraklar : İklim ile vejetasyonun normal etkisini aşan ve röliyef, ana materyal yahut zaman gibi mahalli faktörlerin tesirlerini aksettiren az veya çok iyi belirmiş karakteristiklere maliktirler.
Azonal topraklar : İyi teşekkül etmiş profil karakteristiklerinden mahrumdurlar. Bu durum toprak ana materyalinin gençliğinden yahut röliyefin özel şartlarından ileri gelir.
16. 1 Klima tik toprak tİ!_Jlerini ;yapan faktörler
Toprağın birçok özelliklerinin ana materyalden geldiği uzun zamandanberi fark edilmiştir. Granit toprakları, ya da kalker topraklan gibi teknik terimler ana materyalin toprak yapımındaki önemini gösterirler.
Bununla beraber Rusya'da Dokuchaiev (1879) ile, ondan bağıms1z olarak Amerika'da Hilgard (1892) önemli bir keşif yapmışlardır. Belli bir ana materyal, muhit faktörlerine özellikle iklim ile vejetasyona tabi olarak değişik topraklar geliştirebilir. Bu konuda bir fikir vermek üzere Wiegner'in (1928) zikretmiş olduğu aynı tür ana ma teryalden fakat değişik iklim şartları altında hasıl olmuş farklı toprak teşekküllerine ait kimyasal analiz sonuçları görülsün (Tablo 35).
Si02 Al201 Fe2Ü3 FeO MgO CaO J. Ta20 KıO
P205 H20
Tablo 35
iklimin tonrak teşekkülüne etkisi
Dolerit Sou th-Staffordshirc
Kil te;ekkülü
Ta.zc A"71şm1ş
19.3 47.0 17.4 18.5
2.7 14.6 8.3 '1.7 5.2 8.7 1.5 1.0 0.3 1.8 2.5 0.2 0.7 2.9 7.2
Dolerit West-Chats
Lateritleşme
Taze
50.4 22.2
9.9 3.6 1.5 8.4 0.9 1.8
0.9
Ayrış mı
0.7 50.5 23.4
25.0
215
Sözü geçen misalde aynı tüıtlen olan ana materyal farklı iklimlerde karakteristikleri çok değişik olan iki ayrı toprak tipi hasıl etmiştir.
Ana materyal, iklim ve organizmalar, toprak yapan faktörler diye adlandırılmışlardtr. Toprak özellikleri zamanla değiştiklerinden zaman faktörü de toprak ya!J~m faktörler arasına girer. Röliyef (arazinin şekli), tonrakta su ilişkilerini ve geniş ölçüde toprak erozyonunu tayin cttiğ':nd~n tonrak yapan faktör olur. Böylece toprak ile toprak yapan fa!~törlerin temelli bir denklemi elde edilir (H. Jenny, 1941).
T = f (i, o, r, a, z,, ... ,. )
Burada T = toprak teşekküliinü: i= iklimi; O= organizmaları; r== röliyefi; a = ana materyali; ~= zamanı ifade ederler. · For· müldeki noktalar daha başka faktörlerin de bahis konusu olabilece [tini göstermek için eklenmiştir. Şuna işaret edilmelidir ki toprak yapan faktörler bD.O-.msız değişken olabildikleri gibi, tabiatta konstella.syonlarm büyük bir varyekf;i olarak da bulunabilirler. Aşağıdaki satırlanda bu faktörler sıraaı ile aç1klanacakt1r.
16. 11 iklim
İklim, toprak teşekkülünde taş ayrısmasını mucip olduğundan doğrudan doğruya ve bitki ile hayvan hayatını etkisi altında bulunduıduğundan, do1.ayısiylc tesirini yapar. İklim, toprak teşekkülü ve gelişim olaylarına hazan o kadar kuvvetle hakim olur ki öteki faktörlerin önemleri dinir ve hatta ana taşın etkisi bile tamamen örtülebilir. Yeryüzünde zona! toprakların coğrafi dağılışını başlıca iklim ·c :,tine iklimin bir uydu~u olan organizmalar, özellikle vejetasyon,
tayin eder. Bu hu~us toprak tiplerinin yeryüzündeki dağılışlarını iklim zanlariyle nıukayefe ctmekb sarih olarak kendisini belli eder.
Ya ~ş nflessirliği
İldim değişik yönde etkiler ya!1ar. Bir mahallin nem ve sıcaklık ilişkiler: iklimin.in en ~tkili faktörlerini teşkil eder1cr. 1kl:min en önemli başlıca tesiri, bir yerde mucip olduğu nem derecesine dayanır. Bilindiği gibi taşların kimyasal ayrışımı aslında bir hidroliz olayıd1r; rnyun bulunmaı::ma bağlıdır. Hidrolizle primer mineraller ayrışır, bu esnada hasıl olan bir takım çözünür maddeler su ile toprak içinde taşınıp yer değiştirirler. Şu halde nem derecesi ayrışma şiddetini ve ayrışma ürünlerinin uğradığı yer değiştirme olayhi.~_ının niteliğini
tayin eder. Nem derecesinin kendisi ise, yağışların yüzeyden akış ile rotansiyel buharlaşma miktarlarından arta kalan ve fiilen toprağın
216
içine nüfuz edebilmiş miktarı ile orantılıdır. Yağışların bu miktarı. uygun topografik durumlarda toprak içinde aşağıya doğru bir su akımı meydana getirir ki, suda çözünen tuzlan derin. toprak tabakal:ırına taşıyı!) orada çökelmelerini onuçlandırır; yahut yık ayı) kaynaklara, dere ve denizlere götürür; kolloidal madueleri i<!e daha aşafrıda B horizonuna indirip orada biriktirir. Bu suretle üstte bazı maddeler bakımından fakirleşmiş ve altta o maddeler bakımından zenginlegmiş katlar (horizon) yaratır. Maddelerin çözünüp gitm2siyle fakirleşmiş horizona A (yeni E) horizonu (yıkanma katı-eluvyal horizcnu) denir. Maddelerjn birikmiş olduğu horizona ise B horizonu (birikme katı-illuvyıal horizon.u) denir. C horizonu ise bu türlü değişik-1iğe uğramam1ş toprak katrn1 gösterir. Toprağın oluş hikay0 ini yansıtan böyle bir kesite «toprak nrofili» adı verih (şekil 1). A/ B C tipi, şu halde, nemli iklim şartları altında gelişmiş bulunan toprakle.ra özgü bir horizonlar sırası tipidir. Yarı kurak şartlar altında ise otansiyel buharlaşma miktarı, yağış miktarından fazla olduğu için yağışlı mevsimlerde su bir müddet için aşağıya doğru hareket eder; hidrol~z tesiri yanarak minerallerin ayrışmasını sağlar, fakat çözlinmü maddeleri ·alıp götürecek gibi aşağıya doğru devamlı bir akım olamaz. Aksine kurak devrede yüzey buharlaşması ile toprağın üst tabakalarındaki su kayboldukça kapillarite ile su yukarıya çıkar. Yüzeyde buharlaşır ve birlikte getirmiş olduğu tuzları bırakır. Böylece yüzeyde tuzlar bakımından zenginleşmiş bir horizon bulunur.
Toprağ·m içinden sı?.ıan suyun miktarı, çeşitli klimatjk faktör ere tabidir. Bunlar arasında (1) yağışların. miktarı ve şiddeti, (2) havanın
nisb1 nemi, (3) sıcaklık ve (4) dondan ari periyodun uzunluğu ve (5 rüzgar gibi faktörler vardır. Sadece yıllık yağışın toplamı. to_ ra .. ~eşckkülünde yağı~ların müessirliği için yeter bir ölçü değildir. Az ş·, -dette fakat uzun müddet d0 vam eden yao·murJar, kısa sü en fakat yühek oranda şiddetli olan. yağmurlardan daha tesirlidir. Şiddetli,
kırn süren yağıc:lar fazla oranda yüzeyden akan suyun doğmasına f'ebep olurlar: hem erozyon yanarlar; hem de toprağın içinden aşağ·ıya dcğru sızan suyun miktarını azaltırlar. Yağışların bahis konusu edilen. karakterinden başka, yağmurlu ve kurak devrelerin birbirini izlemeleri de toprağın gelişiminde derin bir etkiye sahin ir. Kuvve · bir kurumadan sonra birdenbire şiddetli bir yağış olurrn, ıslanma dirençleri sebebiyle suy!.ln toprağa girmesi gecikir ve arazi m2yiLi is büyük miktarda su yüzf'. den akıp gider. Tonrakta kuraklık dola · -siyle bir çatlaklar sistemi gelişmişse, yağış suyu bu çatlaklar aras ndan ve kökler boyunca yahut solucan boruları içinden alt to )rağa hızla iner; bu esnada en ince toprakı k1E1mlarını birlikte derine taşır.
Uzun kuraklık periyotları toorağın mineral kolloidlerini gittikçe artan bir derecede irreversibl bir hale getirirler.
217
Nisbi hava nemi alçak, sıcaklık ise yüksek olduğu oranda suyun toprakta aşağıya sızan miktarı azalır. Adı geçen faktörlerin müşterek etkisini «yağış müessirliği» ni bir formülle ifade etmek hususu bazı kimseler tarafından denenmiştir. R. Lang (1921) «yağmur faktörü » diye isimlendirdiği' oranı bu hususta bir ölçü olarak kullanmıştır.
y
Yağmur faktörü = -
S
Burada Y t= yağıı-şın yıllık toplamı mm olarak; 8 = yıllık ortalama sıraklığı -: C olarak ifade ederler.
Lang, 40 yağmur faktöıiinü kurak ve nemli toprak teşekkülü şartlarının sınırı olarak kabul eder. Lang'ın formülünde sıcaklığın. buharlaşmaya etkisi göz önünde tutuluyorsa da nisbi hava neminin tesiri hesaba katılmamaktadır. Bunu da kale alan Meyer'in N/ S oranıdır; burada N== yağışı mm olarak (N, Niederschlag=yağış) ve S= nisbi hava nemindeki doygunluk açığını mm olarak (S, ~:ıetti
gungsdefizit= doygunluk açığı) ifade etmektedirler. Bu oran «N.S.Q» ile de gösterilir, ve yağış müessirliğini daha doğru olarak ifade eder.
Mesela 500 mm yağış ve 18.5°C orta.lama sıcaklığı olan iki yer tasavvur edilsin. Birincinin nisbi hava nemi % 75, ikincinin r:f 60 olsun. Lang'a göre hesaplanacak yağmur faktörü iki yer için aynıdır. Oysa Meyer'in N / S oranına göre hesaplandığında iki yer arasında nem derecelerinin farklı olduğu meydana çıkar. Bilindiği gibi, 18.5" C de suyun buharlaşma tansiyonu 16 milimetredir. Buna göre % 75 nisbi ha va nemine malik yerde doygunluk açığı 4 mm; )~ 60 ha va nemine sahip olan yerde ise doygunluk açığı 6.4 milimetredir. 500 mm/ 4 mm=125 N/ S ve 500 mm/ 6.4 mm= 78 N/ S elde olunur ki bu iki yerin yağış müessirliği bakımından farklı olduğu bu formülle daha iyi belirtilmektedir. Memleketimizde Lang'a göre hesş,p edilmiş yağmur faktörlerinin ekstrem değerleri söyledir: En düşük Konya 26.6 ve en yüksek Rize 169.5 dir. Meyer'in N / S oranına göre ise en düşük Urfa 52.5 ve en. yükeek Rize 865.5 olarak bulunmuştur. Kurak ve nemli toprak teşekkülü şartlarının sınırı (11 ~ C yıllık ortalama .a) 200 N/ S değerinde bulunur. ~on zamanlarda S. ErinG (19fü1) bir mahallin nemli veya kurak karakterde olduğunu tayin eden «yağış müessiriyeti» ni bulmak İGin yıllık ortalama yağışı, yıllık maksimum sıcaklık ortalamasına bölmekte v~ nemli ile yan nemli ve kurak arasındaki sınırı 40 olarak kabul etmektedir.
Bir yerin nem derecesini gösteren bu oranlar büyüdükçe sızm t ı suyu miktarı artar ve nemli iklim daha hakim olur: tonrak teşekkülünde bir çok olayların şiddeti değişir.
H. Jenny ve C.D. Leonard (1934) 'ın yantıkları bir araştırmada Kuzey Amerika'da 11°C izotermi üzerinde yağışla toprak gelişmesi
218
arasındaki ilişkiler incelenmiştir. Araştırıcıların bulduklarına göre. karbonatın birikme derinliği beher 25 mm yağmur için 62 mm kadar aşağıya iıunektedir (Şekil 60). N, yağmurun artmasiyle devamlı ola-
10
20
30
40
~ 50 ·- 60 ~ ;.::; 70 c ·~ 80
Cl 90
100
110
12
Yağış Z5 50 75
~ zo . 30 , 11\.. •••• ınç. 0 .. ~":··...: ' .
~ -·· :· .. '. . .. . ' . . . .. . ~ . . ............ .. . . ' . ,. ~ ' ,, .
' ' ..
' . .
IOOem
40 25
50
75
100
12s E u
(it•• ... • 150 ~ '-
~· · ' ' '~
...
-J
175 - ~ L
200 ö 225
' . , 250
275
300
Şekil 60 Yağış miktarı ile toprak profilinde kalsiyum l{arbonatın bulunuş
derinliği arasındaki ilişki (H. Jenny, 1941'den).
020~ o 015 ~
-.....;. 1
z o. ıor . ao56{,..-":
•',-?5 SO 75 cm -r--l,---,---~,---
10 ?O 30 inç Yağış
Şekil 61 : Yağış miktarı !ic yüzey topraktaki % N miktarı (gram ola~ rak) arasındaki ilişki (H . .Jcnny,
l94l'den) .
., :
:o 20 ~o
Yağış
Şekil 62 : Yağış mikt~ ı-ı ile topraktaki kil muhtevası arasındaki ili'jki
(H. Jenny, 1941'den ).
rnk çoğalmakta (şekil 61) ; kolloid kil teşekkülü şiddetlenmektedir (şekil 62); beher 25 mm yağmur için o/c 1 oranında bir kil artımı kaydedilir. Bununla beraber yağışların artması ile kil minerallerinin de
219
artmakta devam edeceği sonucu da çıkarılmamalıdır. Göründüğüne ·
göre yağışlara bağlı olarak kilin miktarı önce artmakta fakat kritik bir sınırdan sonra yağışların çoğalması halinde hasıl olmuş bulunan kil süratle ayrıştığından ya da kilin teşekkülüne sebep olan materyalin yıkanıp götürülmesinden dolayı miktar tekrar azalmaktadır. Nitekim ö. L. Baykan (1965) ın Diyarbakır, Erzurum ve Rize bölgelerinde bazaltik kayalardan oluşan topraklardaki kil mineralleri üzerine yaptığı araştırmaları bu görüşü destekleyen bir misal vermek~ tedir. Yağışları Diyarbakır ve Erzurum'dan çok üstün ve sıcaklık derecesi de daha müsait olan Rize'nin bazaltik toprak profillerinde kil miktarı, Diyarbakır ve Erzurum profillerindekine nazaran daha az (yaklaşık 1/4 kadar) olarak bulunmuştur.
Toprak asitliği yarı kurak rejyondaki pH 7.8'den yarı nemli rejyondaki pH 5.2'ye kadar düzenli olarak değişir. Nötr reaksiyon-ı takriben 625 mm yağışta (N.S.Q=195) erişilir. Kabili mübadele H iyonları 630 mm'de (N.S.Q=202) belirir ve yarı nemli rejyonda miktar çoğalır.
Katyon mübadele kapasitesi, yarı kurak rejyonda 12 m.e. 100 g toprak değerine sahiptir ve yan nemli rejyonda logaritmik surette 27 değerine yükselir. Kabili mübadele bazlar, 630 mm yağmur miktarında (N.S.Q=202) bir maksimum (21 m.e.) gösterirler.
Kurak ile nemli iklimler arasındaki sınır, araştırılmış buiur.an toprak özelliklerine jstinat ettirilirse, 11°C izotermi için, 625-630 mm (N.S.Q=200) yağmura tekabül eder görünmektedir.
Topoğrafya göz önünde tutulmadan yalnız yağışlara ya da nem oranlarına istinad ettirilen iklim ile toprak özellikleri arasındaki karşılıklı ilişkiler, yüzeyden akışı ihmal ederler; oysa yüzeyden akış bir toprak yapan olayın müessirliğini güçlendirebilir, ya da azaltabilir (Jenny, 1941).
Sıcaklık
Sıcaklığın etkisine geli ce; kimyasal olayların hızı ~ıcaklığın
10°C artmasiyle yaklaşık olarak iki misline yükselir. Şu halde sıcaklık arttıkça minerallerin hidrolize olması şiddetlenir. Bundan ha5ktı mikroorganizma faaliyeti arttığından organik maddelerin topraktaki ayrışması hızlanır. Sıcaklığın yükselmesiyle ana materyaldeki kimyasal ayrışma derinliği ile kil miktarı artar. Öte yandan topraktaki azot ve organik madde miktarı soğuk rejyonlıardan sıcaklara doğru gidildikçe azalır.
16. 12 Y aşa,yan organizmalar
Bitkilerin toprak gelişimini etkilemeleri bir kaç yönden olur; mikroklimayı değiştirmekle, bundan başka artıklariyle tesir ederler. Çeşitli tipteki bitki örtülerinin toprak gelişimine etkileri değişik olur.
220
Çünkü bitki örtülerinin yaşayış tarzında, köklenme derinliğinde ve fizyolojik davranışlarında büyük farklar vardır. Derin köklüler, sığ köklülerden daha çok toprak gelişimine yardım ederler. Derin kökle aiıa materyalin alt tabakalaı da ayrışmasını sağlarlar.
Bitkiler, en büyük etkiyi artıkları ile yaparlar. Köklerle topr k içinde ve meşcerelerin sonbahardaki yaprak dökümü ile toprak ü tünde organik maddeler birikmiş olur.
Kökler çürüyüp ayı ıştıktan sonra toprakta suyun ve havanın dolaşımı için çok önemli olan bir kanal sistemi doğururlar. Bu kanalların sayısı, boyutu ve çapları vejetasyonun türüne bağlıdır. Saplı
meşe, gürgen, sarıçam gibi derin köklü bitkiler derine inen ve kısmen geniş olan kanallar hasıl ederler; oysa ladin gibi sığ köklüler daha ziyade az derine inen kanallar terkederler. Gramineler, ot u bitkiler ile tarımsal bitkilerin çoğu birçok küçük gözenekler ha ıl
ederler. Bu gözeneklerin yalnız az sayıdaki bir kısmı 1 m derine kadar iner. Dikey yönde toprağı kesen bütün bu gözenekler ve kanallar sızıntı sularının akım yollarıdır. Sızıntı suları, miktarlarına ve toprağm tek ... türüne göre üstteki horizonlardan alttakilere ince toprak maddelerini taşırlar. Şu halde bu son olay, yalnız taşınma yollarını hasıl ettikleri oranda bitkilerle bağıntılıdır. Bundan başka bu taşınma kuraklık yarıkları ve granüller arasındaki boşluklarla da mümkün kılınır. Kanal sistemi toprakta gaz mübadelesine de müsaade eder; bu sayede oksitlenme olayları topraklarda derinliğine işler (Mückenhausen, 1962).
Meşcerelerin yaprak dökümü, humusun ilkel maddesini teşkil eder. Bazı elementler köklerle alt horizonlardan alınıp üst horiwnlara yaprak dökümü ile taşınmış olur. Meşcere yaprak dökümünün türü ile toprağın baz ve besin maddeleri muhtevası, hasıl olan humus tipini tayin eden aynı derecede müşterek sorumlu sebeplerdir (humu tipi bahsine, 6. 34'e bak).
Nemli bölgelerde, çözünmüş maıddelerin sızıntı suları yardımiyle hareketleri devamlıdır ve yalnız bir yöne, aşağıya doğrudur. Yüzey toprak tabakalarının fakirleşmesi bu olayın kaçınılmaz bir sonucudu . Bitkiler yıkanmanın etkilerine yaprak dökümü ile kısmen kar ı koymakta önemli bir rol oynar. Bu konuda yapraklıların koniferlerden genellikle daha etkili oldukları tesbit edilebilir.
Özellikle toprağın erozyondan korunmasında vejetasyon faktörü çek elverişli bir etki yapar. Nisbeten dik yamaçlarda bile kapalı bir orman meşceresi toprak maddesini yerinde bağlar ve bir toprak p~o·rninin teşekkülünü mümkün kılar. Orman kesildi mi, bu yamaç toprağı bazı pallerde bir kaç şiddetli yağmurla taşınıp yok edilir. Kök teşekkülü entansif ve derin olduğu oranda ormanın toprağı tutucu
221
kabiliyeti büyük olur. Çayır da, bir ormanın ki kadar olmamakla beraber, toprağı tutabilir. Tarla işletmesi her şeklinde yamaçlardaki toprak için bir tehlikedir, çünkü tarla işletmesinde toprak yılın bir kısmında bitki örtüsünden mahrum kalır. Özellikle çapa bitkileri toprağı kısmen örtüsüz ve himayesiz bırakırlar ve erozyon tehlikesini arttırırlar (21. 22'ye bak).
Mikroorganizmalar taş ayrışmasında ve organik maddelerin ayrışmalarında yardım ederler; toprak gelişiminde mutlaka lazım diye telakki edilmelidirler. Daha mütekamil hayvanların inorganik ve organik maddeleri karıştırmakta, toprağı gevşetmekteki rolleri ile toprak gelişmesinde işe karışırlar.
Görüldüğü üzere toprak gelişimi ile onda yaşıyan organizmalar arasında sıkı bir ilişki vardır; her ikisi birbirini karşılıklı olarak etkilerler (6. 5'e bak).
16. 13 Röllyef
Su şartlarına ve erozyona, sıcaklık şartlarına ve bitki örtülerine tesiri dolayısiyle röliyef toprak teşekkülünü etkisi altında bulundurur.
• Yeryüzüne düşen yağmur meyilli yerlerde yüzeyden akmaya ve çukur, hatta düz yerlerde birikmeğe eğilimlidir. Böylece mesela dli2-
. . Du z.lük_ ~ : ,., 450rrım ıyı drenajlı yu~ sıZk '-.. azıdt:~ .. . normal au ruı n Toprak yu zeyı
Oalga !.ı arazi
: . .:=. ::·f \.f~:; ·. ::-,:~::\~·i~! :~;f(fü{ t~~\.@/N/S. Bölge için
normal tqpra k rıemı
Faraziyağış 450mm . L.50mm. 450mrn .
t '..J.:.. y <jwl ~1 Yulll!'f ci.:. rı j l ti y ür.eyd« t7 t r' 1 yi.iz.ayMl!l.n a1<.1.:, e1<.ıı a.*~ :ıJ.ıi
~·t;a:~';(t~,~~~~~:~-,·~> mevzı i kurak <h{fl:i=" ·· m e.vzı i kur ak
Tekneler rnevzıı nemli
Şekil 63 : Röliyef ile toprak ncinı arasındaki ilişkiler . Dtizlükleı·de yağışlann
hepsi toprağa nüfuz eder. Dalgalı arazide tepelere düşen yağışların btr kısmı yüzeyden akarak yamaç boyunca vadilere iner ve orada suyun daha çok
birikmesini :sonuçlan ırır (H . Jen~y , 194l'den).
222
lüklerdeki topraklara nazaran yamaçların üst kısımlarındaki topraklar daha az ve alt kısımlardakiler ise daha çok su alırlar (şekil 63) . Yamaçlarda toprak gelişimi, toprağa giren suyun azalması hasebiyle engele uğrar. Bir çok orman toprakları, özellikle podsol bölgesindekiler, kök sökülmesinden, rüzgar devriklerinden ya da başka sebeplerden ileri gelen hafif çukurlarla karakterlenmiştir. Çoğunlukla
gözlendiği gibi podsolleşme nemli çukurlarda kuru olan komşu tümseklerde olduğundan daha hızla ilerler. Öte yandan röliyefin mucip olabileceği fakir bir drenaj yüzünden toprakta su miktarı fazla olursa «gley» gibi inlrazonal topraklar teşekkül edebilir.
Meyil ile toprak erozyonu arasında bir ilişki vardır (şekil 64) . Bununla beraber arazinin meyli tek başına erozyonu mucip olmaz ; çünkü arazinin meyli ile meydana gelen düzey farkı yalnız yer çeki-
El değmem is
A~~llllııııııı-- Kuıey kara toprak tipi
Tarımaltında (·zrozyonuntoprak profiline etkisi)
----1 1
1 1 1 1 •
ı ;-füzeye , , km tK , :çı ışı ısmen
:Alt 1 B jkorunmuş ltopr~h:>rizo~ horizon
-S iyah
-Boz esmer :· .. -.... caco,,
Ta?ınmı.s . materyalin bırıkmesi ---- ----
Şekil 64 : Röliyef ile erozyon ve toprak pl'Ofil1 arasındaki ilişki ı H. J enny 1941'den).
mi enerjisinin etkili olması dm·umunu yaratır. Yağışların miktarı v şiddetleri ile mevsimsel dağılışlarıdır ki toprak erozyonunu imkan dahiline sokarlar (toprak erozyonu, 21. 21'e bak). Erozyon ancak toprak vejetasyon örtüsünden mahrum kalınca harekete geçer. Vejetasyon, türüne göre değişen şiddette ve az ya da çok nisbette toprak erozyonuna karşı koyar. Burada da tekrar görüyoruz ki toprak teşekkülü faktörleri çoğu aefa bir arada etkilerini yapa lar ve tek faktörün gördüğü iş diğerlerinden ayrılarak kavra.namaz. Öteki erozyon şartlarının da bir araya geldiği hallerde yerin meyli ar tıkça eroz-
223
yon şiddetlenir; toprakların gelişimi genç bir safhada tutulur. Budu!'llm dik yamaçlı orman topraklarımızda görülmektedir.
Ekstrem şekilde yavas olan erozyon da toprak teşekkülü bakımından elverişli değildir; toprak, bu ~rtlar altında şiddetle yıkanmal:la sonunda ihtiyarlık diye anılan bir duruma düşer (şiddetle yı
kanmış, fakirleşmiş bir üst horizon, sert kil tabakasından ibaret bir alt horizon) . Normal yahut olgun toprakların gelişmesi için erozyon, toprak gelişimi hızına adım uydurmalıdır, fakat onu geçmemelidir.
Röliyefin bir sonucu olar ak kuzey yarım küresinde, güney ve batı yamaçları doğu ve kuzey yamaçlarından daha sıcaktır. Bu keyfiyet bitki örtüsüne ve topraktaki ayrışmaya tesir eder.
16. 14 Ana materyal
Bir mahallin ayrıştırma enerjisi zayıf olduğu oranda ana materyalin tabiatı kendisini toprakta gösterir, kaidesi genel surette caridir (Mückenhausen, 1962). Sıcak, nemli tropikal bölgelerde kimyasal ayrışma o kadar çok kuvvetlidir ki teşekkül etmiş bulunan toprakta ana materyalin türü çoğunlukla artık tanınmaz hale gelir. Oysa ılıman, nemli iklim bölgelerinde, mesela Orta Avrııpa'da ana materyal çok daha az bir şiddette kimyasal ayrışıma uğrar; bunun sonucunda ana materyal, hasıl edilen toprağa önemli özel hassalar verir. Fakat Orta Avrupa'da da ayrışım derecesinde farklar doğabilir. Toprak genç olduğu oranda, yani ayrışım az ilerlemiş olduğu derecede toprağın genel karakterinde ana materyalin etkisi kendisini belli eder. Ilıman iklimli bölgelerde toprağın bütün hassaları ile morfolojik karakteristiği ana materyalin mineralojik ve fizik yapısına kuvvetle tabidir. Toprağın tekstüıii ile besin maddeleri muhtevasından başka toprak tipinde ve profilin gelişim hızında bu tabilik kendisini gösterir. Orta Avrupa'da bu kadar geniş surette yaygın olan esmer toprakların ve paraesmer toprakların hassalarındaki hüyük varyasyon başlıca ana materyalden ileri gelir; bunların fiziksel, kimyasal ve biyolojik hassaları birbirinden farklı olabilir.
Profil gelişimi suyu kolay geçiren ve az miktarda bazları ihtiva eden materyalde çabucak olur. Oysa az geçiren, büyük miktarlarda bazlara ve özellikle CaC03'a sahip materyalde profil gelişimi daha yavaştır. Mesela soğuk, nemli iklim bölgelerinde podsoller gelişir; granit üstünde podsol tipi kısa bir zamanda gelişebildiği halde kalker üstünde bu olay uzun bir zaman ister. Herhalde CaC03'ın tamamen yıkanmasını sağlıyacak bir zaman gereklidir. Ondan sonra topro.k podsolleşir. Aynı şekilde kaba tekstürlü topraklarda podsolleşme kısa bir zamanda olduğu halde ince tekstürlü topraklarda bu hadise çok
224
gecikir. Toprak teşekkülünde, toprak alkalilerin yön verici etkileri bilinmektedir. Akdeniz ikliminde kalkerlerden ilkin rendzina teşekkül eder. Fakat bu tip kısa ömürlüdür ve (terra rossa) kızıl toprağa döner ve bu keyfiyet, kalker ne kadar saf olur yani kil maddesi az bulunur ve toprak kuruma.ya ve ısınmaya ne kadar şiddetle maruz kalırsa o nisbette hızlı olur. Öte yandan bu son örnekten ana materyalin mucip olduğu toprak teşekkülü olaylarında iklimin nasıl işe
karıştığı da görülmektedir.
16. 15 Zaman
Zaman, yani toprak teşekkülü olayının süresi, bazı müelliflere göre bir toprak teşekkülü faktörü olarak nazarı itibare alınmamaktadır. Bunun sebebi bütün tabiat olaylarının mman ve mekan içinde cereyan etmeleridir. Zaman kendi başına herhangi bir etki yapmaz. Yalnızca diğer toprak yapan çeşitli faktörlerin etki süresi (=zaman), toprak teşekkülüne tesir eder. Aynı kalan şartlar altında mesela gittikçe artan baz fakirliği ya da podsolleşmenin muhtelif safhalarının gelişimi çoğu defa bir zaman meselesidir.
Toprak gelişjmi için lüzumlu olan zaman anataş, iklim şartlan ve organizmalar ile röliyef e tabidir. Yapılan incelemeler gösteriyor ki 10-15 cm kalınlığında bir A2 (E) horiwnunun gelişmesi için 1000-1500 yıl kadar bir .zaman lüzumludur (Lutz ve Chandler, 1947).
Nemli bölgelerde profil gelişimi, kaba tekstürlü ve asit anamaterya:Jde, ince teksti.irlü ve bazik materyalde olduğundan daha hızla ilerler. İsteği yüksek bir vejetasyon barındıran sıcak nemli bölgelerde toprak gelişimi için icap eden zaman, isteği az bitkilerin yetiştiği kurak ve soğuk bölgelerde lazım olandan daha azdır. Röliyef de erozyonun veya toprak ana materyali birikmesinin olduğu yerlerde toprak gelişimine tesir eder, her iki halde de toprakları genç bir safhada tutulurlar.
16. 2 Klinıatik 'toprak tiplerini yapan olaylaT
Bundan önce, toprak teşekkülünde işe karışan çeşitli faktörlerin etkileri göri.ildü. Dünyanın nemli bölgelerinde toprak teşekkiilü toprağın yıkanması yönünde gelişir. Fakat sıcaklık ikliminin bir yandan ılıman veya soğuk, öbür yandan tropikal ya da subtropikal olduğuna göre karakter itibariyle farklı iki yıkanma şekli vuku bulur. Ilıman ya da soğuk bölgelerde daha çok podsolleşme, tropikal ve subtropikal bölgelerde ise daha ziyade lateritleşme olayları cereyan eder. Nemli sahalardaki bu iki olaydan başka., taban suyu etkisiyle ya da mevsimsel su birikmeleri ile toprakta meydana gelen havasızlık şart-
225
lannın doğurduğu «gleyleşme» de anılmalıdır. Kurak iklimlerde kalsifikasyon ve salinizasyon olaylan görülür. Aşağıdaki satırlarda bu olayların başlıcaları açıklanacaktır.
16.21 Podselleşme
Podsolleşme terimi genellikle, topraklarda bazların yıkanmasını, asitliğin gelişmesini ve eluvyal A (E) horizonunun ve illuvyal B horizonunun (pas taşı) gelişmesini sonuçlandıran olaylar için kullanılmaktadır.
Podsol profillerinin gelişmesinde en göze çarpan olay demir ve alüminyum bileşiklerinin A horizonundan yıkanarak B horizonunda tekrar çöküp birikmesidir. Bu olayın açıklanması yolunda müteaddit teoriler düşünülmüştür ki esas itibariyle iki kategoriye ayrılabilir: (1)
Demir oksit ve alümin, humusun ya da silis asidinin koruyucu kolloid etkileri altında kalarak sol halinde hareket ederler; bu görüş daha geniş surette kabul edilmişti. (2) Demir ve alüminyum suda çözünen metal-organik bileşikleri halinde hareket ederler.
Podsolleşme olayını izıah için organik asitlerle ya da topr!lk organik maddeleriyle deneyler yapılmıştır. Toprak teşekkülü esnasında katyonların profil içindeki taşınma ve yer değiştirmeleri olayı için «Chelation» terimi son seneler~e bir hayli kullanılmıştır. «Chelation» organik bileşiklerin bir .katyon etrafında toplanarak kompleks bileşikler yapması demektir. Muir. J. W. ve arkadaşları (1964) taze dökülmüş çam iğnelerinden elde ettikleri ekstraktların demir bileşiklerini çözündürdüğünü laboratuvar deneyleriyle bulmuşlardır. Ekstraklarda chelation yapabilecek bir çok aminoasit ve başka organik asitler tesbit etmişlerdir.
Podsolleşmenin hakim bir toprak teşekkülü hadisesi olduğu bölgeler nisbeten serin, nemli bir iklim ve orman vejetasyonu ya da fundalık formasyonu ile karakterlenmişlerdir. Podsolleşme olayı, değişik şiddette olarak ılıman ve tropikal iklimlerde dahi, asit karakterde organik maddesi olan topraklarda ve yağış, suyun toprak içinde sızmasını mucip olacak kadar yeterli olduğunda, faaldir. Koniferleri taşıyan topraklarda olduğu kadar yapraklı ağaçla örtülü olanlarda bile meydana gelir.
Orman şartları altında podsol profilleri karakteristik surette asit organik maddelerden ibaret ve mineral toprağın üstünde yatan bir tabakaya sahiptirler. Toprağa var an ağaç yaprakları ve daha başka organik artıklar bazlarca nisbeten fakir olup esas itibariyle mantarlarla ayrışmakla asit tabiatta ürünler doğururlar. Yüzeyde yatan organik tabakalarda hasıl olan asitler, sızan sularla aşağıya doğru ha-
226
reket ettikçe toprak minerallerine tesir ederler. Kabili mübadele katyonları yıkarlar ve genellikle mineral toprak materyalinin pH'sını düşürürler. Toprak minerallerinin asit ortamda ayrışması, bir ve iki değerli katyonlarla birlikte, demir ve alüminyum hidroksitlerin de göze çarpar oranda yıkanıp taşınmalarını sonuçlandırır. Fakat silisin çoğu geriye kalır. Organik ve inorganik kolloidler sızıntı suyu içinde dispersleştirilir ve aşağıya taşınırlar. Hidrojenle doymuş organik kolloidler, inorganik kolloidlere koruyucu bir etki yapar görünüyorlar; onları pıhtılaşmaktan ve agregatlar yapmaktan korurlar. Diğer toprak yapan minerallerin aksine olarak kuvars asit çözeltilerin etkilerine özellikle dirençlidir. Bunun sonucunda. yıkanma ilerledikçe mineral toprağın yüzey tabakasında kuvars nisbi olarak çoğalır. Demir bileşiklerinin ve başka renkli maddelerin taşınması ve kuvarsın yüzey mineral topraktaki nisbi miktarının çoğalmasiyle boz bir renk gelişir. Boz renkli kat podsol toprağı profilinin A2 (E) horizonunu teşkil ve azami yıkanma zonunu temsil eder.
Hemen A2 (E) horizonunun altında demir ve alüminyum bileşikleri oksitlenmenin ve hidratlanmanın çeşitli derecelerinde bulunaraktan kolloidal organik maddelerle birlikte çökeltilir. Bu suretle bir B horizonu teşekkül eder ki, bazı hallerde taş gibi sert olabilir ve o takdirde cpas taşı» adını alır. Mattson ve Gustafsson'nun hipotezlerine göre, adı geçen üç madde birbiriyle kompleksler yaparlar; amfoterik (yani hem asit hem bazik) özellikleri vardır ve değişik izoelektrik noktaları (yani yüklerinin nötrleşmesi için gerekli karşıt işaretli
elektrik yükü miktarı) birbirinden farklıdır. Kolloidal organik madde B horizonunun üst kısımlarında çöker. Çünkü izoelektrik noktası en düşüktür (yani karşıt işaretli elektrik yüküne en az muhtaçtır).
Aynı horizonda biraz daha aşağıda en büyük oranda demir hidroksitin çöküp biriktiği zon bulunur. Daha aşağıda alüminyum bileşiklerinin en çok oranda. biriktiği bir zon vardır. Demirin izoelektrik noktası humus maddelerininkinden, alüminyumun ise demirinkinden daha yüksektir.
Başka araştırıcılar ise podsol topraklarının B horizonunda, bahis konusu materyalin çökeltilmesi hakkında çeşitli izahlar düşünmüşlerdir. Çökelmenin kısmen kolloİd.lerin hazlarla pıhtılaşma.Sı sonucunda olduğu duşUnülmüştür; pratikçe bu hipotez Mattson ve Gustafsson' -nmkinden az farklıdır. Çökelme olayının başka bir izahı şöyle olmuştur: B horizonunun geçirgenliği azaldıkça bir süzgeç hizmetini görür ve sızan sudaki süspansiyon halinde bulunan maddeleri tutar. Bütün hu ortaya atılan mekanizmaların podsol topraklarındaki B horizonunun meydana gelmesinde, değişik oranlarda, işe karışmış olmaları
mümkündür.
227
16. 22 Lateritleşme
Lateritleşme tropikal iklim şartları altında cereyan eden bir olaydır. Bazı toprak bilginleri tarafından taş ayrışmasının jeolojik bir olayı sayılmaktadır. Laterit teşekkülünde hazlarla birlikte silis en büyük kısmı itibariyle yıkanıp gider. Demir ve alüminyum hidroksitçe zengin killi materyal geriye kalır.
Lateritlere tropikal bölgelerde raslanır. Üzerlerinde humus yoktur ve toprağın en üst mineral tabakasında humuslu kısım ya teşekkül etmez ya da pek incedir. Bu horizon altında kırmızımsı, yıkanmış bir horizon bulunur ki pek yüksek oranda ayrışmış olan materyal üstünde yatar. Bu materyal koyu kırmızı renkte olup ağ biçiminde kırmızı ve açık boz, sarımsı ya da beyaz lekelerle bezenmiştir. Lateritleşme 30 metreden fazla bir derinliğe kadar ulaşabilir.
16. 23 Gleyleşme
Toprak teşekkülünün bir başka olayıdır. Toprağın alt tabakalarında, ana materyalin üstünde «gley» horizonunun meydana gelmesin.den ibarettir. Gley horizonu havalanmanın engele uğraınasiyle
toprakta oksijenin yokluğu halinde teşekkül eder. Demir bileşiklerinin indirgenmeleri, mavimsi boz, yeşilimsi ya da boz renklerin doğmasına sebep olur. Gley horizonundaki materyal az çok yapışkan, sıkı ve çoğunlukla strüktürsüzdür. Taban suyu düzeyinin yükselip alçaldığı yerlerde, yılın bir kısmında oksitlenme şartları hakim olabilir; bu şartlaı sarı, esmer ya da kırmızı lekelerin doğmasını sonuçlandırır. Bu lekeler, havanın derine sızabildiği eski kök kanatlan ya da toprak çatlakları civarında gelişirler. Taban suyu düzeyinde ferro bileşikleri oksitlenerek ferri oksitleri halinde çökelir ve sert tabakalar hasıl eder. Gleyleşme, ·int razonal toprakların meydana gelmesine sebep olur.
16. 24 Kalsifikasyon
Bu terim, yüzey toprakta.ki kolloidlerin kalsiyumla yüksek oran· da doymasına sevk eden olaylar için kullanılmaktadır. Kalsifikasyon ılıman bölgelerde 600 mm'den ve tropikal bölgelerde 1100 mm'den az yağış şartlarında hakim bir toprak teşekkülü olayıdır. Kalsifikas· yon olayı, düşük yağış ile vejetasyonun müşterek etkilerine atfedilmektedir. Yüzey topraktan bazı çözünür maddeler suda çözelti haline geçer; fakat burada işe karışan suyun miktarı bunları topraktan.
228
yıkayıp götürecek kadar yeterli değildir. Böylece toprakta sızıntı sularının eriştiği derinlikte kalsiyum, mağnezyum karbonatlar birikir. Yüksek bir baz seviyesi, çayır vejetasyonunun yardırniyle idame edilir. Çayır vejetasyonu toprağın derin tabakalarından önemli miktarlarda kalsiyumu alarak üst tabakalara çıkarmakla bu fonksiyonu ifa eder ve toprak reaksiyonu nötre yakın olur. Kolloidler pıhtılaşmış bulunduğundan A' dan B'ye taşının alan çok zayıftır.
Kalsifikasyon aşağıdaki zonal tiplerde haklın bir olaydır: (1) çernozem; (2) kestane renkli; (3) kırmızımsı kestane renkli; ( 4) esmer step topraklarında; (5) kırmızımsı esmer; (6) çöl tiplerinde.
16. 25 Salinizasyon (tuzhl§ma)
!ntrazonal mahiyetteki solonçak, solonetz ve soloth topraldan salinizasyon etkisi altında yan sulak ve kurak bölgelerde teşekkül ederler. Bu türlü topraklar büyük miktarlarda çözünür tuzların, mesela Na, Ca, Mg ve K tuzlarının birikmesiyle doğarlar. Tuzlar klorür, sülfat, karbonat ve bikarbonat olabilirler. Salinizasyon şartlan, en çok yan kurak ve kurak bölgelerde drenajın yetersiz olduğu hal-lerde raslanırlar. ·
229
17. TOPR ~ KLAR T TNIFLANDIRILMASI St~TEMİ
Tabii objelerin sınıflandırılması, seçilmi§ olan bir bölme prensibine göre kategoriier halinde yapılan bir düzenleme ifade eder. Toprıığa uygulandığında sınıflandırma, toprağın daha baştan seçilmiş bir özelliğine göre yapılabilir. Mesela yalnız derinliği, yahut yalnız tekstürü seçerek topraklar gruplandırılabilir (suni sistem). Böyle bir sistemde çoğu def.a seçilmiş bulunan özellikten başka, diğer bütün özelliklerinde farklı olan topraklar aynı sınıfa konulabilir. Şllı hale nazaran suni sistemler. sadece seçilmiş (;zelliklerle ilişkili olan cisimler için tatminkardır. Tabii bir sistem ise bütün özelliklere göre düzenlenmiştir. Yani burada topraklar bir tabiat objesi <;>lmak sıfatiyle, onları akrabalıklarına göre, mesela .bitkilerde yapıldığı gibi, tasnif etmek bahis konusudur. Ne var ki bitkilerin tasnifi olgun bir sistemdir, oysa toprakların tasnifi hala ilkel bir safhadadır (J. W. Muir, 1962).
Toprakların tabii akrabalıklarını gösteren bir tasnif sistemi profil yapısına ve bu yapıyı doğuran pedojenik olaylarla litojenik karakteristiklere dayanmak zorunluğundadır. Jenetik temeli bulunmayan bir toprak sınıflandırma sistemi yol göstermek kabiliyetinden yoksundur. Toprak teşekkülü hakkındaki bilgimiz henüz tam olmamakla beraber, toprak jenetiğine daya..11dırılmış bir toprak sınıflandırma sistemi kurulmasına yetecek kadardır.
Smıflandırma sisteminin gayQsi, topraklar hakkında mantiki bir bağıntıya sahip bir toplu bakış vermek ve aynı zamanda münferit toprak soylan arasındaki bağlayıcı ilişkileri, yani akrabalığı göstermektir; böyle bir toplu bakış sadece sistematik bir düzenle elde edilebilir.
Sistematik düzen kurulurken göz önünde tutulacak nokta, kategorilere ayırma prensibinin ne olacağıdır. Önce, kaç kategori lazımdır ve sonra her bir kategorinin ayrılmasında hangi toprak karakteristiğinin ve hassanın göz önünde tutulması gereklidir, sorunları çözümlenmelidir. Toprak sınıflandırma sistemi için son yirmi yıl
içinde yapılan tekliflerde kaide olarak 5-7 kategori öngörülmüştilr. Kategorinin ayrılmasında bizzat toprağa özgü hassal.ar bahis konusu olmalıdır. Bundan başka kategorilere ayırmakta Avrupalı müelliflerin kastettikleri anlamdaki toprak tiplerinin bir çıkış. noktası teşkil
230
etmeleri lüzumu da geniş surette kabul edilmektedir. Tipler hem daha. yüksek hem de daha alçak kategorilerin teşkilinde yani daha yüksek birimler halinde gruplamakta ve daha alçak birimlere bölmekte bir başlangıç olurlar (W. Laatsch ve Schlichting, 1959).
Tiple~n ayrılmasında toprağın gelişim safhası ile dinamiği, baş ölçüleri temsil ederler; çünkü toprak tipi, ön safta olarak bunların mahsulüdür. Buna uyaraktan .benzer gelişim safhalı, yani profilleri aynı yönde ve şiddette gelişmiş bulunan ve bundan başka benzerdinamiğe sahip olan topraklar bir tip içinde toplanır ve gelişim safhahırı ile dinamikleri karakteristik surette farklı olan topraklardan ayn tutulurlar.
Toprakları sistematize edilecek bölge ne kadar küçük olursa tipten daha üstte bulunan yüksek kategoriler o kadar az önemlidir. Bu sebepten dolayı Mückenhausen, mesela Almanya için tipin üstünde
, bulunan iki kategoriyi yeterli görmektedir. En üst kategori şimdilik W. Kubiena'ya (1953) istinaden «bölüm» ve ikinci üst kategori «sınıf» diye adlandJrılacaktır. Tipin altında ise, pedojenetiğin icabettirdiği üç tane kategori ve filhakika alt tip, varyete ve alt varyete bulunme.lıdır.
Bir çok memlekette kendi bölge şartlarına dayanarak toprak sistematiği tasarıları ortaya atılmıştır. Fakat herkes tarafından kabul edilmiş bir tabii toprak siste~i henüz yapılamamıştır. Çalışmalar devam etmektedir. Teklif edilen tabii sistemler, toprak hakkındaki bilgilerimiz zenginleştikçe değişikliklere uğrayacaktır. Son yıllarda Amerikalılar ve Ruslar geniş ülkeleri içinde çok değişik iklime, vejetasyona ve binnetice pek muhtelif toprak tiplerine sahip bulunduk farından bütün dünyaya uyacak bir toprak tasnifini yapabilecek namzet ülkeler olarak görülmektedirler. Amerikalıların tabii toprak sistemi taslağı olan «yedinci aproksimasyon» kitabın sonunda özel bir bahis olarak eklenmiştir.
Bu kitapta verilecek olan sistematik tasnif Kubiena ve Mückenhausen'in tekliflerine dayanarak meydana getirilmiş bir sistem olup toprak hakkındaki bilgilerimiz zenginleştikçe değişikliklere uğrama~'a mahkumdur.
W. Kubiena'nın esaslarına uymakla beraber toprakların jenetik akrabalığını daha iyi belirtmek üzere Orta A vrupanm en önemli toprak tiplerini ve özellikle toprak tipleri gruplarını gösteren bir şema hazırlanmıştır ki, şekil 65 bu şemanın yalnız bir kısmını göstermektedir. Şemanın tertibindeki kriteryumlar, (1) toprak içinde suyun sızma yönü (perkolasyon yönü), (2) profilin horizonlar halinde gelişmesi derecesi ile (3) ana materyalin özelliklerinden ibarettir <W. Laatsch, 1957).
231
Perkolasyon yönil, her birisi bir çok tiplerden oluşan üç bölümün ayırt edilmelerini gerektiren bir ölçüdür. Bölümler A-karasal topraklar, B=yarı sualtı topraklan ve C-sualtı topraklarıdır.
Bizi doğrudan doğruya ilgilendiren A ve B bölümleridir ki bunlardan A bölümü tekrar aynı horizon sıralı ya da benzer horizon sıralı (A)/C; A/C; A/(B)/C ve Ao/Al/A2/B/C profil yapılı sınıflara ayrılır. Sınıflar ise tiplere bölünür. Tipler, horizonları karakteristik bir sıra gösteren ve her bir horizonu özel hassalara sahip bulunan topraklan bir arada toplarlar. Tipler litosferin karakteristik değişim şekilleridir; özel toprak teşekkülü olayları ile ve özel ana materyalle şekillerini. kazanmışlardır. Alt tipler, tiplerin kalitatif surette değişik üyeleri olarak kavranırlar; bir tipten başkasına geçiş teşkil eden ara tipler de bu kategoriye girer. Varyeteler, bir alt tipin kalitatif surette değişik üyeleridir ve alt varyeteler ise varyetelerin bütlin kalitatif ve kantitatif pedojenik hususiyetlerini kale alırlar. Alt varyetelerin ayrılmasında daha başka ölçülerle birlikte su faktöründeki farklar daha yakından göz önünde tutulur.
Münckenhausen'nin verdiği bir: misal ile bahis konusu topraksınıflandırma sistemi anlatılsın ;
Toprak tipi : Podsol.
Alt tip : Gley podsolu.
Varyete Kuvvetle belirmış gley podsulu, zayıf olarak gleyleşmiş.
Alt varyete : Kuvvetle belirmiş gley podsolu, zayıf olarak gleyleşmiş, 18 cm kalınlıkta mor humus örtüsü, Rissbuz devrine ait çakıllı, fluvioglasiyal kum.
17. 1 Karasal tovraklar (Terestrik toprak! )
Taban suyu etkisinin dışında kalan toprak teşekkülleri bu kategoriye girer ki bunlarda suyun hareketi daha ziyade yukarıdan aş ğıya doğru ceryan eder. Bahis konusu kategoriye giren tiplere hidromorf topraklara karşıhk olarak otomorf topraklar da denilir. Yağış suyunun durgunlaştığı topraklar (pseudogley, stagnogley) da bu kategoriye girer. Sonuncularda toprak suyu hareketi daha ziyade yatar yönde olur.
17. 11 A hQrizonları gelişmemiş ham to!)raklar uuiı
( A) / C profilli to aklar
Az bir kimyasal ayrışma ve az bir biyolojik faaliyet, bu topmkkı.rın başlıca karakteristikleridir. Belirgin humus horizonları bulun-
233
madığı gibi belirgin bir profil te§ekkülü de yoktur. Ham toprak, nemli ve ılıman bölgelerde adi surette toprak teşekkülünün klSa süreli bir safhasını teşkil eder. Kuvvetli toprak erozyonunun hakinı olduğu sarp yamaçlarda ve alpin rejyonun üstündeki yüksek dağlıklarda olduğu gibi ya da çok kurak Llrlimlerde bu sınıfa ait topraklar uzun süreli olabilir.
Syro~m (ta.51ı ham t-Opra.klar) tipi
Taşlı ham topraklarda toprak teşekkülünün başlangıç safhası bahis konusudur. Bir yandan katı kayalardan meydana gelenler (litosol), öte yandan gevşek kayalardan (mesela lös, kum) hasıl olanlar ( regosol) ayrı tutulurlar. Bundan başka silikat syrosemi ile kalker syrosemi de ayırt edilir.
Nemli, ılıman iklimde orman altında silikat kayalarında söyle bir g81ݧme mümkündür :
Silikat syrosemi ----.. syrosem rankeri ~ esmer toprak rankeri -- olgunlaçmamış esmeP toprak.
Löss ve marnlı kum syrosemleri ise düzlüklerde perarendzina iizcrinden çernozeme ya da esmer toprağa dönüşürler. Kalker kayalarından teşekkül etmiş bulunan kalker syrosemleri, syrosem rendzinası (protorendzinıa) üzerinden mul rendzina.sma ulaşan bir gelişme gösterirler.
Özellikleri
Katı kaya ardan teşek . ·u eden syrosemler, alınabilir besin maddelerine az bfr miktarda sahiptirler; buna karşılık gevşek seclimentler üstünde husule gelmiş syrosemlerin kimyasal <;>zellikleri sedimentlerin kimyasal bileşim ·ne kuvvetle bağlı olur. Katı kayalar üstünde teşekkül etmiş bulunan ham topraklar, ince toprağın ve humusun az miktarda olmasından dolayı düşük verimli olurlar. İstekleri az olan ormana terk edilmelidirler.
Gevşek sedimentler üstündeki topraklar ana materyalin karakterine göre verimli olabildiklerinden daha yüksek istekli ağaç. türlerinin yetişmesine müsait olabilirler.
17. 12 A horizonları gelişmiş topraklar sınıfı
A/C profilli topraklar
Bu sınıfta toplanan ranker (Litosol veya Regosol), rendzina ve pararendzina topraklan C horizonunun üstünde iyi gelişmiş bir P._ horizonuna maliktirler. Bu sınıftaki toprak tipleri, ana materyalin
234
17. 13 Esmer orman t.oprakları sırufı
A/Bv /C profilli topraklar
Bunlara yerinde olmamakla beraber kahve rengi topraklar da denilmektedir. Bu sınıfa esmer orman toprağından başka Fra.runzla.nn Sol lessive (yıkannnş toprak) tipi dahildir. Esmer renkte oluşları, ihtiva ettikleri kil mineralleri arasında illitin galip miktarda bulunuşu ve üst toprağın o kaıdar kalın olmayışı başlıca karakteristiklerdir. Esmer orman toprağı A/Bv /C profil tipine sahip bulun. duğu halde kil maddesinin B horizonuna taşındığı sol lessive'lerde Al/ A3/Bt/C profil yapısı vardır. Bt, kil maddesinin birikmesinden hasıl olmuş B horizonunu ifade eder.
Esmeı· o-rman toprağı. A/Bv/ C profilli
Jenetik bakımdan ranker ile pararendzinalardan türevleniıler. Kaynağını pararendzinadan alanlar hızla sol lessive (Parabraunerde) ye dönerler.
Bu toprak tipini ilk önce tarif etmiş ve bunun müstakil karakterine dikkati çekmiş olan Ramann'dır. Demir hidroksitlerden ileri gelen ve okr renginden kırmızı esmere kadar değişen rengi dolayısiyle' «es-mer toprak» (Braunerde) adını taktı. Oysa ondan önce Ruslar tamamiyl~ başka şartlar altında teşekkül etmiş fakat gene esmer olan bir tip toprağa aynı adı vermiş olduklarından Ramann'ın esmer toprağına, farklı olsun diye, «esmer orman toprağı» denildi. Esmer orman topraklarında organik asitlerin etkisi ile kil mineralleri ayrışmadığı gibi demir ve alüminyum hidroksit solleri de toprak içinde taşınmaz.
Esmer orman toprakları, esas itibariyle orta derecede nemli iklim şartları altında böylece 500-800 mm yağış ve 8-19 ° C yıllık ortalama sıcaklıklarda (Fiedler ve Reissig, 1964) doğmuş ve yapraklı ağaç. ormanlarının sıhbatı yerinde bir toprak tipidir. Çok değişik ana.taşlar üstünde gelişirler.
Profilin yapısı imkan nisbetinde yeknesaktır. Her tarafı eşit bir tarzda köklenmiştir; borizonlar arasında keskin sınırlar yoktur. Söylenen hususlar esmer orman topraklarının en önemli profil özellikleridir (W. Laatsch 1938) (Şekil 6~).
Biyolojik faaliyetin yüksek oluşu, bundan başka toprak içi su hareketinin mutedil surette cereyan edişi, horizonların tedrici olarak ve geniş sınırlar içinde birbirine intikalini sonuçlandırır. Böylece boz esmer renkte ve 5-20 cm kalınlıkta olabilen A borizonunun altında keskin olmıyaraktan 10-15 cm kalınlığında bir geçit horizon gelir ki
238
bu da tekrar Bv horizonuna intikal eder. Bv horizonu 20-150 cm kalınlığında olabilir. C horizonuna geçiş aynı suretle keskin değildir. Kalkerli ana materyal bulunduğunda Bv ile C arasında kalsiyum karbonatın birikmiş olduğu bir' horizon bazı hallerde bulunab:lir.
Şekil 68 : Esmer orman toprağı tip!. Bolu, Aladağ ormanlan. Andezit üstünde gelişmiş orta derinlikte bir pıofil {Foto: A. Irmak).
Esmer orman topraklarında Bv horizonu bir şiddetli ayrışma gösteren ve bu sebepten dolayı esmerleşmiş olan horizonu ifade eder. Esmer orman topraklarının A horizonu rengini humus ve Fe (OH) 3' -
239
den alır. Şu halde en koyu renkler üst toprakta bulunur. Renk aşağı· ya doğru siyahtan esmere döner. Humuslu üst toprağın yani A horizonunun alt topraktaki humussuz Bv horizonuna dönüşü tedrici bir surette olur.
Özellllderi
Esmer orman toprağı tipinin karakterini, değişik tabiatta olabilen ana materyal büyük ölçüde tayin eder. Toprakların derinlikleri, tekstürleri ve renkleri anataşa tabi olmak hasebiyle çok farklıdır (A. Irmak. 1952).
Ah horizonla.rı, özellikle balçık tekstüriindeki topraklarda, gözenek hacmi yüksek oranda olan kırmtı strüktürüne sahip bulw1duklarından gevşek olur. Da.ha ince tekstürlü olan balçıklı-killi Bv horizonları blok ya da prizma.tik strüktürü haizdir ki, ısla.nına ve ku· ruma devrelerinde olan hacim değişikliklerine atfedilir. Bu strüktür e1emanlarmda bol miktarda gözenekler vardır.
Toprağın reaksiyonu A ve Bv horizonlarmda. orta ve kuvvetli asittir. Kalsiyum karbonat adi hallerde yıkammş ,bulunmakla beraber baz doygunluk derecesi hala yüksek ( % 50-80) olabilir. Bu türlü şartlar altında daha ziyade az stabil olan mineraller mesela ojit, hornblende, kireçce zengin plajiyoklaslar ile biotit gibiler ayrışırlar. Sonuç kil minerallerinin teşekkülü ve rengin esmere dönmesidir. Ayrışma esnasında husule gelen demir hidroksitler teşekkül ettikleri yerde kalırlar. Toprak tanelerinin yeknesak surette bu demir hidrok· sit1erle kabukJamnası sonunda esmer renk meydana gelmektedir. Kolloid maddeler çoğunlukla pıhtılaşmış halde bulunurlar. Esmer orman topraklarının besin maddesi muhtevaları anataşa büyük ölçüde bağlıdır (13. 1'e bak). llerlemiş bulunan· ayrışma dolayısiyle toprakların potasyum sağlama kapasitesi çoğu defa iyidir. Fosfor sağlama kapasitesi ekseriyetle .sadece ortadır. Orman altında yaprak dö~~ümil etkisiyle besin maddeleri Ah horizonunda v horizonundakinden daha çok birikmiş bulunur.
Esmer orınan toprağının tabii yapraklı ağaç vejetasyonu altındaki humus tipi muldür; oy a koniferler altındaki topraklarda ekseriyet.. le çürüntülü muldür. Organik madde miktan Ah horizonunda % 3-8 kadardır. Humus maddesinin C/N oram mul tipinde 11-15 ara.sındar dır. Biyolojik faaliyet genellikle yüksek o~up solucanların etkisi ga· tiptir. Fakat hakim bulunan fizik ve şimik şartlara göre faaliyet çok değişiktir.
Besin maddelerinin sağlanması iki sebepten dolayı kuvvetlidir; önce anataş kimyasal ayrışma. ile bol besin maddeleri verir; sonra da besin maddelerinin biyolojik dolaşımı, özellikle yapraklı ağaç meşcerelerinde, hızlı olur.
240
Özellikleri
Kil maddesinin aşağılara taşınmasından dolayı A horizonu ekseriyetiyle kumlu, tozlu bir tekstür kazanmıştır. Bt horizonunda kilin birikmesinden ileri gelen bir tıkanma vardır (Şekil 41'e bak).
Baz doygunluk derecesi üst horizonlarda % 20-25 arasında olduğu halde alt hoıizonlarda % 50'den daha yüksektir.
Al horizonu, yüksek veya orta humus muhtevasında, ancak az bir kalınlığa sahiptir. A3 ve Bt horizonlan humus bakımından fakir olur.
Ilıman, nemli iklimlerde yaprn klı ağaç ormanlarında rastlanan bir toprak tipidfr.
ı 7. 14 Pod oller sınıfı
Podsol toprak tipi Ao/Al/A2/B/C profilli
Bu tipin morfolojik yapısı pod.solleşme olayının sonucudur ki bundan önce anlatılmıştı (16. 21'e bak).
Podsollerin teşekkülü, özellikle çok yağışlı ve yıllık sıcaklık ortalamaları nisbeten düşük olan iklim şartları altında, bundan başka bazlarca fakir ve geçirgen ana materyalin bulunması halinde özellikle ilerletilir. Ana materyalin mesela kum ve çakıl topraklarında olduğu gibi çok geçirgen oluşu podsolleşme olayını hızlandırır. Podsollerin teşekkülünde serin bir iklim, organik maddelerin ayıışmasını engellemekle, önemli bir- faktör olur. Toprak yüzüne eklenen organik maddelerin türü ve kimyasal bileşimleri de mühim bir rol oynar (sahife 102'ye bak).
Podsol topıak tipinde B horizonunun görünüşü çökelmiş bulunan maddelerin tabiatına göre farklı olur. Daha çok serbest demir ve alüminyum oksitler çökelmiş ise, B horizonu esmer, esmerimsi kırmızı bir renk alır. Böyle bir B horizonu Bs (s=sesquioxyd) veya Bir (ir=iron=demir) şeklinde gösterilir. Buna karşılık B horizonunda çok miktarda organi.K madde çökelmiş, fakat demir oksitler daha aşağılara taşınmış ise, siyahımsı bir Bh (h=humus) horizonu teşekkül eder ki bazı hallerde oldukça bir miktarda alüminyum oksidi de ihtiva edebilir. Bhs horizonunun teşekkülünde ise hem organik maddeler çökelir, hem dei demir ve alüminyum oksitler birikir. B horizonunun bu değişik tabiattaki teşekkülü ~onucunda demir podsolü, humus podsolü ve humus-demir podsolü gibi alt tipler ayırt edilir. Söylenmiş bulunanlardan başka, podsolden diğer toprak tiplerine olan geçit tipler vardır, mesela esmer orman toprağı podsolü, lessive podsolü, pseudogley podsolü ve gley podsolü gibi.
242
Özellikleri
Kimyasal bakımdan şiddetli asit karakter göze çarpar. Yüzey humusta nKCl'de ölçülen reaksiyon pH 2.8-3.2 olabilir. Bütün podsollerin Al ve A2 horizonlarında makro ve mikro elementler yete -siz miktarlar.da bulunurlar. Bahis konusu elementler yıkanmakla taşınıp gitmişler ve böylece toprak verimsiz olmuştur.
Podsollerin C/N oranı 25'in üstündedir. Yüzey humusta bulunan azot, humusun ayrıştırılması ile mineralize oldukça mikroorganizmaların hücrelerini yapmakta sarfedilir. Mütekamil bitkiler faydalanamaz. Mikroplarla mütekamil bitkiler arasındaki rekabet pek büyüktür. Yüzey humusta yaşayan bitkiler mikorriza yapmak suretiyle bu rekabete karşı koyarlar.
A hor-izonlarının baz doygunluk derecesi adi surette i'c 15'in altında bulunduğu ve pH sayısı B horizonununkinıden daha küçük olduğu halde kabili mübadele katyonların mutlak miktarı daima A horizonunda en yüksektir. Zira hem yüzey humusun büyük adsorp iyon kapasitesi hem de organik maddelerin ayrışması ile devamlı sur ette bazların iyon haline geçmesi A horizonununda kabili mübadele katyonların nisbeten bol miktarda bulunması olayını açıklar. Bununla beraber adı geçen bazlar kısmen bitkiler tarafından alınamaz, çünkü doygunluk oranı düştükçe bazların mübadele kompleksine bağlan-ması şiddeti artar. ·
Podsoller, fakir veya orta verimli konifer meşcerelerine elverişli olabilirler.
•snı r orman toprağı pod ·olu Ao/Al/A2/Bv/C profilli
Esmer orman toprakları, bazlarca fakir anataşlar üstünde iklim nemli ve serin olduğu oranda podsolleşmeye başlarlar. Toprakta ileri giden bir yıkanma sonunda meydana gelmiş kuvvetli asit reaksiyon, toprağın gelişmesini gittikçe pod.solleşmeye doğru yöneltir ki esmer orman toprağının A horizonunda toprak taneciklerini sarını bulunan demir oksit kabukları çözünür ve tanecikler solgun bir renk alır. Böylece bir A2 horizonu teşekkül eder. A2 horizonunun kalınlığına göre: Az podsollenmiş ( A2 horizonu 3-6 cm) ; orta derecede podsollenmiş ( 6-12 cm) ve kuvvetle podsollenmiş ( > 12 cm) olarak (Mückenhausen, 1962) Uç türlü esmer orman toprağı podsolu ayırt edilir. Esmer orman toprağı podsolunun mesela Karadeniz'deki Çangal ormanlarında bazı şartlar altında teşekkül ettiği bilinmektedir. (M. Sevim 1957).
243
17. 15 Durgım su topraklan sınıfı
Bu sınıfa pseudogley ve stagnogley tipleri dahildir. Bu iki tip, su dinamiği bakımından ve şu halde profil yapılan itibariyle ayırt edilirler ki toprak içinde suyun hareketi daha ziyade yatay yönde olur.
Pseudogley A/ gl/ g2 profilli
Gley tipi, yüzeye yakın ve az nispette yükselip alçalan bir taban suyu ile karakterlenmiş olduğu halde, suyu güçlükle geçiren tabakaLarm toprakta bulunması sonucunda yağış suyunun durgunlaştığı (tünemiş taban suyu) topraklara pseudogley adı verilir. Suyun durgunlaşması, az geçirgen ana materyalin (mesela bazı tersiyer killer, lös ya da toz kısımla.rınca zengin sedimentler) mevcudiyeti ile meydana gelebilir. Ya da mesela kil bakımından zengin Bt gibi bir toprak horizonunun tıkanması durgunlaşmaya sebep olabilir. Pseudogley tipinde ıslanma ile kuruma hallerinin değişerekten oluşu da gley tipine karşı bir başka fark teşkil eder. Oysa gley tipinde alt profil kısmı tamamen taban suyu etkisi altında bulunur.
Suyun durgunlaşmasını gerektiren şartların tahakkuk etmesi halinde nemli ılıman iklimin yapraklı ağaç bölgelerinde pseudogley teşekkül eder. Yan nemli iklimde bu tip görülmez.
Pseudogley tipine sadece durgun suyun mucip olduğu karakteristiklerin, öteki esmerleşme, podsolleşme ve yıkanma gibi olaylara galip geldiği topraklar dahildir. Tipik pseudogleylerden daha çok geçit teşekküllere rastlanır ki durgun su işaretleri yanında ilksel topral~ tipi de tanınabilir. Esmer orman toprağı pseudogleyi, lessive pseudogleyi ve podsol pseudogleyi böyle geçit teşekküllerdir. Bu topraklarda durgun su Ah horizonunun alt sınırına kadar çıkamaz.
Pseudogleylerde ·Ah horizonunun altında açık bozdan okr boza kadar değişen renklerle ve demirli manganezli konkresyonların teşekkülü ile kendisini belli eden suyun durgunlaşma zonu bulunur. Daha aşağılarda ise kökler ve çatlaklar boyunca gelişmiş bulunan açık boz renkli solgun damarların sınırları, normal toprak maddesinden daha koyu olan pas kırmızısı renkte harelerle sarılmıştır. Pseudogleylerde köklerin hemen etrafını sarmış bulunan toprağın ağardığı görülür. Ağarmanın sebebi, yaşamakta olan ya da ölmüş köklerden meydana gelen organik asitler ve W. I..aa.tsch'ın (1937) meşelerde göstermiş olduğu üzere tanen asitleri gibi chelation (16. 21'e bak) ve indirgem~ yapan maddelerdir. Çözünmüş bulunan demir ve manganez bileşiklerinin bir kısmı yana doğru hareket ettiklerinde köklerin indirgeme etkisinden uzak kalınca tekrar oksitlenerek koyu pas renkli bileşikler halinde çökerler. Böylece pseudogleylerde köklerin
244
soluk mavimai toprak kılıfı 11' sarıldığı ve onun da etraf pas renginde bir aon bul11Dduğlı gözlenir (Şekll 70).
ı 70 : tata.nbul, Belgrad ormanında re•nan paeudogle7 . C horblonunda köklerin •trafındaJd toprak ~u.uw, almıfbr. Bu açık renkli yerlerin etrafı da tekrar,
ma.teryallııden daha koyu kırmızun8ı 881Der renkJ1 bir (Foto : A. lnn&k).
ko
ne ve durgun su devresi ile yazın gelen kuraklık devresi arasındaki nem farklarının şiddetine tabi olduğundan konkresyonlar, böyle ekstrem şartların nadir olduğu yüksek rakımlarda hemen hemen bulunmazlar; buna karşılık orta ve aşağı rakımlarda sık sık görülürler.
Şu hususun da belirtilmegi icap eder ki bazı pseudogley profil yapısına sahip topraklarda gözlenen lekeli horizonlar ve konkresyonlar geçmişte hakim olmuş ve bugünkülerden çok farklı bulunan şartlar altında teşekkül etmiş olabilirler.
Pseudogleyler, ılıman nemli iklimde mevsimlere göre sulak ve kurak olarak toprak nemi şartlarının değiştiği ve sızıntı suyunun serbestçe drene olamadığı, bundan başka yağışların muvakkaten durgun su halinde biriktiği toprak türlerinde ve topoğrafik durumlarda hasıl olurlar. Mesela Trakya'da primer pseudogleyler suyun durgunlaştığı, kil bakımından zengin materyal üstünd~ teşekkül etmiş yahut böyle materyaldan oluşmuş bir alt tabakaya sahip orman topraklarında raslanmışlardır ( A. Irmak ve D. Kantarcı, 1971). Kil, balçık, killi kum aşlan ve silikatlı kayalardan oluşmu~ eski ayrışma örtülerinde bulunurlar. Dağlık ve tepelik arazide yamaçtan gelen su sızıntılarının bulunduğu yerlerde pseudogley küçük sahalar içinde görünür ki böyle durumlarda genel surette besin maddelerince zengin bir toprak suyu bahis konusu olduğundan toprakların doygunluk derecesi orta :va da yüksektir. Böylece değerli yapraklı ağaçlar için verimli bir yetişme muhiti olabilirler.
Pseudogley tabii olarak bir orman toprağıdır. Meşe-gürgen ile meşe-kayın karısık ormanlarında özellikle gevşek sanlımeşe meşcerelerinde teşekkül eder. Toprak florası az sayıdaki türlerden oluşur. Bunlar arasında Molinia coerulea hakim durumdadır. Bütün bu topraklar ic;in, meşe, gürgen. melez, kayın, sarıçam, ıhlamur, titrekkavak gibi ağaç ttiJleri uygundur.
Stagnogley tipi
Durgun rnyun bütün vıl boyunca toprakta bulunduğu yerlerde bu tip görülür. Tipin teşekkülü için yağışlı, serince bir iklim, düz veya çukur bir to!loğrafik durum ve alt toprağın sıkı istiflenmesi halleri uygun bir ortam yaratırlar. Bu şartlara sahip orman altında mor tipi humus gelişir.
17. 16 Lato ol sınıfı
Bu sınıf silikatlı kayaların ayrışmasından meydana gelmiş, plastik olmayan kırmızı ve san topraklan kapsar.
Tropiklerde teşekkül eden Si02/ (Al2Ü3-r Fe2Ü3) oranları düşük
246
ve baz mübadele kapasiteleri küçük olan topraklardır. Lateritlerin ilk basamağı diye sayılabilirler.
J 7. 17 PJastosol sınıfı
Tropik ve subtropik bölgelerdeki çeşitli renklerde olan plastik topraklara denilir. Silikatlı kayaların sıcak ve nemli iklim şartları altında ayrışmasından hasıl olmuşlardır. Memleketimizde tersiyer ya da daha eski devirlerde teşekküI etmiş olup bir çok yerlerde ve bu arada mesela İstanbul civarmda görünürler (!. H. Tunçkale, 1965).
Boz plastosol (boz balçık), kırmızı plastosol (kırmızı balçık) ve esmer plastosol (esmer balçık) tiplerini kapsar. Renklerinin parlaklığı! illitin yanında kaolinitin büyük oranda mevcut oluşu, büyük bir plastiklik, iyi belirmiş blok ve yaprağımsı strüktürün hakim bulunuşu başlıca karakteristiklerdir.
17. 18 Kireçli topraklar (Ter ae calcic) mı
Karbonat taşlarının sıcak, nemli iklim şartları altında ayrışması ile meydana gelmiş fosil topraklar olup plastosollere ve latosollere benzerler; renkleri sarı, okr ya da esmer olur. Toprak materyalinin rengine göre Terra fusca (sarı) ve Terra rossa (kırmızı) tipleri ayırt cdiliı.
'terra fusca tip"
Bahis konusu toprak tipinin toprak teşekkülü için lüzumlu olan sıcak ve nemli iklim, pleistosen'in buzullar arası sıcak ve nemli sürelerinde ve daha ziyade tersiyer devrinde hakim bulunuyordu.
Terra fuscaja humusca fıa.kir olan A horizonu çok sığdır <2-5 cm). Sıkı istifömmiş olan bu horizon boz-okr rengindedir. Altında humustan yoksun, sıkı bir balçık bulunur; daha altta kalker yatar. Toprağın okr sarısı, esmerden kırmızımsı esmere kadar gelişen bir rengi vardır.
Terra fusca yüksek nisbette plastik olan, ıslanmakla kolayca sıkı istiflenerek tıkanan bir topraktır. Kuruduğunda büziilerek keskin kenarlı bloklar halinde ayrılır. Toprağın su ekonomisi dengesizdir; yağışlar, toprağa güçlükle nüfuz ederler. Çukurluklarda bile üst toprak tabakaları şiştiğinden su yüzeyde birikir, fakat toprağın içinde az yağış suyu bulunur.
Toprak normal surette kirecini kaybetmiş olup K ve P bakımından fakirdir. Rendzinaların aksine, terra fuscalarda biyolojik faaliyet ve humus teşekkülünün şiddeti düşüktür. Yapraklı ağaç orman-
247
lannda ince olan F tabakasında bilhassa artropodlar bilyük sayıda gelişirler. Bunlardan başka H tabakasında solucanlar bulunur.
Terra fusca tipi daha ziyade kalker, dolomit ve marn üstünde bulunur. Orta A vrupada, Balkanlarda ve Akdeniz memleketlerinde tipik teşekküllere rastlanır.
Terra fusca tipi daha çok ormancılığa elverişlidir. Yağışların uygun olması halinde kayın ormanları başta gelir. Kayından başka,
meşe ve gürgen bu topraklara uygun ağaç türleridir. Yüksek dağlık bölgelerdeki terra fuscada tabii surette kayın, göknar ve ladin ormanları yan yana bulunabilir. Erozyona şiddetle maruz kalabilen bir toprak tipi olduğundan, ormansızlaştınldığında yamaçlarda büyük toprak kayıpları meydana gelir.
Ter.ra rossr. (kızıl toprak) tipi
Toprak, sıcak ve nemli iklim şartlarında kil bakımından fakir olan kalkerler üstünde meydana gelir.
A horizonu ancak zayıf olarak gelişmiştir; <B) honzonu parlak kırmızı renkte olup ekseriyetle katı kaya üstünde yatar.
Balçık tekstüründeki terra rossa, tipile terra fuscanın hassalarına sahiptir. Kırmızı renkli, mekanik bileşiminde toz bölümü zengin, sıkı istiflenmiş, ıslak halde iken yüksek derecede plastik olan ve silis bakımından zengin bulunan toprak materyali bahis konusudur. Kolayca erozyona maruz kalır. Tekstürleri bakımından kumlu killi balçık ve balçıklı kil karakterinde olurlar. Toprak sık1 istiflenmiş, az gözenekli olup çatlaklarla bezenmiştir. Kil maddesinde başlıca muskovit·illit, metahalloisit-kaolinit, kaolinit ve F. Gülçur'un a aştırmaIarına göre (1964) en çok montmorillonit bulunur.
Terra rossa Akdeniz memleketlerinde ve güney A vrupanın karstlanmış bölgelerinde yaygındır. Memleketimizde 1600 m'Iik rakımların üstünde (Karabük, Keltepe 1900 m'de) bile terra rossaya rastlanmaktadır.
17. 2 Yan_ u altı topraklan
{Hidromorfik topraklar)
Bu toprakların teşekkülünde taban suyu düzeyinin, 1.5 m'den daha az bir derinlikte bulunuşu, az veya çok nispette yükselip alçalması ve kısmen de su taşması altında kalma gibi hususlar esas faktörlerdir. Bölüm, gley toprakları, Auenböden-nehir kenarı toprakları ve marşlar olmak üzere üç sınıfa ayrılır. Bu sınıflar arasında
248
bulunan nehir kenarı topraklan en önemlileri olup, nehirler boyunca devam eden düzlüklerde en çok rastlanırlar. Nehir kenarı toprakları, taban suyu düzeyinin şiddetli varyasyonlara uğradığı bir tiptir. Nehirin yakınlığı hasebiyle taban suyu düzeyi, hem yıl içinde hem de uzun zaman fasılalannda gleylerde olduğundan daha fazla varyasyonlara uğrar. Taban suyu devamlı surette yüksek bir dü7~yde kalırsa bu topraklar gleylere dönerler; buna karşılık taban suyu düşecek olursa esmer topraklar, rendzina ya da çernozem gelişir. Genel surette nehir kenarı topraklan yazın derinde, ilkbaharda yüksekte bulunan bir taban suyu düzeyine sahiptirler. Şiddetli havalanmanın uzun bir devrede hakim olması keyfiyeti üst toprakta lekelerin teşekkülünü önler; bu sebenten dolayı köklenme derin, toprak favnası bol ve toprağın gözenek hacmi müsait olur. Gleyleşme lekelerinin görünmesi yüzeyden 1-2 m derinlikte başlar. Suların taşkın olduğu devrelerde bu topraklarm üstünü sular kaplar ve akıntı hızına göre kaba ya da ince materyal çökelir.
Gley sınıfı A/G profDli
Gley topraklan devamlı surette taban suyu altında kalan mineral topraklardır ki, en önemli jenetik ö~llikleri gley horizonuna ( G) sahip olmalandır. Teşekkülleri için yüzeye yakın olan taban suyu düzeyi şarttır. Gley topraklannın sınıflandınlması taban suyu düzeyine göre olur. Taban suyu takriben 80 cm'den daha fazla bir derinlikte bulunmaz. Taban suyu düzeyinin yıllık varyasyonları toprak yüziinden 0.5-1 m derinlikleri arasında olup nehir kenarı tl)praklanndakinden daha azdır.
Taban suyundaki organik maddelerin ve mikroorganizma arın indirgeme etkisiyle yliksek değerli demir ve manganez oksitler iki değerli bileşikler haline, sülfatlar da sülfür haline döndürülür. Bundan dolayı toprağın rengi soluk boz, bozumsu yeşil ya da mavimsi siyah olur. Oksidasyon imkanı olan hallerde iki değerli demirin tekrar üç değerli oksitlere dönüşmesinden dolayı kırmızı ve siyah konkresyonlar hasıl olur ki bu zon A horizonunun altında, taban myunun yıllık dttzev varyasvonlannm sınırlan içinde bulunur. Siya.h konkresyonlarda hem demir, hem de manganez oksitler vardır.
Tipik gley topraklarında 15-30 cm kalınlığında ve % 4-15 kadar humuslu bir Ah horimnu bulunur. G horizonu, Ah horizonuna kadar çıkar; hatta kısmen onun içinde bulunur. Humus tipi mul veya çüriintülU muldUr.
Podsol gleyi ve esmer toprak gleyi gibi geçit tipleri de vanlır.
24:9
J 8. TOPRAK HARİT CILIGI
Aynı karaktere sahip toprak sahalarının arazideki sınırlarını gösteren bir haritanın yapılması, hem genel bir göriiş elde etmekte hem de tarımsal planlamaları yapmakta bir çok faydalar sağlar. Böyle bir teşebbüsün toprak tasnifi ile ilgili bulunduğu bellidir. Toprakların
tabii arkrabalıklarını gösteren tasnif sistemi yanında (17'e bak) bazı suni tarımsal tasnifler de kullanılmış bulunmaktadır ki bunların başında toprağın fizik özelliklerine dayanan pratik tasnif gelir. Pratik bir tasnifin ilk safta olarak toprak verimliliğini göz önünde tutması gereklidir. Fizik özellikler arasında toprağın tekstürii, bitki yetişmesi bakımından önemli olan mesela su ekonomisi ve besin maddeleri muhtevası gibi özelliklerin tahmin edilmesini mümkün kılar. Bundan başka teksttir pek yavaş değişen şu halde oldukça sabit kalan bir toprak özelliğini temsil eder.
Toprakların tekstürlerine göre kumlara, balçıklara, killere v.b. bölünmesi geliştirildiği gibi, bu tasnif tarzına mekanik analizler yapmak suretiyle daha fazla bir sıhhat verilmiş oldu. Fakat sadece teksttiriine bakarak bir toprağın belirli bir kültür bitkisine uygun olup olmadığını ve verimliliğini katiyetle söylemek mümkün değildir.
Yüzey toprağın tekstürtine göre yapılan haritaların pratik maksatlara (mesela verimlilik derecesini takdir etmekte, hangi bitki türünün yetişme imkanı bulunduğunu kestirmekte, sulama işlerini uygulamakta) yeterli olmadığı göriilmüştür. Zira bitkilerin yetişmesinde alt toprağın da besin maddeleri muhtevası ve su kaynakları dolayısiyle büyük bir paya sahin olduğu anlaşılmıştır. Şu halde yüze, r
toprağın tekstüründen başka alt toprağın tabiatı da, yani bütün profil yapısı da göz önünde tutulmalıdır. Bu husus Amerikalıla
rın çok pratik olan «toprak tipi» anlamiyle büyük ölçüde tatmin edilmiş bulun maktadır.
J 8. 1 Toprağın arazide etüdü
18. 11 Profilin tavsifi
Toprak etüdüne giriş için en iyi .başlangıç laboratuvarda değil. arazideki gözlemdir. Böyle bir gözlemi mesela yeni sürülmüş bir tarlanın keseklerini, toprakların yetiştirdikleri bitkilerin ya da tabü vejetasyonun büyüme derecesini müşahede ile işe başlıyabiliriz. Yahut
250
ormanda yeni açılını§ bir yolun, bir taş ocağının ya da bir hendeğin kesitini muayene ederiz. Böyle bir kesite «profil» denildiği önceden görülmüştü.
Toprak haritacıHı, arazide muntazam aralıklarla profil muayenesi yapar. Sulama arazisinde ya da ağaçlandırılacak sahalarda detaylı haritalar lüzumlu olduğundan her iki hektarda bir çukur açılır; detayların icap etmediği yerlerde 8-10 hektarda, veya daha fazlasında hir çukur yeterlidir. Klimatik toprak tiplerinin aritası alınırken aynca ana materyalin, röliyef (topoğrafik durum) ile veje as onun her değiştiği yerde bir profil açmak ve muayene etmek şarttır. Tipler arasındaki sınırlar, çoğu defa arazi üzerinde yürürken gö ülebilir; ya yüzey toprakta ya da vejetasyonda biı değişiklik ile tipin değiştiği fark edilebilir.
Profil araştınnalarmda tjpJeri ayırd etmcğ yarar ba lıca toprak özellikleri şunlardır :
1. Alt alta ya.tan horizonların tekstürlerindeki değişiklik dere-cesi v0 değişikliğin geGİŞ keskinliği.
2. Toprağın rengi.
3. Toprağın reaksiyonu.
4. Tabii strüktür elcmanlarmın boyutu ile biçimi ve aralarm a kalan çatlakların biçimi.
5. Toprakta bcya;ıı; şeritler yahul yuvarlak konkresyonlar ya d, ince mis 11, r halinde scrh sL kahüynm karbon. tın bulunma ·ı ( il 71).
Şekil 71 : Kurakça şartlarda gelişmiş hulunan bir topı ağın C horizonunda, beyaz lekel r halinde kalsiyum karbonat konkr syonlan görülm ktedir.
251
6. Pas taşının bulunup bulunmaması.
7. Anataşa kadar olan derinlik.
8. Ana taşın türü.
Yukarıda gösterilmiş bütün toprak özellikleri, reaksiyonun istisnasiylc, doğrudan doğruya arazide müşahede edilebilir.
Bir profilin nitelenmesinde göz önünde tutulması gereken başlıca özellikler yukarıda verilmış bulunmaktadır. Bahis koımsu özelliklerin birisinde veya bir kaçında farklı olan her bir toprak horizonunu ötekilerinden a.yn tutmak icabeder ki bu da aykırılık gösteren horiz.onlan sırası ile basit surette bir numara ile ya da jenetik ilişkilerim belirtmek üzere özel sembollerle işaretlemek suretiyle yapılabilir. Jenetik ilişkileri göstermek üzere küçük noktalarda birbirinden ayrılan bazı sistemler şimdiye kadar kullanılagelmiştir.
Bu kerre Uluslararası Toprak 1lmi Cemiyeti toprak horizonlarmı işaretlemekte yeknesaklığı sağlamak üzere 1967'de b:r teklifte bulunmuştur ki aşağıda verilmektedir.
Baş HorizonJar
O : En üst toprak kısmını teşkil eden horizondur; taze ya da kısmen ayrışmış ve daha çok aerobik şartlar altında birikmiş organik maıddelerden oluşmuştur: bu horizonun mineral kısmında % 50'den çok kil varsa, organik madde mikfan % 30' dan, mineral kısmında kil yoksa % 20'den az olmamalıdır. Aradaki kil muhtevaları için mevcut kille orantılı organik madde miktarları gereklidir. (O Horizonu, eski Ao ve Aoo horizonlarmı temsil eder) .
A : Yüzeyde ya da yüzeye bitişik olarak teşekkül etmiş bir horizondur. Mineral kısımla samimi surette birleşmiş, humuslaşmış olan organik maddelerin birikmesinden meydana gelmiştir. Mineral kısımda kil % 50'den fazla olduğunda organik madde miktarı % 30'dan azdır, ya da mineral kısımda kil yoksa ~ 20'den az organik madde bulunur. Aradaki kil muhtevaları için kille orantılı organik madde miktarları gerekliclir.1 ) (Eski Al ve Orta A vrupada halen Ah horizonunu temsil eder).
ı) Şu hususa işaret edilmelidir ki O ve A horizonlannın ayırt "'dilmcsinde organik maddenin hem muhtevası hem de ayrışma derecesi, her ikisi, teşhise esas teşkil eder. Hallerin büyilk çoğunluğunda çok yüksek bir organik madde muhtevası, fakir bir ayrışma derecesi ile elele gider; fakat bu keyfiyet mutlaka zaruri değildir. Bu ebeple, t;i 20 veya C(30'dan çok (yukarıda
sınırlanmış olduğa gibi tekstürdeki farklara tabi olaraktan) humuslaşmış
organik madde birikmeleri, yahut o/c 20 - 30'dan az {yukarıda sınırlanmış olduğu gibi tekstürdeki farklara tabi olaraktan) fakir bir derecede ayrışnuş organik madde birikmeleri gene de A horizonu ile gruplandırılır.
252
E: O yahut (eğer mevcutsa) A horizonunun altında yatan bir horizondur. Organik maddenin, söskioksitlerin ya da kilin miktarları hemen altta yatan horizonunkilerinden daha düşüktür; bu hal çok kerre soluk bir renkle ve kuvarsın yahut kum ve toz boyutundaki ayrışmaya dayanıklı minerallerin nisbeten birikmiş olması ile bellidir. (Eski A2 horizonunu temsil eder).
B : A ve (eğer mevcutsa) E horizonları ile C, G veya eğer
mevcutsa) R lıorizonları arasında yatan bir horizondur. Bu horizonda kayanın strüktürü silinmiş bulunur yahut ancak hafifçe görünür; (İlluviyasyonla ya da kimyasal değişimle meydana gelmiş) silikat kilinin (illuviyasyonJa ya da kalıntı suretinde birikmekle hasıl olmuş) söskioksitlerin, yahut (il1uviyasyonla gelmiş) organik maddenin konsantrasyonu ile karakterlcnmiş.tir. Bu maddeler ya tek başır>cı yahut ötekilerle birlikte B horizonunda birikmiş bulunabilirler. '~ horizonunda kalsiyum ya da mağnezyum karbonat, alçı yahut başka daha çok çözünür tuzların birikmesi görülebilir) .
C : Öteki başlıca horizonların tanınmasına yarar özelliklere ahip bulunmayan gevşek materyalden oluşmuş bir horizondur (C horizonunda kalsiyum ya da mağnezyum karbonat, alçı yahut ba~ka daha çök çözünür tuzların birikmesi görülebilir) .
G : 1 ) Anaerobik şartlar altında ekseriya mavimsi, yeşilimsi ya da boz renkler2 ) ile belli olan, şiddetli indirgenme özellikleri gösteren bir horizondur. Bu horizonda A, E yahut B horizonlarına özgü herhangi bir işaret görülmez.
R : Katı kaya.
G~it horizonlar
lki başlıca horizon arasında geçit teşkil eden horiwnlar ilgili iki hoıizonun majeskül harfleri ile (mesela AE, EB, BE, BC gibi) işaretlenirler. İlk harf geçit horizonun daha çok benzediği baş horizonu
ı) G horizonunun bir ba8lıca horizon olarak tanınması 1akkında bazı
~eklmserllkler ifade edilmi~tir. Şimdiki tarife göre G, kuvvetli indirgenmeden başka bir toprak gelişiminin olmadığı bir horizon için kullanılmaktadır.
Bununla beraber kuvvetle indirgenmiş horizonlar dahi B horizonunun özelliklerini gösterebilirler. Bu takdirde horizonlar G ile işaretlenmezler. Başka hir teklif ise ek harflerle işaretlenen iki ıslaklık deı·ecesini kabul etmektir. <r.g~ ıslaklığı yansıtan kuvvetll lekelenme için; «gg» çok ıslak olan ve kuvvetli indirgenmeyi yansıtan renklere sahip horizonlar için (mesela Cg ve Cgg; Bg ya da Bgg gibi; şuna işaret edilsin ki Cgg yuknrdaki tarife göre G'nin yerine geçer).
2) Renk karakteristikleri, indirgen 5· rtlar altında esmer ya da kınnızı ,kalan materyale uygulanmaz.
253
gösterir. Harflerin sırası, geçit horizonun hakim özelliklerini ifade eder (mesela AB yahut BA). Karma horizonlar her iki başlıca horizonun majeskül harfleri ile fakat çapraz bir tire ile (mesela E/B/, B/C gibi) gösterilir. Şuna işaret edilmelidir ki geçit horizonlar şimdiye kadar yapıldığı üzere sayılarla işaıetlenmemektedir.
it horizoııla.r
Başlıca horizonların ve geçit horizonlarm alt türlere bölünmesi, birbirinin ardından gelen sayılarla belli edilir. Bu sayılar daha ziyade, bir profilde gözlenebilen ve kaydedilebilen farkları gösterirler (mesela Al, A2, A3, EBl, EB2, Bl, B2, BCl, BC2 gibi).
Sayılarla yapılan bu alt bölümlere ayırmaya eklenerekten, jenetik anlamı olan açıklayıcı biı ek harf, horizon sembolüne katılabilir. Ek harfler yalnız ifade ettiği jenetik anlam için yeterli delil bulun· duğunda kullanılmalıdır. Ek harf sayıyı takip eder (mesela, Ala, A2a, Blt, B2t, B3t, Cl, C2ca); eğer horizon sayılarla alt bölümlere ayrılmamış ise ek harf, majeskül harfi hemen izleyerekten kullanılabilir (mesela, Aa, Bt, Cca gibi).
Li ıcolojik d·eva.rpsızlıklar
Farklı materyalin hasıl ettiği tabakaların numaralanması gerekiyorsa, Roma sayıları bahis konusu horiwn sembollerinden önce konur (mesela, C horizonu, toprağın teşekkül etmiş bulunduğu tahmin edilen materyalden farklı ise şu toprak sırası verilebilir: A, B, IIC gibi). C horizonunda farklı materyal teşhis edilmişse aynı işaretleme uygulanabilir (mesela, IC, IIC, IIIC gibi).
'.teklif edilen ekler
a : (Almanca Anmoor, turbamsı sözünden) hidromorfik şartlar altında birikmiş olan iyi ayrışmış organik madde; A ile kullanılır (mesela Aa gibi).
b : (İngiliz buried=gömülü sözünden) gömülü hor·iwnlara uygulanır (mesela Alb, Bt,b gibi).
ca : Kalsiyum karbonatın birikmesi (mesela Cca gibi).
en : Söskioksitlerce zenginleşmiş konkresyonların ya da sert, konkresyon olmayan yumruların birikmesi (mesela B2ox, en gibi) .
es : Kalsiyum sülfatın birikmesi (mesela Ccs gibi).
f: Fermantasyona. uğramış, kısmen ayrışmış organik madde; O horizonuna uygulanır (mesela Of gibi).
fe : Demirin illuviyal birikmesi; podsollerin B horizonuna uygulanır <mesela B2fe gibi) (Eski s veya ir yerine).
254
g : Periyodik ıslaklığm bir sonucu olarak oksitlenme ve indirgenmedeki varyasyonları yansıtan kuvvetli lekelenme (mesela B2t g; Cg gibi).
h : Humuslaşmış, iyı ayrışmış. organik madde; aşağıdaki hallere uygulanır:
1) O horizonunun alt kısmına (mesela Oh).
2) İstifi bozulmarmş bir A horizonuna (mesela Ah gibi) .
3) Podsollerin B horizonunda organik maddenin illuviyal birikmesine (mesela Blh) ya da turbalıkta teşekkül etmiş B horizonunda organik maddenin illuviyal birikmesine (mesela Bo, h gibi).
l : (İngilizce litter= hayvan altına serpilen yataklık, döküntü, süpürüntü sözünden) O lıorizonunun en üst kısmına uygulanır (n ·~
sela Ol gibi) a
m : Kuvvetli çimentolaşma yahut sertleşme (mesela Bt, m gibi) .
na : Mübadele kompleksinde yüksek bir sodyum yüzdesi; solenetz topraklarının B horizonlanna uygulanır (mesela Bt, na gibi ).
o : Hidromorfik şartlar altında birikmiş olan az ayrışmış organik madde; turbalıklara uygulanır (mesela Co gibi).
ox : Söskioksitlerin kalıntı suretinde birikmesi; Latosollerin B horizonuna uygulanır (yahut ferrialitik topraklara ya da oxisollere1)
(mesela Box gibi).
p : Sürmekle ya da başka toprak işleme ameliyeleri ile istifi bo~ zulmuş A horizonuna uygulanır (mesela Alp gibi).
r : Konkresyonlu, ya da çakıllı tabakalar (mesela Box. r gibi).
sa : Alçıdan daha çok çözünür tuzların birikmesi (mesela B:a, Csa gibi).
t : (Almanca Ton= kil sözünden) kilin illuvyal birikme;:;i; B l ıo
rizonlarma uygulanır (mesela Bt gibi).
v : (Almanca Verwitterung=ayrışma sözünden) minerallerin değ·i~imi ile hasıl olmuş kilin tef}ekkül etmiş olduğu yerde birikm s i (mesela Bv gibi).
x : Fragipan (mesela Bx, Bvx, Bi.x gibi).
18. 12 Profilin muayenesi
Yukarıda jenetik ilişkileri sembollerle gösterilmiş bulunan profil özelliklerini gözlemek için, bir toprak profilini en iyisi taze halde iken muayene etmelidir.
ı} Oksisol: Oksitll topraklar anlamına gelir. Yani bağ"ım.sız ., kilde sö:;kloksttleri (Fep
3 ve Atp
3) ihtiva eden topraklar (22'ye bak) .
255
Eğer bir yol kenarı muayene edilecekse, önce bir belkürekle yeniden taze bir yüz açmak lazımdır. Çoğunlukla hazır kesitler bulunmaz; bir kesit açmak da yorucu bir iştir. Bundan kaçınmak için 7 .5 yahut 10 santimlik sondalar ya da, toprak çok kuru değilse, toprak burguları kullanarak istenilen derinliğe kadar bir profil açılabilir. Bu sondalar genellikle 90-180 cm derinliğe kadar ulaşabilirler. Bu meto<l, her bir horizonun rengini ve tekstürünü gösterebilirse de mesela toprak içinde bulunabilen ve sulama bakımından son derece önemli olabilen iyi gelişmiş çatlaklar sistemini açığa vuramaz; oysa bu türlü çatlaklar bir hendekte kolayca gözlenebilir.
Bir toprak normai olarak 12-18 desimetre derinliğe kadar muayene olunur. Adi hallerde, ilgimiz doğrudan doğruya kontrolümüz altında bulunan üst toprağın 10-15 santimetre derinliğinde toplanırsa da bitkilerin çoğu köklerini yüzeyden bir metre derinliğe kadar yahut ondan daha derinlere yollar. Şu halde bir toprak etüdünün yeterli olması için alt toprağın da tabiatını kapsamalıdır.
Topraklar bazan 2 metreden daha. derinlere kadar sondalanır. Bu türlü bir etüd özellikle sulanacak arazide 2 metrenin altında serbest drenaja elverişli bir tabakanın bulunup bulunmadığını anlamak üzere yapılır. Ağaç yetiştirmek istendiğinde aynı suretle toprakların derin tabakalarını etüd etmek zorunluğu vardır.
Etüde yüzeyden başlanır. Toprak, rengi, konsistansı ve göıiilebilen çatlaklar sistemini tesbit etmek üzere muayene olunur. Sonra bir parça alınarak avuçta su ile işlenir, bütün kırıntılar ezilir ve toprak ıslak fakat yapışkan olmayacak gibi hamur haline getirilir. Parmaklar arasında ezilmekle toprağın bı ·aktığı intibadan tekstürü tayin olunarak 131. sahifede göı-ülmüş olan sınıflardan (kum, balçık, kil, kumlu balçık v.b.) birisine konur.
Profili aşağıya doğru izledikçe görünüşte, ya da tekstürde herhangi bir değişiklik aranır. Tekstürdeki bir değişiklik genellikle renkte, çatlakların biçimlerinde ya da köklerin dağılışlarındaki bir değişiklikle birlikte gider. Tekstürdeki değişiklik bazan bir çakıyı profilin, yüzeyden başlıyarak aşağıya doğru, bir kaç yerine saplamakla hissedilen direnç farkından da belli olur. Toprak profilinde, bu muayenelerle farklı olduğu anlaşılan bir tabakaya bir hor:zon denilir.
Mesela şöyle bi prôfil tavsifi elde edebiliriz:
256
Horizon 1) Horizon 2) Horizorı 3) Horizon 4, Horizon 5
O- 10 cm, boz, kiı li sarı balçıklı kum. 10- 35 cm, bozumsu soluk san balçıklı kum. 35- 70 cm, kırmızımsı esmer balçık. 70-100 cm, sarı balçıklı kum.
100-120 cm, sarı ve kırmızı lekeli balçıklı kum.
Eğer bu toprak bir laboratuvar muayenesine tabi tutulacaksa. her bir hoıizondan ayn örnekler almak en doğru usuldür.
Bir profil muayene olunduğu zaman yakında yetişen ağaçlar ve bitkiler de not edilmelidir. Çünkü bunlar toprağın fiziksel ve kimyasal özellikleri hakkında bir fi.kir verebilir. Mesela sazların (Juncus) bulunması durgun suya; Salsola kali, tuzlu toprağa; funda asit ve fakir toprağa işarettirler.
Yukarıda tavsif edilmiş bulunan profil gibi bir profil gözlenirken bir çok sorunlar ortaya çıkar. Profil nasıl oldu da o görünüşü kazandı? Bozuınsu soluk san balçıklı kumdan kırmızımsı esmer balçığa geçiş neden oldu? Profüin dibindeki san ve kırmızı lekeler nasil teşekkül ettiler? Bundan önceki bir çok bahislerde bunları açıklı
yacak bilgiler verilmiştir. Fa.kat şu andaki maksadımız için, haritanın özel noktasında, 35 cm kalınlığında bir balçıklı kumun daha o kadar kalınlıktaki bir kırmızımsı esmer balçık üstünde bulunduğu hakikatini gözlemek ve kaydetmekle ilgilenmemiz yeterlidir.
Haritalama birimi olanı.k t.oprak tipi
Az önce muayene edilmiş bulunan noktanın civarındaki araziyi araştırırken yukarıda tarif edilmiş profile benzer yerler bulacağımız muhakkak gibidir. Balçıklı kumdan alttaki kırmızımsı esmer balçığa geçi§ bir yerde 30 cm derinlikte, bir başka yerde 40 cm derinlikte olabilir; fakat bu türlü farklar önemli değildir ve bunlar aynı genel görllntife sahip aynı topraklardır. Böylelikle ctip:. anlamına ulaşmış oluruz. Amerikan sistemine göre her bir tipe iki isim verilmektedir. Be.şta gelen bir mevki adı ile arkasından gelen ve yüzey toprağın tekstür sınıfını bildiren isim. Meseli yukarıda.ki toprağa, Bahçeköyde görüldüğü ve yli7.ey toprak balçıklı kum olduğu için, cBahçeköy balçıklı kumu> diyebllim. Böyle bir isim tabii bize yalnız tekstür sınıfı ile bu tekstür sınıfının bulunduğu mevkiden başka bir şey ifade etmez. Fa.kat profil tavsifini okuyan birisi cpodsolümsü bir esmer or-. man toprağı:. (sol lessive) olduğunu anJamakta gecikmez. Buna benY.eyen bir toprak tipi başka bir bölge veya memlekette değişik bir isim alacaktır. Toprak tipi biyolojideki bir türe benzer, fakat bir türden farklı olarak bir memleketin sınırları dışına taşmaz. Bu noktada. Avrupalı toprakçılann ctoprak tipb teriminden kasdettikleri anlam ile Amerikalıların kullanış tarzı arasındaki farka işaret edilmelidir. Avrupada ctoprak tipi» iklim ile vejetasyonun etkilerini yansıtan bir profilin karakterlerine sahip toprak teşekkülleri için kullanılır, mesell podsol tipi, çern<W.em tipi gibi.
257
Harita.lamada tiplerin öl~
Farzedelim ki az ötede, bir kaç sonda toprağın boz balçıklı kum: dan kırmızı esmer- balçığa geçişinin 30-40 cm'den sonra değil de 10-15 cm derinlikte olduğunu gösteriyor. Bu daha sığ olan toprak başka bir tip mi sayılacaktır? Toprak haritacılığı pratik bir iştir -;e «tip >) · bir haritalama biriminden başka bir şey değildir. Eğer, değişik derinliğe sahip olan bu iki toprak üstünde bitkilerin yetişmesinde farklar hasıl olacağı bekleniyorsa, bu topraklar ayrı olarak sınıflandırılmalıdır. Ve sığ toprak, önemli genişlikte bir saha kaplıyorsa, ayrı . bir tip olarak haritaya geçirilir.
Bazan bir toprak sahası baş tipe benzer fakat küçük bazı farkları varsa tipin «faz» ı olarak haritaya geçirilir. Mesela Bahçeköy kumlu balçık tipine ait bir misalde, boz balçıklı kumdan alttaki kırmızımsı esmer balçığa geçiş hiç değilse 60 cm'den önce olmuyorsa, <s:Bahç~köy balçıklı kum, derin faz» olarak haritaya geçirilir.
18. 2 Haıitalamad.a toprak tiple inin gruplandırılması
Toprak kompleksi
Bir toprak haritasında detayların derecesi ölçeğe göre değişir. Mesela 1/ 10 000 ölçeğinde yapılan bir haritada, arazideki 30 melre- . lik genişlikten (haritada 3 mm) daha dar bir şerit haritaya alınamıya.ca.ktır. Daha küçük mesela 1/25 000 ölçeğindeki bir haritada pratik sınır 75 metreye (haritada 3 mm) çıkar. Bunun bile çizilmesi güçtüı ve hazan daha dar arazi parçaları farklı tipte olabilir. Bir çok saha-larda bir tipten bir başka tipe ve tekrar birincisine olan geçitler 30-40 . metre arasında bulunabilir. Böyle bir ölçek ile bu türlü detayları haritaya geçirmek imkanı olmadığından, ya. küçük yayılışlı tip haritada gösterilmez ya da bütün saha bir kaç tipten oluşmuş bir «kompleks» olarak işaretlenir.
Assosiasyon
Eğer daha gcnişce bir sahanın topraklarını, daha küçük bir ölçek (mesela 1/ 250 000 hatta 11500 000) kullanarak haritalamaya kalkışırsak, yukarıdakine benzer bir problemle karşılaşırız. Bazı detayların feda edilmesi lazımdır. Bu noktada assosiasyon terimi faydalı bir hizmet görür. Bu terim engebeli arazide rastlanan ve topoğrafik duruma göre mevcut bulunan tiplerin sırasını ifade eder. En basi1 halde, bir tip her tepenin sırtında, bir başkası her bir yamaçta ve Lır üçüncüsü (mutad halde en ince tekstürlüsü) her bir vadide bulunur; bir sırttan öbür sırta olan bütün kolleksiyona bir «assosiasyon»
258
denilir (Şekil 72). Böyle bir sıra hazan «katena» (Latince zincir) diye adlandırılır.
1 3 2
Şekil 72 Dikey ölçüsü büyük tutulmuş dört tipten ibaret bir assosiyasyon. (G. W. Leeper 1952'den).
18. 3 Yurt haritası
Bahçeköy balçıklı kum tipi onu görmemiş, etüd etmemiş kimselere bir şey ifade etmez. Acaba daha ileri giderek, toprakları nisbeten az sayıdaki genel isimlerle tavsif etmek mümkün müdür? O surette ki her isim bütün dünyaca kullanılacak ve tanınacaktır. Bu keyfiyet, toprakları tabiatlarına göre tasnif etmeyi amirdir ki taksonomik esas denir; az önce görüldüğü gibi komşu topraklan bir kompleks yahut assosiasyon halinde gruplamağa yani coğrafik bir esasa dayanarak tasnif etmeye karşı bir kontrasttır. Bahis 17'de değinmiş olduğumuz toprakların tabii bir eistem halinde tasnifi bu maksadı sağlar; bu tabii sistem içindeki gruplara «klimatik toprak tipi» ya da «Dünya toprak gruplan> denilir ki başlıcaları 17. l'de bundan önce kısaca verilmiş bulunmaktadır.
18. 4 Toprak lıa.ritalarının kullanılması
Bir toprak haritası her bir memleket için önemli bir bilgi kaynağıdır. Yeni bir iskan sahasının kuruluşuna, kurak bir bölgenin sulanıp sulanmıyacağına, kanal sisteminin ne suretle yapılacağına ya -hut nerede yeni bir mahsulün deneneceğine veya fidanlığın kurulacağına karar verilirken toprak haritası kullanılmalıdır.
Herhangi bir toprak tıpi üstünde yetişen kültür bitkilerinin büYlime derecesi hakkında bilgi toplanınca, başka bir mahaldeki aynı tip toprağa bu bilgi uygulanabilir. Bahçeköy balçıklı kum tipinin,
259
nerede bulunursa bulunsun, kendisine özgü iyi ve kötü taraftan vardır; eğer Bahçeköy balçıklı kum tipi sahalarının birisinde bir hastalık başarı ile tedavi edilmiş ya da besin maddesi eksikliği muayyen bir gübreleme usulü ile bertaraf edilmişse, pek muhtemeldir ki bu tedavi tarzı veya gübreleme usulü aynı toprak tipli başka sahada da başarıya ulaşacaktır. Böylece elde edilen bilgi çoğaldığı oranda bir toprak haritasının faydası da artmış olur. Toprak haritalarının ileri bir derecede geliştirildiği Amerika'da koruyucu rüzgar şeritlerini kurmak ve ağaç türlerini seçmek, toprak erozyonuna karşı korunmak üzere çiftlikleri yeniden planlamak, ya da yeni üretim şekillerine çevirmek gibi birçok milli teşebbüslerde toprak haritalan büyük bir rol oynaıruşlardır.
T-0prak tiplerinin, yetiştirdikleri tarımsal mahsullerle olan ilişki
leri de belirtilmelidir ki hangi yerin, hangi mahsule en uygun olduğu anlaşılsın ve tarım planlamaları ona göre düzenlensin.
260
19. TOPRAGIN LABORATUVARDA ARAŞTIRILMA.Si
Toprağın analizi metotları çeşitli ihtiyaç ve görüşlere göre değişir. Mesela toprağın jenetik karakteristiklerini, bu meyanda yıkanmanın derecesini ya da profil içinde maddelerin taşınmasını anlamak için analizler yapılabilir. Yahut sulama işlerinde lüzumlu olduğu gibi toprağın total analizi ile başladı. Bu maksatla toprakta bulunan bütün etmek üzere bir takım özel muay.eneler bahis konusu olabilir. Fakat genellikle tarımda yapılan toprak muayenelerinde başlıca ilgi toprağın bitkilere sağladığı besin maddelerinin yeterli olup olmadığını anlamakta toplanır.
Besin maddeleri miktarını bulmak yolunda sarfedilen gayretler toprağın total analizi ile başladı. Bu maksatla to9rakta bulunan bütün elementlerin oksitler halinde miktarı tayin olunur ve böylelikle toprakta mevcut besin maddelerinin toplıa.mı bulunurdu. Fakat bunlardan ne miktarının henüz ayrışmamış minerallere bağlı olduğu, ne kadarının bitkilerin alabileceği bir halde bulunduğu bu usulle takdir edilemiyor ve kimyasal analizler hayal kırıklığı doğuruyordu. Sonradan kaynar HCl ile analizlere başlandı. Bu suretle toprağın mübadele kompleksine bağlı bulunan bitki besin maddelerinin kavrandığı zannediliyordu. Halbuki kaynar konsantre HCl, bazı mineralleri de tahrip ettiğinden tatmin edici bir sonuç vermedi. Bundan başka kon-' Hantre asitler yalnız kolay alınabilir şekilde mevcut besin maddelerini değil fakat aynı zamanda bitki köklerinin alamıyacağı bir şekilde sıkı bağlanmış bulunan elementlerin de bir kısmını çözündürmektedir. Bu sebepler yüzünden sonraları ıncak ve konsantre asit y~rine bitki köklerinin çıkardığı kabul edilen bazı çok sulandınlmış org;uıik asitlere benzer asitlerin soğukta kullanılmasına başlandı.
Böylece kolay çözünür besin maddelerinin miktarı tayin edilmiş oluyordu. (20. 2'ye bak).
261
20. TOPR .. GI ~ GÜBRELE ... TME İHTİYACINL T TA 7İNİ
Toprakların gübrelenme ihtiyacını tayin hususunda müteaddit metotlar mevcuttur. Bir kısmı direkt metotlar, bir kısmı fizyolojik ve mikrobiyolojik metotlar diğer bir kısmı ise kimyasal tabiatta olan bu metotların kullanış yerleıi ve sıhhatleri muhteliftir. A~ağıda bunlar hakkında kısaca bilgi ·verilecektir.
20. 1 Direkt metotlar
Direkt metotlarla bir gübı e maddesinin (besin elementinin) mahsul üzerine yaptığı tesir tayin olunur. Tarla deneyi ve saksı deneyleri bu metotlara b'rer misaldir.
Tarla deneyleri
Toprağın gübrelenme ihtiyacı ve bir gübrenin etkisi hakkında en doğru bilgiyi tarla deneyleri verebilir. Zira büyüme devresi zarfında hakim olan ?tmosferik şartların ve alt toprak kısmının tes1rlerini de kavrar. Bununla beraber bu metotla bulunan gübrelenme ihtiyacı, toprağa tesir eden çeşitli faktörler hasebiyle, gene de kesin değildir. Mesela bir besin maddesinin etkisi aynı zamanda yağı~ miktarına ve yağışların zaman itibariyle dağılışına göre değişebilecektir. Şu halde deneylerin bir kaç sene arka arkaya tekrar edilmeleri gerekir. Öte yandan bu deneylerle elde edilen sonuçlar ancak deney parselleri ve aynı tipteki topraklar için muteberdir ve bir besin maddesinin fazlalık derecesi hakkında bir fikir elde etmeye müsait değildir. Bundan başka bu usul çok zaman alır ve pahalıdır.
ak ı deneyleri
Bu türlü deneylerde tarladan alınmış bulunan karma toprak nümunesi ile saksılar iç'nde mahsul yetiştirm~k bahis konusudur. Şuhalde tarlanın ortala!!la toprak halini temsil eder ve elde olunan sonuçlardan çıkarılan hükümler bütün taria için muteberdir. Bu metot atmosferik şartların ve yağışların seneler boyunca mut.ad olan
262
değişikliklerini bertaraf eder. Mahsul de tarla deneyinde olduğundan daha kolayca çeşitli zararlılarıclan (kuşlar v.b.} korunabilir.
Yukarıda gösterilmiş her iki metotla besin maddelerinin eksikliği hakkında bir fikir elde etmek üzere aşağıdaki surette gübrelemek mutattır:
1. Gübrelenmemiş 2. PK (N yok) 3. NK (P yok) 4. NP (K yok) 5. NPK
Bu gübreleme kombinasyonları tarla metodunda, bu husus için ayrılmış 20 m2'lik parsellere tatbik olunur. Her bir kombinasyon asgari dört defa tekrarlanır.
Saksı metodunda ise toprak, kuvars kumu ve kalsiyum karbonatla karıştırılıp saksılara konur. Ve bahsi geçen şema gereğince besin maddeleri eklenir. Her kombinasyon en aşağı 10 saksıda tekrarlanır. Gübreleme kombinasyonlarının etkisi mahsul miktarım ölçmekle takdir olunur.
Yukarıda anlatılan metotlara yakın bir usul de toprağın P ve K ihtiyacını tayin için kullanılmakta olan mikro-gübreleme metodudur. Bu usulde toprak muayyen nisbetlerde P ve K ihtiva eden besin çözeltileriyle sulanır ve «Aspergillus niger» mantarı ekilerek gelişme durumundan P ve K ihtiyacı hakkında bir hüküm çıkarılır.
20. 2 Endirekt metıotlar
Bahsi geçen direkt metotlardan başka endirekt yollardan gidil -rck toprağın gübrelenme ihtiyacının tayinine çalışılmaktadır. Bu hususta kullanılan usullerin hemen hepsi topraktan değişik milyarlarla yahut bitki köklerini bir vasıta gibi kullanarak ekstraksiyon yapmaya ve ekstraktlardıaki besin maddelerini mutad kimyasal analiz metotlariyle tayin etmeye dayanmaktadırlar. Yani bu usullerde gübre maddesinin tesiri değil, fakat bitkinin alabileceği şekilde toprakta mevcut bulunan (kolay çözünen, kabili istifade) besin maddesi miktarı tayin olunur. Bu miktarlar toprağın gübrelenmeye ihtiyacı olu olmadığını ve derecesini belli ederler. Elde olunan sonuçlar. uygulama kabiliyeti tarla deneyleriyle tahkik edilmedikçe, emniyetli sayılmazlar.
Metotların bir kısmı ekstraksiyon vasıtası olarak özel surette hazırlallmış kalsiyum laktatı kullanır. Diğer bir kısmı strik asidi, asetik asidi, nitrik asidi, karbonik asidi çözeltilerini yahut yalnız suyu
263
veya karbondioksitli-bikarbonat çözeltisini ekstraksiyonda kullanır. Başka bir metotta tabii toprak suyu analiz edilerek besin maddeleri tayin olunur.
Bütün bu kimyasal usullerle elde edilen çözeltilerde genellikle çok küçük miktarda besin maddeleri (P ve K) bahis konusu olduğu için analizde hassas olan kolorimetrik veya flamfotometrik metotlar kullanılmaktadır.
Ekst raksiyon vasıtasının orijinalliği itibariyle Neubauer'in «çimlenmiş bitki metodu» özel bir yer alır {A. Irmak, 1953). Burada asit veya tuz çözeltileri değil, deney bitkisinin (standart çavdar) kökleri bir vasıta olarak kullanılır. Az miktarda toprağa fazla sayıdaki (100) bitkilerin kökleri tesir ettiklerinden 17 gün gibi kısa bir zamanda kolay çözünen, besin maddeleri (P ve K.) çimlenmiş bitkilere geçer. Kökleriyle birlikte yakılan bitkilerdeki besin maddesi miktanndan tohumlardaki miktar çıkarılınca yalnız topraktan alınmış bulunan köklerle çözünebilir besin maddeleri miktarı elde edilmiş olur. Neubauer usulü bir çok tarla deneyleriyle karşılaştırılmış ve oldukça bir sıhhat kazanmış bulunmaktadır.
20. 3 Gübreleme maksatları için tarladan nümune alınması
Laboratuvarda yapılacak muayenelerin değeri, tarladan alınacak nümunenin o tarladaki toprak şartlarını temsil eden bir orta numune olup olmadığına göre değişir. Belli bir görüşe uyularak alınmayan nlimuneler üzerinde yapılan analizlerin neticeleri çiftçiye faydalı olamaz. Şu halde nümune alma talimatına aynen uyulması gerekir.
Besin maddeleri durumunu öğrenmek üzere alınacak nümuneler, tarlanın ortalama özelliklerini temsil etmesi lazım gelen karma numunelerdir. Yani tarlanın bir çok yerinden aynı miktarlarda alınmış küçük nümuneler bir araya getirildikten sonra iyice karıştırılır ve bu karışımdan ortalama bir kısım ayrılarak laboratuvara gönderilir.
Nümune almada dikkat edilecek hususlardan birisi hangi derinlikten almak 13.zını geldiği meselesidir. Prensip itibariyle alınacak nümunenin derinliği tarlada yetiştirilecek kültür bitkisine göre değişir. Fakat mutad hallerde ve ayrı bir istek yoksa yalnızca pulluk derinliğine kadar olan tabakadan nümune alınmalıdır. Zira daha derin tabakalardaki besin maddesi miktarı üst topraktakine nazaran genellikle çok azdır. Fakat daha derin tabakaların da muayenesi 13.zım geliyorsa alt tabakaların nümuneleri ayn tutulmalıdır.
Yüzey toprağın tekstüıii ve rengi üst toprak kısmında yeknesak şartların bulunup bulunmadığını açıklar. Ye.pısı değişik topraklan
264
veya tabakaları karıştırıp bir karma nümune hiç bir zaman elde etmemelidir. Görünüşü, üzerinde yetişen bitkilerin büyüme derecesi ve şimdiye kadar tabi olduğu kültür ameliyesi bakımından farklı topraklar, genişce bir yer alıyorsa, ayn tutulmalıdır. Karma nümuneler yalnız sonradan aynı uygulamaya tabi tutulacak tarlalardan veya parçalarından alınmalıdır.
En iyi nümune alına zamanı toprağın tavında olduğu andır; bu takdirde nümune alma esnasında toprak dağılmaz, daha fazla nemli bulunursa yapışkan olabilir ve kuruduğunda (bilhassa ince tekstürlü topraklarda) sert topaklar yapar. Bunların sonradan dağıtılması ve ortalama bir nümune için yeknesak surette karıştırılması güçleşir.
Mahsulün kaldırılmasından sonra ve tarlaya gübre verilmeden önce nümune almak en iyisidir.
Kaç yerden nümune alınacağı meselesi toprağın tabiatına ve tarlanın genişliğine göre değişir. Toprağı yeknesak olan tarlaların yüzey ölçüsü çok büyükse birer hektarlık parçalara bölünür ve her bir parçadan ayrı bir karma nüınune alınır. Bunun için tarlanın yiizeyinde imkan nisbetinde eşit aralıklarla ayrılmış 15 veya daha fazla noktadan nümuneler alınır. Bu maksatla belkürekle pulluk derinliğine kadar küçük bir çukur açılır, kesitin bir duvarı düzeltilir ve bir kürekçikle yahut belkürekle topraktan her noktada aynı kalınlıkta bir dilim kesilerek yahut bir burgu ile yine her noktada aynı miktarlarda olmak şartiyle nümune alınır. Kürekle açılan çukudar tekrar kapatılmalıdır.
Neubauer'in metodu ile besin maddeleri ihtiyacının tayini için hek' arda 15-40 noktadan nümuneler alarak karma nümun'"'yi hazır~ !om~!< Jf\zımdır.
Tarlada tek nümunelerin alınacağı noktalar seçilirken gübre yığınlarının, komnostun yatmış bulunduğu yerlerden; mahsulün kavruk kalmış veya pek fazla büyümüş olduğu yerlerden; tarlanın % 10 kısmını tutacak kadar kenar sahalarına düşen yüzeyden kaçınmak lazımdır. Geriye kalan yerlerden nüınune alınabilir. Bir tarlada yüksek ve alçak yer bulunduğunda yüksek yerden ayn ve alçak yerden yine ayrı birer karma nümune alınır.
Aynı miktarda olmak üzere değişik noktalardan alınmL.5 bulunan toprak temiz bir çuval üzerine serilir. Toprak ufalanır, iyice ~an~tınlır ve ince bir tabaka halinde yayılmış bulunan topraktan avı.ıçla tesadüfi yerlerden 1,5-2 kg kadar bir karma nümunc alınır.
Karma nümune temiz ve imkan olduğu takdirde çifte kağıtlı bir keseka.ğıdma yahut temiz bir politen torbaya konur. Torbanın üstünde nümunenin alınma tarihi, kimin tarafından alındığı, ait oldmhı
2&5
tarlanın mahalli ve sahibinin ismi, toprağın derinliği. mahsül türü ve nümunenin hangi maksatlar için alındığı belirtilir. Aynı bilgiyi havi bir pusula da toprakla birlikte torbanın içine konur.
Nümune almdıktan sonra bir protokol hazırlanır. Bunda, yukarıda nümune ile birlikte verilmiş ızahattan başka il, ilçe, bucak, köy ve mevki ismi belirtilir. Ayrıca arazinin röliyefi (tepe, yamaç, taban v.s.) meyli ve yönü, ort.alama yüksekliği, anataşı, taban suyu seviyesi ve drenaj durumu hakkında bilgi verilir. Bundan başka tarlanın bugüne kadar maruz kalmış bulunduğu gübrelenme muamelesi. kültür nev'i, pulluk derinliği, sahibinin şikayeti, ortalama mahslil miktarı kaydedilir. Bu hazırlanmış bulunan protokol, toprağın mua.~ yenesini yapacak olan laboratuvara ayrıca gönderilir.
266
21. 'IOPHAK EROZYONU
Erozyon karalarda hayat kaynağı olan toprağın su veya rfü.g" ı la harekete geçerek taşınması demektir.
Jeolojik anlamında erozyon durmadan ceryan eden bir olaydır. Bir yamacın yüzeyinde hareket eden yağmur ve kar suları bL miktar toprak maddesini de a§ağılara sürükler. Dik yerlerde toprak, yüzeyden akan suyun yardımına lüzum kalmadan, yer çekimi ile zaman zaman dıaha alçak yerlere doğru kayar. Böyle bir normal erozyon yavaştır; çok uzun zamanlar -jeolojik devirler- sonunda dağlan aşındırdığı halde, olgun toprak profilinin gelişmesine 'mkan verecek ka dar da yavaştır. Bununla beraber erozyon bazı şartlarda normalden çok daha hızlı olabilir. Bu anormal derecede hızlı erozyon, toprağın birkaç santimetrelik yüzey kısmını sıyırıp götürebildiği gibi bazan bütün toprağı 40-50 yıl içinde anatasa kadar alı!) götürür. «Toorak erozyonm) terimi ile bu bahiste kasdedilen olay bu türlü toprak taşınmalarıdır. Böylece toprak ya su ya da rüzgarla götürülür. Her iki halde de toprağı işlemekle, üzerinde aşırı otlatma yapmakla yahut ormanı sökmekle genel olarak insan suçludur.
Erozyon, :::;on ya.rım yiiz yılda bütün dünyada salgın bir a et halini almıştır. Erozyona maruz kalarak toprağından mahrum olmuş sahalar çok geniştir. Oysa yeşil bitki örtüsüyle kaya arasında kalan toprak tabakası bir memleketin en değerli, yerine başka hiç bir şeyin konulması mümkün olmayan kutsal varlığıdır. Pek çok şey bu tabakaya bağlıdır. Halkın yaşayışı, refah seviyesi, kültür durumu hasılı her şeyi toprağının genişliğine ve kalitesine tabidir.
Yeryüzünde toprağın teşekkülünü sağlayan klimatik ve jeolojik faktörlerin her tarafta aynı olmadığı bundan önce görülmüştü. Bu farklar en çeşitli toprakları doğurur. Bir yanda üzerlerinde hiç bir yeşil bitkinin yetişmediği çıplak, verimsiz çöl topraklarını, öte yanda hemen her mahsulün büyüdüğü zengin ve bereketli toprakları bulunız.
Verimsiz bir toprağı ıslah etmek, eksiğini tamamlıyarak verimli bir hale getirmek bir çok hallerde mümkündür. Ama toprağı büsbütün kaybetmek bir felakettir. Sulhta, herkes huzur içinde yaşıyorken de toprak ka.y.bedilir (Irmak, 1948).
267
Pek uzun zamanlar sonunda bugünkü topraklar doğmuştur. Me-sela üç desimetrelik toprak materyalinin meydana gelmesi için 1000 yıl kadar bir zamanın geçtiği tahmin edilmiştir. Oysa bu mikb.r toprak, bitki örtüsünü kaybettiği takdirde, bir kaç on sene içinde yağmur suları veya rüzgarla götürülebilir ve eskiden yamaçlarda yeşil bitki dünyasını barındıran toprağın yerinde çıplak kayalar meydana çıkar. Bu gelişme bir çok ülkelerde ve bunlar arasında geniş ölçüde Akdeniz çevresinde göriilmektedir.
Denilebilir ki son 2000-3000 yıl içinde bu yerlerin ekolojik tarihi yavaş fakat hemen hemen sürekli bir ormansızlaştırmanın şartlan
içinde gelişmiştir. Artık bugün Akdenizin kıyılarına yakm bölgelerinde, Güney Fransa ve Kuzey İtalya istisna edilirse, pratikçe önemli orman kalmamıştır. Bu gelişme sonunda Güney Anadoludaki eskiden meşhur olan limanlar dolarak bugün kara haline dönmüştür. Mesela Kleopatra filosunun bir zamanlar ziyaret ettiği Tarsus artık denizden 15 km içerde, karadadır. Tschichatscheff'in yaptığı bir hesaba göre son 1900 yıl içinde Büyü.kmenderesin ağzındaki deniz, her yüzyılda 600 m gerilemiştir. Bütün Çukurova böyle bir dolma arazidir ki genişliği mütemadiyen artmaktadır.
Anadoludaki erozyonun başka mühim bir belirtisi de bugünkü ovaları dolduran sediment kütleleridir. Salamon - Calvi Ankara ":>Vasındaki alüviyal sedimentlerin derinliğini birkaç yüz metre tahmin etmektedir. Geçmişte büyük miktarda toprağın taşındığı ve şartlar değişmediği takdirde bu hareketin sürü!) gideceği böylece belli olmaktadır.
Bugün Türkiye'de arazinin %- 50-60'mda erozyonun faal olduğu (N. Üçüncü, 1966) ve toprakları kemiren yüzey erozyonu ile büyük kayıpların meydana geldiği anlaşılmaktadır. F. Tavşant>ğlu'nun (1966) kaydettiği bir tahmine göre bu kaydedilen miktar yılda
1 000 000 000 ton toprağa tekabül etmektedir.
Toprak taşınmasının mevzii toprak kaybından ,başka daha geniş zararları şunlardır: T~ınan toprak aşağı taraflardaki derelere, su kanallarına, bentlere çöker ve onları çamurla doldurur; zamanla hidroelektrik tesisleri işlemez hale sokar; sulamayı imkansızlaştırır. Ç-Oğu hallerde ince taneli materyal, suda çözünmüş halde bulunan maddelerle birlikte, denize taşınır ve kaba materyal derelerde toplanır. Böylece çakıl ve kumlardan ibaret banklar (sığ yerler) teşekkül eder ki nehirlerde trafiği bozar; böyle nehirler sahillerini keserler ve yataklarını değiştirirler. Yahut taşarak ve kaba materyali çökelterek araziyi örtmek suretiyle geniş ölçüde zararlar doğururlar.
Akarsu yataklarının ve alçak arazinln çamurla dolması bataklıkların doğmasına vesile olur ki yurdumuzun sağlığı bakımından ne
268
derece kötü sonuçlar vereceği bilinmektedir. Nihayet her yıl kaydedilen toprak kaymaları ve sellerin etkisiyle yolların, demir yolu hatlarının ve diğer tesislerin zarar görmesi, köprülerin yıkılması sonucunda hazan trafiğin günlerce durması bu sorunun ne kadar mühim olduğunu gösterir.
21. 1 Erozyonun çeşitleri
Yeryüzünün kurak rejyonlarmda bitkiler yavaş büyür. Bu yerlerde ormanın kesilmesi veya steplerde toprağın sürülmesi ile, yahut aşırı otlatma gibi etkenlerle bitki örtüsü mahvedilince bir daha eski yerini kolayca yeniden kaplıyamaz. Toprak yağmura ve riizgara tamamen açık bırakılır. Step rejyonlarında rüzgarlar çoğunlukla şiddetlidir ve kurak bölgelerde nadir olan yağmurlar gelince tufan gibi yağmak eğilimindedir. Rüzgar ve yağmur toprağı taşıyıp götürürler. Şu halde erozyonun başlıca sebepleri ormansızlaştırma, aşırı otlatma ve monokültürdür. Bunlar bir toprağı bitki örtüsünden mahrum eden üç sebeptir.
Ifüzgarla eroeyon
Kurak rejyonların topraklarında humusu azaltacak olaylar mesela toprağa organik madde bırakmadan veya vermeden sürekli olarak ürün almak toprağın' gitgide strüktürünü kaybedip toz halini almasına sebep olur ve rüzgarın toprağı taşıması artık büsbütün kolaylaşır. Yurdumuzda yazın seyahat edenler, yaz kuraklığı olan bölgelerde toz kasırgalariyle karşılaşırlar. 1937 yılı Eylül ayı sonlannda Bergama ile Menemen arasında böyle bir fırtınaya şahit olmuştuk. Rüzgarın kaldırdığı toz bütün manzarayı bir sis gibi örtmüştü.
Step ve çöllerde rüzgarın yaptığı erozyon çok şiddetlidir. Orta Asya çöllerinde hava tozdan ha.zan günlerce bulanık kalır.
Su ile eroeyon
Yağmur toprak taşınmasını iki surette yapar: Birincisinde geniş sahalar içinde toprağın yüzünden ince tabakalar kaldınr ki buna cyüzey erozyonu:. -sheet erosion- denilir (Şekil 73). !kincisinde yağmurlar arazi içinde gittikçe derinleşen hendekler açarak toprağı oyarlar. Bu türlü taşımaya «oyuntu erozyonu» -gully erosion- adı verilir.
Su ile erozyon ilkin yüzey erozyonu ile başlar. Bir zaman sonca en büyük meyil yönünde sayısız dar çizgiler -su yatakları- hasıl
269
Şekil 73 : İçinde otlatma yapıldığından toprak florası mahvedilmiş bir meşcere. Ağaç tabakası da usulsuz kesimler ile tahrip olunduktan sonra tepe çatıs.ının
şiddetli yağışlara karşı topı-ağı koruyan etkileri ortadan kalkmıştır. Sonunda yüzey erozyonu başlamış ve kökleI'i meydana çıkarmıştır. Resimde toprağı götüren erozyonla ağaç köklerinin Bavaşı görülmekte:dir. (Torosla.rda,
Cehennemdere. Karaçam-Ardıç ormanı). Foto : A. Irmak.
olur ki bunlar sonunda derin ve geniş oyuntular -azgın seller- halinde gelişirler (Şekil 74). Fakat azgın seller, yüzey erozyonu olmadan dahi meydana gelebilirler. Ve sadece fazla meyilli yerlerde değil fakat dalgalı ve az meyilli hatta hemen düz yerlerde bile olabilir ki, oyuntu erozyonu tarım arazisini işe yaramaz bir hale getirerek, taban suyu düzeyini düşürmek suretiyle çevreyi kurutarak ve büyük miktarlarda sedimentleri aşağılaı-daki akarsu yataklarına taşıyarak hızla genişleyip derinleşirler.
Oyuntu erozyonu, hazan hayvanların gide gele açtıkları izler, ormanda tomrukları sürütmek esnasında meydana gelmiş oluklar, pürüzlü yollar ve drenajı, şekli ve yönleri yeter dikkat ve itinP ile yapılmamış hendekler boY1;lnca başlar.
Bir de meyilli yerlerde rastlanan ve çok yavaş bir hareketle olan toprak kayması vardır. Toprak ıslak halde iken bilhassa otlayan hayvanların çiğnemesiyle aşağıya kayar. Böylece yay biçiminde bir tüınsek teşekkül eder ki bunun gerisinde toprağın ayrıldığı yerde bir çukur p€yda olur. Bu türlü topraklara uzaktan bakıldıkta dalgalı gibi görünür (Şekil 75).
270
AnlaWan erozyon şekilleri, jeolojik devirlerin bruılamasmdanberi su, rüzgar ve buzun etkileriyle devam edegelmektedirler.
21. 2 El"O'Lyonu etkileyen faktörler
Bitkiler tabii şartlar altında kuraklık ve don rejyonlarından başka yer yüzünün her tarafını örter. Bitkilerin erozyona engel olmaktaki rolü, hasıl ettikleri örtülerin sıklığına yani toprağı örtme ve köklerile sarma derecelerine tabidir. İkilin bir yandan bitkilerin yetişmesini sağladığından ve öte yandan yağışların karakterini tayin ettiğinden erozyonda mühim bir faktördür. Arazinin şekli, anataşının ve toprağın özellikleri, toprağı işleme tipi erozyonun şiddetli veya hafif olmasında bir rol oynayan faktörlerdir. Nihayet yangın, otlıatma ve muvakkat tarım gibi tabii bitki örtüsünü harap eden veya azaltan sebeplerle erozyon vahimleşir. Şu halde erozyon şiddetı lklime, yüzeyden akan suyun miktar ve hızına, jeolojik temele, toprağa, mevkiye, meyile ve tarım şekillerine göre değişebilir.
21. 21 1kliın ve tabii vejetasyonun etkileri
Erozyonun en şiddetli şekilleri kaide olarak bitki örtüsünün çabucak tamir edilemediği kurak rejyonlarda, nadir fakat kısa zamanda yağan şiddetli yani kesif yağmurlu yerlerde görülür. Akdeniz re} yonu yılın mühim bir kısmında bulutsuz, berrak bir gökyüzü ve tufan gibi yağan kış yağmurlariyle karakterlenmiş olması itibariyle ta· mamen .bu çerçeve içine girer. Böyle rejyonlar aynı zamanda dehşetli yıngınlara da sahne olur. Oysa. Batı Avrupada iklimin ılıman olması, uzun süreli kuraklıkların bulunmaması ve yağmurların büyük kesafetlerle şiddetli olarak yağmaması gibi sebeplerle erozyon bir tehlike arz etmemektedir. Bununla beraber bitki büyümesinin kolay ve hızlı olduğu nemli iklimlerde bile, ormanın tahribinden sonra tekrar kendi kendine yetişmesi fazla otlatma yüzünden mümkün olınayan yerlerde ağır erozyon zararları gözlenir. Ormanda otlatmanın pek müteammim olduğu memleketimizde bu yüzden geniş zararların hasıl olduğu sık sık göriilmektedir.
Hemen bütün bitkiler erozyona engel olurlar; ancak engelleme güçleri iklime uyarak yerine göre değişir. En büyük engelleme etkileri bitkinin tecessüm mevsimiyle azami yağmurların aynı devreye rasladıkları yerlerde olur. Zira toprak bu takdirde örtülmüş ve korunmuştur. Bu bakımdan, orman her mevsimde devamlı bir örtü sağlamakla en bUyük etkiye sahiptir.
272
Bütün bitki örtüleri arasında orman, tepe çatısı ve ölü örtüsü ile toprağı erozyona karşı korumak hususunda en büyük tesiri icra eder. Konif erler kışın da iğnelerini dökmediklerinden taçlariyle yağmurun çarpmasına karşı toprağı daha yüksek derecede korurlar. Yapraklarını döken ağaçlarda ise kışın çıplak oldukları için, bilhassa başlıca yağış devresi sonbahar ve kışa isabet eden bölgelerimizde taçlannın bu etkileri tabiatiyle zayıflar, fakat ölü örtüleri tesirli bir toprak koruma fonksiyonuna sahiptir. Bundan başka yapraklı ağaçlar konif erlere nazaran daha bol bir toprak florasının teşekkülüne sebep olurlar ve biyolojik yoldan toprağın gevşekliğini daha yüksek oranda çoğ·altarak suyu hızla emmek ve çabucak aşağı tabakalara sızmasına müsaade etmek gibi erozyona engel olan pek önemli toprak özelliklerini yaratırlar. Bu husus1a.r da göz önünde tutulunca yapraklı ağaçların erozyonu önleme etkilerinin konif erlerden hiç bir suretle aşağı olmadığı anlaşılır.
Lowdermilk'in Kaliforniya'da yaptığı küçük ölçüdeki bir deneme serisi de ormanın erozyona engel tesirini göstermektedir. Yaprak tabakasından ibaret ölü örtüsü yakılmak suretiyle çıplaklaştırılmış bir toprağın yüzünden yağmurla taşınan toprak miktarı, yağmurun şiddetine ve toprak karakterine göre değişerekten, yaprak taba.kasiyle örtülü yüzeyden taşınan miktarın 50-1000 misli fazladır. Başka bir deney serisinde bitkilerin ve yaprak tabakasının kaldırılması halinde erozyonun 1000 defa fazlalaştığı bulunmuştur.
Her şey göz önünde tutuldukta, yapraklı ağaçlar toprağa iyi fizik özellikler verdiklerinden ve koniferler kesif ve dairnl tepe çatılariyle yağmurun çarpma şiddetini azalttıklarından karışık orman beliti en çok istenecek bir orman şeklidir. Ormanın dik yamaçlarda. erozyona karşı toprağı koruması, yukarda anlatılanlardan başka,
ağaç köklerinin toprağı bağlamalarına ve yüzeyden akan suyun erozif etkisini azaltmalarına dayanır ki bu hususlar hem yapraklı ve hem konifer ağaç ormanlarında mevcuttur.
:F'akat mutlaka orman değil, genel surette başka herhangi bir bitki örtüsü, çalılıklar ve çayırlar da erozyonu önleyen bir garanti teşkil eder.
Memleketimizde tarla açmak ya da iyi ot yetişmesini sağlamak üzere çalıların ve hatta ormanların yakıldığı. olağandır. Bu olayların sonucunda toprak güneşin kızgın, kavurucu etkisine ve sonradan rüzgara ve tufan gibi yağmurlara maruz kaldığından, şiddetli toprak ka-yıplarına yol açılır.
273
21. 22 Kültür bitkilerinin ve tanın osullerinin etkileri
Doğal bitki örtüsünden başka kültür bitkilerinin dahi erozyonu önledikleri bilinmektedir. Erozyona kültür bitkilerinin botanik tabiatından ziyade tarım tipi, yani toprağın işlenmesini icap ettiren tarz, tesir etmektedir.
Çok yayılmış olan üç mahsül, mısır, pamuk ve tütün bütün dünyada erozyonu kolaylaştıran kültür bitkilerinin başında gelmektedir. Tahıl bitkileri toprağı daha iyi korurlar. Fakat toprağı önemli periyotlarda erozyona maruz bırakırlar.
Otlaklar ve çayır bitkileri genellikle aşırı bir otlatılma yapılmadığı takdirde toprağı erozyona karşı çok korurlar. Bununla beraber, otlayan hayvanlar tarafından toprağın mutedil surette çiğnenmesi bile toprağı sıkıştırdığından yüzeyden akan su çoğaltılabilir.
Münavebeli tanın usulünün erozyona engel olmak hususundaki tesiri, münavebeye sokulan her bir bitkinin ayrı olarak yetiştirilmesi halinde yaptığı tesirin üstündedir. Miller, aşağıdaki tablo 36'da, muhtelif kültivasiyonda hasıl olan yıllık ortalama erozyonu ve yüzeyden akan su miktarını gösterir rakamlar vermektedir.
Tablo 36
Yüzeyden akan suyun ve erozyonun 19 yıllık ölçmelerden elde edilen ortalamaları. Missouri deneme istasyonu.
Columbia (Toprak balçık, mailenin uzunluğu 27.68 m Meyil % 3.68; sayılar hektar başına çevrilmiştir) .
Ortalama yıllık !Yıllık yağmurun topTarım sistemi veya
erozyon rak yüzeyinden akan toprağı işleme_t_a_rzı-ı'--- _ton(h~-- -1- _kısın~% _ola_:~k -
Çıplak sürülmüş
bitkisiz
Sürekli mısır
Sürekli huğda y
Mısır, buğday, yonca 1
(münavebe)
Sürekli çayır (blue grass)
102.5
49.2
25.2
6.7
0.7
(Jacks, G. V., Whyte R. O. 1938'den).
274
30
29
23
14
12
Sürekli mısır, buğday ve çayır (Poo türleri) parsellerinden hesaplanan ortalama erozyon takriben 25 ton kadardır. Oysa münavebe parsellerininki 6.7 tondur. Miller münavebenin olumlu etkisini, toprağın daha uzun müddet bitkilerle örtülü kalmasından başka yoncanın toprağa eklediği organik maddelere atfetmektedir; bu maddeler toprağın strüktürünü ve su tutma kapasitesini düzeltirler.
Miller kendi deney şartlarında bazı mühim kültür bitkilerini erozyonu mucip olma derecelerine göre dört sınıfa ayırmaktadır.
Tablo 37
Önemli tarım bitkilerinin erozyonla ilişkileri
Çok erozyona 1 Mutedil müsait kültür erozyona müsait
bitkileri : kültür bitkileri 1
Az erozyona müsait
baklagiller
Az erozyona. müsait çayır
bitkileri -
ı _____ -1------1 Mısır Buğday Alfalfa
Yoncalaı·
Pamuk Yulaf Trifolium pratense
Tütün Arpa Trifolium ibridum
Soya fasulyesi Çavdar Melilotus
Patates Soya fasulyesi Korea yoncası (çizgilerde)
(Jacks, G. V., Whyte R. O. 1938'den)
Poa türleri
Agrostis alba
Phleum pratense
Orchard grass
Tablo 37'den de anlaşıldığı üzere kültür bitkilerinin erozyona engel olma dereceleri yağmur mevsiminde toprağın yüzeyinde bir örtü teşkil edip etmemelerine ve toprağın işlenmesinde mucip oldukları özelliklere tabidir.
Muvakkat tarımın erozyona sebep olması, bilhassa sarp yamaçlarda yahut kurak rejyonlarda raslandığı gibi, terk edilmiş açıklıklarda bitkilerin ve özellikle ormanın tekrar yetişmesinin yeterli derec~de hızlı ve kuvvetli olmadığı veyahut nadas devrelerinin çok kısa olduğu yerlerde görülür. Türkiye'de birçok mahallerde gözlendiği gibi yamaçlarda ormandan açılan tarlalar, meşcerenin uzun yıllar süresince toprağın en üst tabakasında biriktiOOlği değerli besin maddeleri yüzünden, ilk bir kaç yıl iyi ürün verirler. Fakat rasyonel bir şekilde gübrelenmiyen bu tarlaların verim kabiliyeti .bir zaman sonra
275
düşer ve artık mahsül sarf edilen emekle orantılı olmadığından bu yerler terk edilir ve bakımsız kalan ve daimi otlatma yüzünden kısa bir zamanda bitkiyle örtülmeyen toprak, suların erozif etkisine kurban olarak taşınır. Sonuç kısa bir zaman sonra çıplak kayaların meydana çıkması ve o yerin artık devamlı surette kısırlaşmış bulunması· dır (Şekil 76).
Şekil 76 : Akdeniz bölgesi gibi, yaz kuraklığının şiddetli ve sürekli olduğu yer !erde, ormanın mahvından kısa bir süre sonra toprak taşınarak kayalar yüzeyi
örter (Toroslarda, ı Tamrun civan). Foto: A. Irmak.
21. 23 Arazi şeklbıin etkileri
Meyil ve yüzeyden akan su miktarı erozyonda büyük bir rol oynar. Wollny ile başlıyan ve sonra birçokları tarafından çeşitli kombinasyonlarla tekrarlanan deneyler, arazi meylinin artmasiyle yüzeyden akan su miktarının çoğaldığını ve erozyonun büyüdüğünü genel-
276
Fakat Tiirkiye'de çoğu yerlerde yağışların optimumu kış mevsimine yani tanına tahsis edilmiş toprağın örtüsü2' kaldığı bir zamana isabet eder ve birçok yerlerde büyük bir kesafetle yağışlar olur (0. Yamanlar ve J. L. Nowland, 1961). Buralarda arazi tasnifinde meyil sınırlarını çok küçük tutmak ve Orta Avrupaya mahsus ölçüleri kullanmamak gerekir. Sonuç olarak denilebilir ki, arazi tasnifi ile meşgul olanlar taraf mdan memleketimize mahsus gözlem ve deneylere dayanan say-ılar tesbit edilmiş olmadıkça sınıflar için herhangi bir meyil derecesini esas diye almak hatalı olur.
Bununla beraber daha önce ima olunduğu gibi bu çeşit sayılar
her yere teşmile müsait değildir ve muvaffakiyetsizliklere sebep olabilir; zira birçok hususlar toprağa ve diğer faktörlere tabidir. Mesela Rusya'da % 3 meyilli arazide bile toprak kayıplarının başladığı tesbit edilmiştir; ve tropikal Afrika'nın kurak kısımlarında meylin belli olmadığı yerlerde sathi erozyon baş gösterebilir. ·
21. 24 Jeolojik formasyonun re to!)rak özelliklerinin erozyona etkisi
Genel olarak taşın sertliği ile aşınma kabiliyeti arasında bir ilişki vardır. Sert, kompakt olan eruptif kayalarla, kristalen kayalar ve sert
Şekil 77 : Sertleşmemiş sedimentler kolaylıkla er~zyona uğrar. Bitki örtüsünü kaybeden toprak ta.şınarak arazi oyulur. (Burdur civarı). Foto: A. Irmak.
kalkerler erozyona karşı hayli dayanıklı oldukları halde yumuşak, gevşek şistlerin, kalkerlerin çoğu daha az dayanırlar. Kompaktlaşr:ıamış bir çok tersiyer sedimentler ve benzer özellikteki daha eski fliş sedimentleri (Şekil 77) ve yumuşak volkanik küller ve bilhassa alüvi-
278
yal tortullar ·erozyona gayet kolay maruz kalırlar. NÜekim A. Balcı (1972) da, ana materyalin toprak özellikleri ve erozyon kabiliyeti üzerine yaptığı araştırmada neosen siltinin en çok erozyona maruz kaldığını görmüştür.
Sertlikten başka tasın strüktürü, tabakaların yat1şı ve meyil derecesi de erozyona dayanmakta etki!idir.
Toprağa gelince : Toprağın, bazı fizik özelliklerine uyarak erozyona az veya çok nisbette uğrayacağı yapılan araştırmalardan anlaşılmaktadır. Erozyona etki yapan toprak faktörleri iki sınıftır. Bir kısmı yüzeyden su akımına diğer bir kısmı da yüzeyden akım vukuunda suyun hareketine tesir ederler. Bir toprağın suyu emme hızıt yüzeyden akıma tesir eden başlıca faktörlerıden birisidir. Suyu emme hızı emilmesi kabil olan su miktarının toplamından daha mühimdir. Her ikisi, hız ve miktar, tekstürün kabalığına ve kınntılık derecesine tabidirler; kaba tekstürlü topraklarda ve kırıntı strüktürünün mevcudiyeti halinde çoğalırlar, fakat büyük mikyasta bütün toprak profilinin strüktüründen ve özellikle suyu geçirmeyen yüzey altındaki horizonlıarıdan müteessir olurlar. Bununla beraber yüzeyden akışlar, ancak yağmur şiddeti toprağın enfiltrasyon hızını aştığı takdirde hasıl olur. «Dispersibilite» yani toprağm su içinde süspansiyon halinde dağılması kabiliyeti, yüzeyden akan suların mucip o1duğu erozyona tesir eder; zira genel olarak, toprağın farkına varılabilir bir ölçüde hareketi, sadece parçacıklar suda süspansiyon halinde bulunduğu takdirde olabilecektir. Kaba parçacıklar taşınmaları için incelerinden daha yüksek bir su hızına lüzum gö. terirler. Şu halde tekstür su ile sürüklenme kabiliyetini de tayin ede .
Bu mülahazalardan Baver erozyon kabiliyeti (erodibilite) ile onu icabettiren başlıca toprak faktörleri arasındaki ilişkiyi şöyle ifade eder : Erozyon kabiliyeti, dispersleşrne kabiliyetiyle doğru fakat emme kapasitesi ve suyu geçirme kabiliyeti ve tane boyutu ile ters orantılıdır. Vilensky'ye göre bir toprağın erozyana karşı dayanıklığı tüm strükt .. r stabilliğine bağlı bulunur. Strüktür stabilliği ise kısmen bileşik agregatların tabiatına ve kısmen aralarındaki bağlayıcı
kuvvetlere tabidir.
Yukarıda açıklamaları hülasa edersek: Erozyon bilhassa özel iklim f;artları içinde en şiddetli olur. Tabii vejetasyon örtüsünün yavaş büyüdüğü, seyrek olduğu ve kaldırılmasından sonra tekrar tamirinin yeter bir hızla cereyan etmediği kurak iklimlerde tehlike büyüktür. Bu iklimlerde yağışlar ekseriyetle kesif yağmurlar halinde olur. Bu da kısa bir zamanda büyük su kütlelerinin toprağın yüzeyinden akmasına sebep olur ki erozyon bunun neticesinde büyür. Tabii
279
vejetasyon örtüsü özellikle orman ve çayır, toprağı erozyona karşı korurlar. Bu bitki örtülerinin tahrip edilmiş olduğu yerlerde yüzeyden akan suların miktan çoğalır ve bağsız kalan toprak taşınabilir. Kültür bitkileri içinde sıkı örtüler yapan ve özellikle büyüme devresi azami yağış devresine rastlayan türler toprağı korurlar. Münavebe tarım metodumm toprağı en iyi koruyan bir metod olduğu tesbit edilmiştir. Geçici tarımın tatbik edildiği bölgelerde ise erozyonun çoğald1ğı ve önemli bir tehlike olduğu görülmüştür. Anataşın
sertlik ve yumu~aklığa da erozyona tesir ederler. Genellikle kompak taşlar gevşeklerden ve şisti olanlardan daha çok dayanıklıdırlar. Toprağın tekstürü ve strüktürü hem yüzeyden akan su miktarını hem de toprağın dispersleşmesini tayin etmekle erozyona etkili olurlar.
21. 3 nadolu'da erozyon durumu
Anadolu morfolojik yapısı itibariyle her yanında erozyona fırsatlar vermekte ve iklim şartlarının erozyona elverişli olduğu yerlerde tesiri pek ciddi bir dereceye varmaktadır. İnanmaya değer tarihi vesikalar son iki bin yıl içinde erozyonun şiddetini göstermektedir.
Fizyografik yapısı ve Akıdenizle Asya kıtası arasındald mutavasrıt durumu sonucunda Anadolu'nun muhtelif bölgelerinde iklimin karakteri çok değişiktir. Erozyon bakımından ortalama yağışların önemi azdır, başlıca faktörler azami yağışlar ve yağmurun muhtelif mevsimlere dağılış1dır. Yazın da yağışlı olan kuzey sahil bölgesinde yağışların çoğu sonbahar ve kışa rastlar; oysa batı ile güney s2hillerinde kış yağmuru karakteristik olu_!) buralarda yazın yağışlar pek azalır. Türkiye'de hazan yağan tufan gibi yağmurlar mühim bir erozyon faktörüdürler ve bunların büyük bir erozif kudretleri vardır. Bundan başka yazın ekstrem kuraklığa uğrayan memleket kısımlarında to~ kasırgaları olur.
Araziden faydalanma tarzı çeşitli yerlerde yeknesak olmadığından erozyon meselesi de yerine göre çok farklıdır. Mesela Karadeniz bölgesinde fazla yağmur ile birlikte ormansızlaştırma ve dağların nahile yakınlığının icapları olan büyük yükselti fa!'kları önemli faktörlerdir. Bu sahil boyunca yetiştirilen mısır. buğday, arpa ve tütiin gibi mahsüller yeter bir toprak örtüsü tesis edemezler, hususiyle sonbaharın ve kışın en yağışlı olan aylarında, yabani otların istisnasiyle, toprağı ekseriya çıplak tutan fındık plantasyonları da bu rejyonda erozyonu kolaylaştırır. Bahis konusu bölgede tahıl ekiminin fazlalaştırılması ve genişletilmesi ile toprak taşınmasına karşı ko-
280
ruyucu bitkilerin yetiştirilmesinin kafi gelmediği hallerde arazıyı teraslamak mühim olacaktır; mısır yetiştirmekten vazgeçmek mümkün olmadığından bu ürünle birlikte baklagiller dikilmelidir. Her halde güz ve kış aylarında toprağı koruyacak olan kesif ve koruyucu bir bitki örtüsü önemlidir.
Batı ve güney kıyılarında tamamiylc farklı şartlar bulunur; burada büyük sahil diizlükleri ve nehir vadileri vardır, bunların yan · ya.maçları tahıl yetiştirmekte özel önemi haizdir. Batıdaki incir. üzüm ve zeytinlere eklenerekten güneyde narenciye yetişir. Başlıca mahsülleri buğday, arpa, tütün, susam ve pamuk gibi erozyona kar: ı
az koruyucu çeşitlerdir. Bu bölgelerde, arazinin verimliliğini korumak için teraslıyarak veya teraslamadan toprağı koruyucu mahsülIerin münavebeye sokulması yine lazımdır.
İç Anadolu'nun fizyografik yapısı ve iklim itibariyle moloz taş:yan sellerin doğmasına elverişli olan kısımlarında sel ya aklarının sistematik kontrolü ve ıslahı toprağın korunmasında önemli bir problemdir. Bu keyfiyet, nehirlerin getirdikleri molozlarla örtülmek tehlikesinin bulunduğu pirinç tarlalarında özel bir öneme sahiptir.
Toz kasırgaları da İç Anadolu'da bir problemdir. Eski usul step tar1mı rüzgarla erozyona o kadar çok elverişli değildir: fak2-t arı
mın buralarda modern esaslara göre organize edilmesi ve g~niş ölçüde hububat ekimi şüphesiz tehlikeyi bijyütebilir.
Güney doğu Anadolu'da erozyonu kolaylaştıran şartlar memleketin orta kısmı için tarif edilenlere benzer. Doğu Anadolu'da karın çabucak erimesi ile su hacminin büyiik oranda artması, nehirlerin erozif kudretinde göze çarpar bir tesire sahiptir: sonunda sular taşar, vadi düzlükleri mil ile örtülür, ·
Anadolu'da erozyon problemi çok cephelidir; fakat tarımı kurmak hususunda ilerlemeler kaydeden memleketimiz, dünyanın ba5ka taraflarında yapılan hatalardan hfila sakınacak bir durumdadır. Tahıl ekimi için iklimce en uygun olan bölgeler aynı zamanda erozyona en fazla maruz olanlardır. fakat bir bölgedeki bütün köylünün n üşterek gayreti ve değerleri anlaşılmış tedbirlerin alınması ile çok şey yapılabilir.
21. 4 Erozyona karşı ça.rel r
Erozyona karşı alınacak tedbirler ve diğer koruyucu çareler :darı meseleler arasında en mühimleri olarak tanınmıştır. Bunun çözümlenmesi mutadın üstünde güçlükler arzedebilir; zira çok defa halkın
2 1
I
kurulmuş adetlerine aykırı olan icra.at ister. Otlatmanın, ot için çalıları yakmanın ve ormanlarda tarla acmanın yasaklanması bir misal olarak söylenebilir. İdareci, sıkıntı ve ('farlık yaratmama.l{ ic:in mümkün olanı yapmakla beraber, şu gerçeği hatınnda tutmalıdır ki başlıca vazifesi, şimdiki neslin toprak fakirleşmesini sonuçlandıran kötü usullerle araziden faydalanmasını yasaklayarak gelecek nesillerin çıkarlarını emniyet altına almaktır. Hiç kimseye sırf zati çıkarı için ve geleceği düşünmeden, doğuşu asırlarca süren topraktan faydalanmasına müsaade etmemek bir kaide hükmüne girmelidir.
Eğitim ve öğretim, pratik gösteriler ile propaganda çok şey yapabilir; köylünün ve halkın e~itim ve öğretimi ile ilgili olan eğitmen ve öğretmenlerin erozyona ve toprağın kaybına. sebep olan olayları tanıması lazımdır. Öğretim ve eğitim ile bu işin önemini öğretmek emin olan fakat yavaş yilıiiyen bir çaredir. Oysa erozyon olayları çabuk ilerler. Şu halde kanun yardımiyle önleyici tedbirlerin desteklenmesi lazımdır. Erozyonu önlemek tedbirleri içine giren suları düzenlemek ve iklim etkilerine karşı korumak gibi problemlerin bir çok müşterek noktaları vardır. Bu işlerin mühim bir kısmı dere ve nehirlerin sularını toplayan havzalarda yapıldığı için orman kanunu ormancılığımıza sarih ödevler ve sorumluluklar yüklemiştir.
Çeşitli erozyon kontrolu metotları birbirinden her zaman kesin olarak ayrılmadığından muhtelif tedbirlerin iyi tasarlanmış bir kombinasyonunu kabul etmek en iyi plandır. Özel bir hale uyacak erozyon kontrolu tedbirlerini ta.sarlamak için ilk önemli nokta erozyonun sebebini bulmaktır (haddinden çok hayvan beslemek, kontrolsuz yang n, yanbş tarım metotlan gibi ve başka etkenler). Ancak ondan sonra çare olabilecek tedbirler tasarlanabilecektir. Kontrol ~çin kabul edilmiş metotlar, başanya götürecek en .basit ve uygun metot olmalıdır ve mahallinde sağlanması mümkün materyalle ve basit usullerle istenen gaye gerçekleşiyorsa, itinalı ve pahalı işlerden sa
kınmalıdır.
Erozyon kontrolunu ve diğer koruyucu işleri tatbik edece1{ mekanizma bu işlerin durumuna, önemine, genişliğine ve karakterine göre değismek mecburiyetindedir. Fransa, İsviçre ve A vusturya'nın dağlık bölgelerinde bu iş esas itibariyle stabil olmayan yamaçların tesbitiyle birlikte sel yataklarının ıslahından ve ağaçlandırmadan ibarettir. Böyle bir iş orman mühendisliğinin görevidir ve mutat halde dağların restorasyonu konusunda ihtisas yapmış memurlara gördüıiilür.
Erozyona karşı koymanın en tabii ilk tedbiri koruyucu bitki örtüsünü tesis etmektir. Bu sebepten ormanlaştırma başta gelen bir tedbirdir. Bir çok memleketlerde bu işin müsbet örneklerine rasla-
282
maktayız. Mesela Pyreneelerde ormansızlaştırma ekseriya afet şeklini alan erozyonlara sebep olmuş ve tahrip edilmiş arazide tekrar ormanların yetiştirilmesi problemi derhal ele alınmıştır. Bütün FranEa'da 1861'den 1935'e kadar geçen üç çeyrek asır zarfında takriben yarım milyon hektarlık bir saha tekrar ormanlaştırılmış ve bu uğurda 31.7 milyon frank harcanmıştır. Bu meblağdan 57 milyon frank restorasyon ve imar işlerinde sarfolunmuştur. Sel yataklarının böyle bir imar ve ıslahının ve otlatmanın düzenlenmesi işinin özel çıkarlara dokunmadan yapılamıyacağı tabiidir. Doğabilecek dirençlere ormancılığın galebe çalması için Fransa'da bir çok kanunlar çıkarıl-ın~~. .
Her halde sel yataklarının ıslahı konusunda bilinen teknik işler ve tesisler şumullü etüdlerin sonunda mütehassısların vereceği karar üzerine yapılmaktadır. Bunların dışında .bazı Akdeniz memleketlerinde, mesela Kıbns ve Filistin'de olduğu gibi, daimi tedbir olarak şunlar tavsiye edilmiştir.
1. Her köyün arazisindeki hayvan miktarını köy merasının tahammUI edebileceği bir hadde indirmek.
2. Düzensiz otlatma sistemini organize edilmiş bir rasyonel otlatmaya çevirmek.
3. Sonbahar ayları esnasında otlatılacak hayvanların beslenmesini tamamlamak için yem tedarik etmek.
4. Dağlarda keçi yetiştirilmesinden vazgeçmek.
5. Ekili dik yamaçlarda her türlü hayvanın otlatılmasını yasak etmek.
6. Meyilli arazide tarım yapıldığı takdirde kuru duvarlar ve teraslar yapmak.
7. Dik yamaçları ormanlaştırmak ve ormanlaşmaya elverişli arazide otlatmayı menetmek.
8. Meyilli yüzeylerde araziyi tesviye eğrileri boyunca sürmek.
Bu tedbirler memleketimizin Akdeniz bölgesinde ve değiştirilmi~ bir şekilde diğer bölgelerinde tatbik edilirse toprağımız erozyona karşı kôrırnmuş olur.
283
22. Amerikan Toprak Sınıflandırma Sistemi
Amerikalıların 1960 yılında «Soil classification. A comprchensive system. 7th approximation» diye adlandırılan sistemde bir yedinci toprak tasnifi taslağı bahis konusudur ki, yeni bazı prensipler getirmiş bulunmaktadır. Aşağıda tasnifin esaslan hakkında gerektiği kadar bilgi verilecektir. Bu sistemde 6 taksonomik katagori vardır. En yükS€k kategori «Orders» takımlardır. Onun altında ise «Suborders» alt takımlar, bunlarırr altında da «Great groups» büyük gruplar, sonra «Subgroups» alt gruplar, familvalar ve nihayet seriler asağıya doğru sıralanmış bulunur.
Takımlar, alt takımlar, gruplar ve alt gruplar için yepyeni ve mantıki surette bina edilmiş terimler getirilmiştir. Alt kademelerde yer alan seriler ve fazlar ise yine eskisi gibi lokal isimlerle tanıtılmaktadır. Familyalar lokal isimlerle amlabildikleri gibi alt grupların isimlerinden türevlenclirilmek suretiyle de adlandırılabilirler. Bu yeni sistemde eski Amerikan toprak tipleri artık yer almamaktadır.
7. Aproksimasyon sadece A.B.D.'deki topraklar değil, bütün dünya topraklan göz önünde tutularak tertiplendiği ve yanın yüzyıldan fazla süren toprak haritacılığı görgülerine dayatıldığı için büyqk bir önem taşır ve dünyaca kabul edilecek bir niteliğe sahip görünür. Toprak tasnifi eskiden olduğu gibi. genellikle yine toprakların arazide gözlenebilen özelliklerine dayanarak yapılmaktadır.
Diğer sistemlerden farkı şudur: Burada toprak üç boyutlu bir obje olarak göz önünde tutulmaktadır. Bu yeni sistem dışındaki tasnif sistemlerinde toprak profili bir temel birim olarak kabul edilir. Halbuki bütün toprağa nazaran toprak profili sadece iki boyuta sahiptir. Buna karşılık bahis konusu yeni sistemdeki temel birim pedon'dur (pedon=yunanca toprak). Pedon, belirli bir toprağın bütün karakteristik özelliklerine hala sahip olarak ayrılabilen en küçük toprak hacmidir ki tüm karakteristik özellikleri haiz «bir toprak» diye adlandırılabilir. Toprak profilinin aksine :pedon, hacimli olduğundan iiç boyutlu bir objedir. Bir diğer önemli fark da şudur: Üst kademedt-ki taksonomik kategoriler için bazı memleketlerin (Podsol, smonit.za, Fahlerde, Gyttja gibi) mahalli toprak adları değil, bitki ve hayvan aleminin tabii tasniflerinde yapıldığı üzere belirli özellikleri gösteren latince ve yunanca kelimelerden türevlenmiş ve modern ba-
284
yahut koyu bozdan, humusca fakir ve esmer renge kadar) değişik olur.
22. 12 Diyagnostik alt toprak horizonlan
Üst toprağın altında bulunan fakat bazan ölü örtü altında da teşekkül edebilen horizonlardır. Şunlar ayırt edilmektedir:
1. Argillik horizon ( «argil» _,., «kil» sözünden). Tabakalı kil minerallerinin taşınmak suretiyle birikmiş olduğu illuviyal horizondur. Elluviyal horizonun altında teşekkül eder.
2. Agrik horizon (latince «ager» = «tarla>> sözünden). Turla topraklarının süıiilmesi ile meydana gelmiş kilin veya humusun illuviyal horizonudur.
3. Natrik horizon ( «Natrium» = «sodyum» sözünden). Na+ iyonlarının koruyucu kolloid etkisiyle meydana gelmiş argillik horizonlar.
4. Spodik horizon (yunanca «Spodos» = «odun külü» sözünden). Yüksek katyon mübadele kapasitesine sahip amorf materyalin ( organik kolloidler ve söskioksitler dahil) yukarıdan aşağıya yıkanarak birikmesiyle meydana gelmiş illuviyal horizon.
5. Kambik horizon (latince ccambira» -=- «değiştirmek» sözünden). Balçıklı ince kumden daha ince tekst üre sahip ve don'un, köklerin ve karıştırıcı hayvanların etkisiyle toprak parçacıklarının hareket ettiği ve strüktür elem.anlarının (peds) teşekkül ettiği; primer minerallerin hidrolize uğradığı, kilin teşekkül ettiği, söskioksitlerin serbest hale geçebildiği veya çözündürüldüğü ve kar.bonatlann etrafa yayılarak dağılması keyfiyetinin vaki olduğu, serbest oksitlerin oksidasyonu, redüksiyonu veya çökeldiği ve bütün bu olaylarla ana materyalden değişik bir nitelik almış horizondur (argillik ve spodik horizonlar ile C horizonu, yahut A horizonu ile argillik horizon arasındaki geçitler kambik horizon olarak mütalaa edilemezler) .
6. Oksik horizon (demir veya afüminyum oksitten türevlenmiş). Demir veya alüminyum ile birleşmiş SiOı'nin ileri derecede ayrışmış, söskioksitlerin ve 1 : 1 kil minerallerinin birikmiş olduğu horizon (kil fraksiyonunda montmorillonit, illit yahut alofan bulunmaz, olsa olsa eser halinde vermikülit vardır) .
22. 13 Sertleşmiş horizonlar
1. Duripan (latincc «durus» = «Bert» sözünden). Silis asidi ile çimentolaşmış alt toprak horizonlan. Hava kurusu parçalar suda yahut esitlerde dağılmazlar. Çoğunlukla demir oksit ve karbonatları
286
ihtiva ederler. Silis asidi ile çimentolaşmada ana materyalde mevcut olan volkanik camın önemli bir rol oynamış olması muhtemeldir.
2. Fragipan (latince «fragilis» = «gevrek» sözünden). Balçıklı ve humusca çok fakir alt toprak horizonu. Kuru halde çimentolaşmış gibi görünür. Sert ve pek sert, nemli halde oldukçaı veya az ufalanır. Su geçirgenliği kötü veya pek kötü. Ekseriyetle lekelidir.
22. 14 Diğer horizonlar
1. Kalsik horizon. Sekunder şekilde kalsiyum karbonat birikmesine uğramış horizon.
2. Petrokalsik horizon. Masif, kalsiyum karbonatla ve bazen e olarak silis ile çimentolanmış horizon.
3. Gipsik horizon. Sekunder kalsiyum sülfat birikmesine uğramış horizon.
4. Salik horizon {latince «Sa1» = «tuz/> kelimesinden) Sekunder tuz birikmesine maruz kalmış horizon.
5. Albik horizon. (latince calbus» === «ak» sözünden) Kil ve serbest. demir oksit bakımından fakirleşmiş horizon yahut demir oksitlerin konkresyon halinde ayrılmış olduğu, rengin kum ve toz paı çacıklarından hasıl olduğu hoıizon.
22. 2 Tasnif kategorileri
22. 21 Takımlar
Yukarıda söylenmiş olduğu gibi yeni Amerikan toprak klasifikasyonunda en yüksek kategori takımdır. Takımların adları daima «sah, («solum)> = toprak sözünden) hecesi ile son bulur. Bu gategoriler esas itibariyle horizon farklarının belirme derecesine ve ho ·z n rn·asının tarzına dayandırılmıştır. Bundan başka ayrışma şidde' i 1
J
mesela C.E.C. ile mübadele bazlarının iştirak oranları v.b. gibi b zı
şimik özellikler de göz önünde tutulmuştur. Bu esnada kaba bir .1:Jimatik sınıflama da denenmiştir. 10 adet takımdan 8 taı esi belirli büyük .biyocoğrafik zanlara az çok münhasırdır. İki takım yer yüzün ü bütün bölgelerinde görünebilirler; entisol ve histosol'ler bu tal ı -lardır. Entisol'ler eski Amerikan toprak tasnifinin «azonal topraklarına» tekabül eder ve bütün iklimlerin az gelişmiş topraklarını, histosol'ler ise bütün turbalık topraklarını kapsarlar. Geri kalan 8 takımdan oksisol ve ultisol'ler nemli veya değişken kurak olan subtropik ve tropik bölgelere, aridisol'ler çöl ve yarı çöl bölgelere inhisar ederler. Vertisol'ler de çoğunlukla subtropik ve tropik toprakları kapsarlar. Geri kalan dört takımın yayılış ağırlık merkezi soğuk veya sı-
287
cak ılıman, fakat nemliden yan nemliye kadar değişen bölgelerde bulunur. Bununla birlikte bir yandan tundralara ve alpin kuşaklara, öte yandan tropikal sahalara kadar sokulurlar. Bunlar arasında spodosol'ler esas itibariyle konif er orman bölgelerinde, mollisol'ler steplerde toplanırlar. Oysa inceptisol ve alfisol'ler daha ziyade ılıman iklimli yapraklı ağaç rejyonlarının topraklarıdır. Bununla birlikte bu rejyonların dışında da geniş bir yayılış gösterirler.
Türkiye için entisol, inceptisol, mollisol, spodosol, alfisol, oksisol ve aridisol özel bir ilgiye sahiptirler. Ancak bazı hallerde mahalli olarak histosol takımına giren toprakların da Türkiye'& bulunduğu bilinmektedir.
Entisol'ler (latince u-ecent>ı == «yeni» sozunun «ent» kısmından) Horizon farkları az belirmiş yani ham toprakları, rankerleri ve birçok kumsal topraklan kapsarlar ki bunlar öteki klasifikasyonlarda esmer topraklara, podsollere ve başka toprak tiplerine konulur. Burulan başka kumdan hasıl olmuş, ta.ban suyu etkisi altında kalmış topraklar ve belirli bazı antropojen topraklar bu takıma giredP.r.
Vertisol'ler (latince «Vertera» = «al~üstetmeb sözünden). özellikle subtropik ve tropik bölgelerde çoğu defa rastlanan ve şiddetle şişmeye müsait montmorillonit kil topraklarım bir araya getirirler. Bu kil topraklan şişme büzülme sonucunda tabakaların alt üst olması gibi kendine özgü içsel olaylar gösterirler. Bu killere, Hindista.n'daki regur, Afrika'daki tirse ve kara pamuk topraklan, Endonezya'daki margalithik topraklar ve güney Avrupa'nın sınolnitze'leri (grumusol) dahildir.
İnceptisol'ler (latince «incipare~ = «başlamak;ı:. sözünden). Bunlara diğerleri arasında mutedil derecede ayrışmaya uğramış ve teşekkülleri uzun zaman gerektirnıeyen diyagnostik horizonlara sahip topraklar girer. Bundan dolayı nemliden yan nemliye kadar olan sahalarda gelişmiş daha ziyade gençce topraklardır ki iklimin gerektirdiği zayıf ve orta derecede ayrışma malısulüd1 1rler. Esır.€:1 topraklar ile asit esmer topraklar, esmer çayır topraklan (Braune Auenböden) ve ılıman bölgelere mahsus esmer topraklarla podsol arasında geçit toprakların bir kı.smı ( podsolümsü esmer topraklar - po<!solige Braunerden) fakat aynı zamanda esmer topraklara benzeyen tropik ve arktik topraklar, bundan başka tekstür farklılaşması olmayan pseudogley ile bir kısım g!eyler ve turbalıklı gleyler (Anmoorgley) ve göründüğüne göre marş (Ma.rsch) topraklarının bir kısmı bu takıma aittir. Önce Japonya'da. tarif edilmiş bulunan, volkanik küller üzerinde teşekkül etmiş genç «An<losol'lt:r» de inceptisol'lere konulmuştur.
288
Aridisol'ler (latince «arid» = ckurak:. sözünden). Kurak bölgelerdeki okrik epipedonlu (üst topraklı) fakat oksik veya spodik horizonları olmayan topraklar. Çöl toprakları, kırnuzı çöl topraklan, sierozemler, kısmen esmer ve kırmızımsı esmer topraklar, kısmen solonchak ve kısmen solonetz toprakları, regosol ve kısmen litosol'ler aridisol takımına girmektedir.
Mollisol'ler (latince «mollis» = «yumuşak» sözünden). Mollik horizonuna, yani % 50'den fazla ea+ ile doyurulmuş üst toprağa sahip bulunan bütün topraklar; şu halde özellikle çernozemlerle kestane renkli topraklar; aynı suretle kuzey Amerika'mn çernozemlere akraba olan preri toprakları; taban suyunun etkisine maruz bulunan çayır toprakları; bir kısım sokmetz ve solodi toprakları; bundan başka rendzinalar ve nihayet az çok nötr reaksiyonda.ki koyu renkli, humuslu A horizonuna sahip oldukları takdirde gley toprakları da buraya girerler.
Spodosol'ler (yunanca «Spod.OS» = «Odun külü» sözünden). Orta Avrupa'nın podsollerine tekabül ederler. Fakat entisollere ait bulunan zayıf surette gelişmiş podsoller istisna edilmiştir.
Alfisol'ler (Al ve Fe'den alınmış). Oldukça yeknesak olan spodosol'lerin aksine, çok değişik tabiatta.ki topraklan kapsarlar. Bu takımdaki toprakların müşterek özelliği bir kil horizonuna sahip bulunmaları ve kara toprağa benzer bir üst topraktan yoksun olmalarıdır (tropikal topraklar, kilin biriktiği bir horizona sahip bulunsalar bile alfisol'lerin dışında bırakılmışlardır). Bu takıma Ruslar'ın podsolümsü toprakları (podsolierte Böden) ile açık boz orman toprakları; Almanya'da solgun toprak (Fahlerde) dedikleri topraklarla Parabraunerde'ler (Fransız'lann sol lessive'leri) ve tekstür farklılaşmasına uğramış pseudogley; daha birçok subtropik ve özellikle Akdeniz topraklan; diğerleri arasında tekstür farklılaşmasına maruz kalm~ meridyonal (güneyli) esmer topraklar; Rus toprak tasnifindeki tarçın renkli topraklar; terra rossa ve başkaları bu takıma sokulmuşlardır.
Ultisol'ler (latince «Ultimus» = «sonuncu» sözünden). Bu takıma tekstür farklılaşması gösteren subtropik topraklar girerler. Bu topraklarda tekstür farklılaşmasından başka iki değerli katyonlar derinlemesine ilerleyen bir yıkanma.ya uğramışlardır. Fakat silikat minerallerinin harap olmasını sonuçlandıracak ekstrem ayrışma belirtileri göstermezler. Amerika'lılann «red-yellov podsolic soils» ile Rus toprak tasnifindeki «zeltozeme ve krasnozeme'ler» bu takımda mütalaa edilirler.
289
Oksisol'le.r (oksit sözünden). Ekstrem şekilde ayrışmış ve kuvarstan başka yalnız söskioksitlerle kaolinitin bulunduğu tropikal topraklar (eskiden lateritik topraklar, sonradan latosol adını alan ve Fransızların sol ferralitique topraklan), oksisol'lerde bir araya getirilmişlerdir.
Histosol'ler (yunanca «histos» = «doku» sözünden). Organik topraklar. Yan karasal turbalık toprakları, turbalıklar bu takımı teşkil ederler.
22. 22 Alt takımlar
Her takımın 2-7 kadar alt takımı vardır. Bunların aynmında çeşitli karakteristik özellikler göz önünde tutulur. Bu esnada jenetik bakımdan imkan nispetinde homojen olan birimlerin teşkiline gayret sarfedilmiştir. Toplam olarak bugüne kadar sarih surette tarif edilmiş 30 ve takriben şimdilik kaydiyle tefrik edilmiş 10 kadar alt takım vardır. Adlan iki hecelidir. Hemen hemen her takımda hidromorfik alt takımlar vardır ki «aqu» hecesi ile ayırt edilirler (aquet'ler, aqualf'ler v.s.). Şuhalde hidromorfik topraklar için, turbalık topraklanndan sarfınazar edilirse, herhangi bir özel takım yoktur. Hidromorfik topraklarda taban suyu nemliliği ile durgun su nemliliği ayırt edilmemektedir. Alt grup düzeyinde zayıf surette olan taban suyu ve durgun su etkisi göz önünde tutulmaktadır (aquic ve paraquic alt gruplan).
Benzer klimatik şartlan haiz topraklar bir araya getirilmek suretiyle alt takımlar teşkil edilmiştir. Burada ayırt edici ölçü olarak daha ziyade toprak sıcaklık ve kuraklık periyodlannın süresi kullanılmaktadır. Mesela mollisol'ler arasında boreal bölgelerdeki kışın soğuk ve kontinental olan « borol'ler» (latince « borealis» a=:: «kuzey» sözünden) ; daha nemli olan ve kışlan daha ılımlı geçen, özellikle ortalamalan daha sıcak olan «Udol'ler» (latince «Udus» = «nemli» sözünden) ile yaz kuraklığına maruz bulunan «ustol'ler>> (latince «UStus» = «yanık» sözünden) ve «kserol'ler» (yunanca «Xeros» = «kuru» sözünden) ayırt edilmektedir. Bazı alt takımlar için bir diyagnostik horizonun bulunuşu ayırıma esas olur. Böylece mesela «Umbrept'ler» umbrik epipedonlu inceptisol'lerdir. Fakat ana materyalin de etkileri göz önünde tutulmaktadır; mesela entisol'ler arasındaki «pssammenb !er (kumlu entisol'ler j alt takımında, takriben rendzinaya tekabül eden «rendol'ler» (rendzina sözünden rendzinaya benzer) alt takımında yahut volkanik küllerde hasıl olmuş «andepb ler (Japonca'da «ando» == «Volkanik küh topraklarının isminden, bundan önce adı geçmiş bulunan ando topraklar) alt takımında olduğu gibi.
290
Bununla beraber spodosol'ler de alt takımların teşkili için, brujka tasniflerde yalnız alt tip düzeyinde kullanılan karakteristikler kısmen göz önünde tutulmaktadır. Böylece mesela Orta Avrupa'nın demirhnrms podsollerine takriben karşılık olan toprakların B horizonund;ıki demir, alüminyum ve organik maddenin oranı bir ayırt edici ölçüdür.
Bazı takımlarda tipik bir alt takım teşkil edilmiştir ki «orth» ( yunanca «Orthos» == «doğru» sözünden) hecesi ile karakterlenmiştir, mesela entisol'lerden «orthent» ler, aridisol'lerden «orthid» ler ve spodosol'lerden «Orthod» ler gibi.
22. 23 Büyük gruplar
120 tane büyük grup, her şeyden önce diyagnostik horizonların bulunup bulunmaması ve düzeni ile karakterlenmişlerdir. Bu husus çoğu defa isimde ifadesini bulur. Böylece «argaquol» ler, «argiboroh ler ve «argiudol» ler argillik (killi) bir horizonun bulunması ile ve «natraquol» ler, «natriborol» ler, «natraqualf» ler v.s. natrik (sodyumlu) bir horizonun bulunması ile «fragiochrept» ler, «fragiboralf» ler ile «fragiudalf» ler bir' fragipanın mevcudiyetiyle özelliklerini kazanmışlardır.
Bir alt takıma ait bulunan büyük grup (normal sözünden) «norm» hecesine sahiptir. Mesela «normipsamment» ler, «normaquept» ler, «normorthod» lar gibi. Diğer hallerde ise diyagnostik horizonlar değil de başka özellikler alt takımların büyük gruplara ayrılması için kullanılmaktadır. Mesela doygunluk derecesine göre ( «eutroph» = «elverişli beslenme şartları gösteren» sözünden, «eutr») «eutrochrept» ler ve ( «dystroph» = «elverişsiz beslenme şartları gösteren» sözünden «dystr») «dystrochrept» ler, A ile B horizonlan arasında dil (yunanca «glosso») şeklinde sınırlar bulunduğunda «glossoboralf» ler, düşük toprak sıcaklıkları hakim olduğunda (yunanca «Cryo» ,= «soğuk») <ı:kriyochrept» ler ve sairede olduğu gibi.
Büyük grupların, horizon sıralanması ve önemli horizon karakteristikleri bakımlarından imkan nispetinde yeknesak olmalarına dikkat edilmiştir. Orta A vrupa'nın alt tinlerine yaklaşık surette karşılık olan alt gruplar, büyük grupların değişik şekillerini ifade ederler. 1960'da 400 alt grup ayrılmıştı. O zamandanberi sayıları oldukça artmış bulunmaktadır.
Alt gruplardan başka, özellikleri bakımından iki alt grup ortasında olan ve bundan dolayı bir geçit teşkil eden (intergrade sub-
291
groups) aralık alt gruplar da vardır ki isimlerine uygun sıfatlar eklenerek ayırt edilirler.
22. 24 Familya, seri ve fazlar
Familyalar iki tarzda isimlendirilebilirler. Ya alt gruplar, bazı
ek özelliklerin yardımiyle bölünerek, yahut seriler bir araya toplanarak teşkil olunurlar.
Seri ve fazlar yine eskisi gibi mahalli isimlerle tanımlanırlar.
«Soil F:ries» eski Amerikan tasnif sisteminin en mühim kategorik birimi id!. Yeni Amerikan tasnif sisteminin de en alt kategorisi olarak devam etmektedir.
«Soil series» üst toprağın tekstürü hariç, aym bir profil yapısına, bundan başka horizonların aynı morfolojik özelliklerine sahip ve önemli oranda aynı olan ana materyalden hasıl olmuş toprakların bir grubunu temsil eder. Ana materyal için ise en önemli ~ayılan hassalar, mineralojik bileşim, gözeneklik, geçirgenlik ve tekstürdür. Seri ismi fazlarda da korunmuş bulunur. Böylece aşağı kademelerdeki akrabalık gösterilmiş olur.
Yukarıdaki Eayfalarda 7'nci To:?rak Tasnifi Taslağı ve ona 1964 yılında yapılan ilaveler (Ewald, E. 1965) hakkında en önemli bilgi verilmiştir. Bunu izleyen 8'inci taslak aynı esasları korumakla beraber bazı noktalarda değişiklikler getirmiştir. Daha çok ayrıntıyı öğrenmek isteyenler aşağıdaki eserlere başvurmalıdır :
Soil Survey 8taff (1960); Johson, W. :M. (1963); Kellog, Ch. E. (1963); Duchaufour, Ph. (1963); Ewald, E. (1965).
Amerikan toprak tasnifi sistemi, taksonomik bir sınıflama karakterine sahip olup tabii şartlara intibak ettirilmeye büyük bir gayret sarfedilmiştir. Toprak sistematiğini geliştirmeye müsait olduğu gibi muhtelif memleketlerin topraklarını birbiriyle mukayese etmek imkanını da vermektedir. Ancak tatbiki için topraklar hakkında laboratuvarda elde· edilmiş birçok bilgilere de (mesela baz doygunluk dereceleri, mübadele bazlarının oranlan, organik madde miktarları ve bazı hallerde sitrik asidinde çözünür fosfat muhtevası v.b. gibi enform~ryonlara) ihtiyaç göstermektedir. Türkiye, topraklarını henüz bütün memleketi kavrayacak şekilde bu türlü ayrıntılarla araştırmış olmayıp o kadar zengin enformasyona sahip bulunmamaktadır. Bu görüş açısından bahis konusu toprak tasnifinin tam olarak tatbiki imkanı henüz uzaktır. Bu düşünce ile kitabımızda daha ziyade profil yapılarına dayandırılmış ve Orta Avrupa'da hfila kullanılmakta olan toprak tasnifine uyacak şekilde başlıca toprak tipleri tanımlanmış bulunmaktadır.
292
BİBLİYOGRAFYA
Alevcan, C., 1945. Bizde orman ve iskan münasebet! ri. Orman e Av. sayı 7.
Aıten, F. ve Kurmies, B., 1939. Handbuch der Bodc.ıılehre. ı. tamamlayıcı
ciltte.
Altınlı, 1. E., Pamir, H. N. ve Erentöz, c., 1964, 1/500,000 ölçekli Türkıye jeoloji haritası (Van). M.T.A. Ankara.
Arol N., 1959. Bolu ve civarında bazı göknar, kayın, çam saf ve karışık meşcerelerinde ölü örtü miktarı ile besin maddesi muhtevası 'G.zerine araş
tırmalar. T.C. Ziraat Vekaleti Orman Umum Müdürlüğü Yay•nlarından. ... eşriyat Sıra No. 301, seri 3. Ankara.
Atkinson, H. J. ve Wright, J. R., 1957. Chelation and the vertical movement of soil constituents. Soil Selence Vol. 84. No. 1, pp 1-11.
Balcı, A. N., 1972. Influence of Parent Material and Slope Exposure on Properties of Soils Related to Erodibility in North Central Anatolia Zeitsehrift für Planzenernahrung und Bodenkunde. 131. Bd., Heft 1, 1972.
Baver, L. D., 1956. Soil Physics. Third edition. John Wiley aııd Sons, Inc. New York.
Baykan, ö. L., 1965. Diyarbakır, Erzurum vr Rize bölt;clerind bazal kayalardan oluşan topraklardaki kil mineralleri üzerinde bir araştırma. (Do
çentlik tczi, Atatürk Üniversitesi, Ziraat Fakültesi) Erzurum.
Bemhard, R., 1935. Türkiye ormancılığının mevzuatı, tarihi, ve vazifeleri. Ankara. A. Y. Z. E. yayınları, sayı 15,
Bloonfield, C., 1953. A study of podzolization. Part I. the Mobilization of iron and aluminium by scots pine netdles. Journal of Soil Science. Vol. 4
No. 1, 5-16.
Bloomlield, C., 1953. A. study of podzolization. Part II. thc Mobilization of iron and aluminium by leaves and bark of Agathis australis (Kauri . Journal of Soil Selence. Vol. 4, No. ı, 17-23.
Briggs, .J. L. (Baver L. D., 1956'da).
Buckingbam, E., (Lutz ve Candler, 1947'de).
Burger, H., 1946. Bodenverbesserungsversuche. Mitt. d. achw. Anstalt für
forstl. Versuchswesen. Bd. 24. 517-579.
Caillere, S. ve Henin, s., 1957. Bull. Groupe franç. Argiles, 9, 77 (Mae
kenzie, R. C. 1959'da).
293
Christiansen-Weniger, 1934. Die Grundlagen des türkischen Ackerbaues, Ankara.
Cla.rke, F. W. ve Washington H. s., 1924. U.S. Gpol. Survey, professional Paper 127, 1942 (Wahlstrom, 1947'de).
Cobb, M. J., 1932. A quantitative study of the microôrganic population of a hemlock and deciduous forest Soil. Soil Selence Vol. 3i, 325-345.
Coınber, N. M., 1948. An introduction to the sclentific study of the soil. Edward Arnold and Co. London.
Czeratzki, W., 1961. Zucker 14 (1961) s. 244-249. (Fiedler, H. J. ve Reissig, H. 1964'de).
Darwin., (G. W. Robinson, 1936'de).
Daubcnmire, R. F., 1947. Plant and cnvtronment. John \Viley and Sons, Inc. New York, Chapman and Hall Ltd. London.
Dechaufour, Ph., 1960. Precis de pMologie. Masson et Cie, Editeurs. Paris
Ebennayer, E., 1876. Die gesamte Lehre von der Waldstreu. Berlin.
Erinç, S., 1957. Tatbiki klimatoloji ve Türkiye'nin iklim şartları. İstanbul Teknik Üniversitesi. Hidroloji Enstitüsü yayınlanndan.
Erinç, S., 1965. Yeni bir indis.!. Ü. Coğrafya Enstitüsü yaymlanndan No. 41.
Feber, D., Frank, M. ve Hank, O., 1954. (Fiedler ve Reissig, 1964'te).
Fiedler, H. J. ye Reissig H., 1964. Lehrbuch der Bodenkunde. VEB Gustav Fischer. Jena.
Franz, H., 1960. Feldbodenkunde. Verlag Georg Fromme und Co. Wien und München.
Gedroiz, K. I<., 1929. Der Absorbierende Bodenkomplex und die absorbierten Bodenkationen als Grundlage der Genetischen Bodenklassifikation. Verlag von Theodor Steinkopff, Drcsden.
Geiger, R. R., 1950. Das Klima der Bodennahen Luftschicht, Friedr. Vieweg und sohn Braunschweig.
Gessel, S. P., Balcı, A. N., 1965. Amount and composition of forest floors under Washington coniferous Forest. Oregon State University Press. Corvallis.
Grim, R. E., 1953. Clay mineralogy. Mc Graw-Hill Book Co. Inc., New York.
Groenew(}ud, H., Van., 1961. Variation in pH and buffering capacity of the organic layer of grey wooded soils. Soil Science Vol. 92, No. 2, 102-105.
Gülçur, F., 1952. Kuzey Anadolu ormanlarının bazı meşcerelerinde toprak humusu üzerine araştırmalar. Orman Fakültesi Dergisi, Seri A, Cilt 2, sayı l, 154-184.
Gillçur, F., 1958. Rize mıntıkasında, humid şartlar altında gelişmiş bazı
fakir toprakların kil fraksiyonlarında kimyasal ve mineralojik özellikler üzerine araştırmalar. Orman Fakültesi Dergisi, Seri A, Cilt 8, sayı 2, 35-104.
Gülçur, F., 1964. Mersin nuntıkasında (Akdeniz Bölgesi) mevcut })azı
294
Romell, L. G. ve Heiberg, S. o., 1931. Types of humus layer 1n the forests of northeastern United States. Ecology. 12. 567-608.
Russell, E. J. and Appleya.rd, A., 1915. The composition of the soil atmosphere (Comber, N. M .. 1948'de).
Saatçi F., 1966. tzmir bölgesi rendzina topraklarının kil mineralleri üz.erine araştırmalar. Ege Üniversitesi, Ziraat Fakültesi Dergisi, cilt 3, sayı 2, s 78-~6.
Scbairer, E., 1937. Ein Beitrag zur Stickstofffrage. Foı·stl. Wochenschr. Silva Bd. 25: 181-186. (Lutz ve Chandler, 1947'de).
Scheffer-Sclıachtschabel,, 1960. Lehrbuch der Agrikulturchemie und Bodenkunde. 1. Teil, Bodenkunde. Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart.
Schroeder, D., 1969. Bodenkunde in Stichworten. Verl. Ferdinand Hirt. Kiel.
Se:hucht, F., 1930. Grundzüge der Bodenkunde. Verlagsbuchhandlung Paul Parey, Berlin.
Schiınitsche~ E., 1937. Ttirkiye'de ormanın koruması ve entomolojisi hak: kında görüşler. A. Y. Z. E. yayınlan No. 74, Ankara.
Sevim, ıu., 1951. Alaçam Dursunbey ormanlarında ekolojik ve pedolojlk araştırmalar. Orman Fakültesi Dergisi, Cilt 1, sayı 2, 115-142.
Sevim, l\L, 1952. Lübnan sedirinin (Cedrus libani Barr.) Türkiye'deki t3.bii yayılış ve ekolojik şartlan. Orman Fakültesi Dergisi, Seri A, Cilt 2. sayı 2. 20-46.
Sevim, M. 1957. Çangal ormanlarında (Ayancık) rastladığımız podsolleşmiş topraklar hakkında bazı müşahedeler. Orman Fakültesi Dergisi, seri A, Cilt VII, sayı 1, s. 198-202.
Shand, S. J., 1947. The study of rocks. 2 nd edition. Thomas Murby and Co. Lemden.
Sigmond, A. A. De, 1938. (H. Jenny, 194l'de).
Stevenson, F. J., · Dhariwal A. P. S. ve Choudhri M. B., 1958. Further evidence for naturally occurrlng fixed ammonium in soils. Soil Selence, Vol 85, No. 1, pp. 42-46.
Stöckli, A., 1950. Die Ernaehrung der Pflanze 1n ihrer Abhaengigkeit von der Kleinlebewelt des Bodens. Z. Pflanzenernaehrung 48. 264-279. (Fiedler, H. J. ve Reissig, H. 1964'de).
Tavşanoğlu, F., 1966. Türklye'de toprak erozyonu ve sel problemleri. Kongre tebliği. Orman Mühendisliği ı. teknik kongresi Cilt 1 (Erozyon ve sel
kontrolu) Ankara.
Thornpson, H. S., 1850. On the absorbant power of the soils. Journ. Royal Agr. Soc. of England. 11: 68-84 (Lutz ve Chandler 1947'de).
Tommerup, E. C., 1934. Verhandlungen I. Kom. Intern. Bodenk. Ges. S. 155 (Paris 1934). (Laatsch, W. 1938'de).
Tolun, N. ve Eren.töz, C., Ketin, 1., 1962. 1/500.000 ölçekli Türkiye Jeolojik
haritası (Diyarbakır) M. T.A. Ankara, 1962.
Tunçkale, 1. H., 1965. Belgrad Ormanı toprak tipleri ve yayılışları tize.
298
rine araştırmalar. İstanbul Üniversitesi, Orman Fakültesi Derg1.s1, Sert A. Cilt XV, sayı 1, 111-164.
Uçttncti, N., 1966. Türkiye'de toprak kaybı, su kaybı, seller ve sedimentasyon. Kongre tebliği. Orman Mühendisliği ı. teknik kongresi. Cilt 1, (Erozyon ve sel kontrolü) Ankara, 1966.
Vageler, P., 1930. Grundrtss der Tropischen und Subtroplschen Bodenkunde, Verlagsgesellschaft für Ackerbau. Berlin.
Vageler, P., 1932. Der Kattonen-und Wasserhaushalt des Mlneralbodens. Berlin (W. Laatsch, 1954'te).
Vater, H.~ 1927. Die Bewurzelung der Kiefer, Ficthe und Buche. Tharandter Forstl. Jahrbueh. 78 (1927) S. 65-85. (Büsgen-Münch, 1927. Bau und Leben unserer Waldbaume. Verlag von Gustav Fischer. 1927'de).
Wahlstrom, S. E., 1947. Igneous minerals and rocks. John Wiley and Sons. Inc. New Ycrk. Chapman and Hall, Ltd. London.
Waksman, S. A., 1926. On the ortgin and nature of the soil organic matter or soil "humus": V. the role of ınicroörganisms in formation of "humus" in the soil. Soil Selence 22. 1926. PP~ 421-436.
Waksman, S. A., Iver, K. R. N., 1932. Contrtbution to our k.nowledge of the chemieal nature and ortgin of humus: I. On the synthesis of the "humus nucleus" Soil Selence Vol. 34, 1932, 43-69.
Waksman, S. A., 1936. (Robinson, G. W. 1936'da).
Waksman, S. A., 1938. Humus. Ortgln, chemical composition, and importance in nature. Second ed. W1lliams and Wilkins Co. Baltimore (Lutz ve Chandler, 1947'de).
Way, W. T., 1850. On the power of soils to absorb manure. Jour. Royal .Agr. Soe. of England. 11: 313-379 (Lutz ve Chandler 1947'de).
Wehrmann, J., 1960/61. Mineralstoffernaehrung der Kiefer auf Heideböden (Sonderdruck aus dem Jahresbericht des F. B. V. 1960/61).
Wllde, S., A., 1958. Forest Soils. The Ronald Press Co. New York.
Wllllaıns, E. G., Scott, N. M. ve Margaret J. McDonald., 1958. Soil properties and phosphate sorption. Jour. Set. Food and Agrtc., 9 September,
551-559.
Wlttich, w., 1943. Untersuchungen über 0
den Verlauf der Streuzersetzungen auf eimen Baden mit Mullzustand. Forstarchiv, 1943.
Wltticlı, w., 1951. Der Einfluss der Streunutzung auf den Boden. Forstw.
Centralbl. 70. H. 2. 65-92.
Wittich, w., 1959. Die Verbesserung des Wasserhau.sh8.ltes durch Forstkulturmassnahmen. Allg. Forstzeitschrtft 10. (1959) S. 201-205 (Fledler ve Relssig,
1960'da).
Yamanlar, O. ve Nowland J. L., 1961. Türkiye'nin zararlı yağmurlar ha
r itası. Orman Fakültesi Dergisi, Seri. A, Cilt XI, sayı 1, 33-51.
Zunker, F., 1980. Das Verhalten des Wassers zum Boden. In E. Blanck'a Handbuch der Bodenlehre. Bd. IV, Verlag Julius Sprtnger. Berlin.
299