0. GİRİŞ. Toprak Bilimi'nin Konusu ve Amacı

Transkript

1 0. GİRİŞ Toprak, çeşitli ürün ve hizmetlerin kaynağı olan doğal bir varlıktır. Bu nedenle de canlıların yaşamını sağlayan ve kendisinden sürekli olarak yararlanılan en önemli üretim faktörlerinden biridir. Gerçekten toprak, tüm bitkisel ürünlerin kaynağı, yeraltı servetlerinin ambarı, birçok organizmaların konutu, tüm canlı ve cansız varlıkların yaşam kaynağı veya barınağıdır. Bütün bunların dışında, insanların Vatan adı altında uğruna kanını döküp canını verdiği ulusal ve kutsal bir varlıktır. Yukarıda açıklanmaya çalışılan nedenlerle, tüm canlıları bu derece yakından ilgilendiren ve onlar için yaşamsal bir değer taşıyan bu doğal kaynağa ait karakteristiklerin incelenip araştırılması ve çok iyi değerlendirilmesi gerekir. Bu görev, Toprak Bilimi'nin uğraşı alanını ve inceleme konularını oluşturmaktadır. İçinde yaşadığımız yüzyılda, dünyamız dışındaki gezegenlere ulaşım sağlayacak kadar ileri bir teknoloji geliştirilmiştir. Fakat öte yandan da insanlar kitleler halinde açlıktan ölmektedirler. Böylece insanlık açısından utanç ve gurur duygularını birbirine karıştıran bir ortamda yaşanmaktadır. Bu çelişkili durumun ortadan kaldırılması için uzay çağı tekniğinden ödün verilmeyeceğine göre, açlığın önüne geçecek çarelerin aranıp bulunması gerekir. Bu çarelerin en önemlilerinden biri, hiç kuşkusuz toprak kaynaklarının daha etkin kullanılması ve verimliliklerinin arttırılmasıdır. Dünyadaki tüm besin maddelerinin içinde bitkisel besin payının %78' ve bunun kaynağının da toprak olduğu düşünülürse, konunun önemi daha iyi anlaşılır. Gerçekten, bu sorun bir çözüme kavuşturulmak isteniyorsa; toprakların doğal verim gücünün ne olduğunun, üretimi arttırma çarelerinin neler olabileceğinin araştırılıp incelenmesi ve belirlenmesi gerekir. Bu da öncelikle, toprağın oluşumundan bitki yetiştirme özelliklerine kadar tüm toprak karakteristiklerinin çok yönlü olarak iyice tanınması ve bilinmesi ile gerçekleşir Toprak Bilimi'nin Konusu ve Amacı Toprak Bilimi; toprağın oluşumu, toprağı meydana getiren öğeler, toprağın çeşitli özellikleri, toprak sistematiği gibi konuları inceleyen ve araştıran bir bilim dalıdır. Böylece doğal toprak karakteristiklerine bağlı verim gücünü ortaya çıkarmak, bunlara dayanarak verimliliği arttırmak için ıslah önlemlerini belirlemek, toprağı yeterli düzeyde ve sürekli olarak verim sağlayacak şekilde insanların yararına arz etmek bu bilim dalının temel amaçlarını oluşturmaktadır. Bir başka deyişle: toprak ilmi; çeşitli anakayalar ve anamateryaller üstünde coğrafi mevkiin, yeryüzü şeklinin iklimin ve canlıların etkisiyle belirli bir sürede oluşan ve gene bu sayılan faktörlerin etkisiyle zaman içinde gelişen, değişik fiziksel ve kimyasal ayrışma olayları, yeniden teşekkül olayları ve yer değiştirme olayları ile kendine özgü birçok özellikler kazanmış olan 1

2 toprağı konu edinmiştir. Esasen toprağın oluşumu ve gelişimindeki olaylar ve kazandığı özellikler üç boyutlu bir sistem durumunda oluşu ve dördüncü boyut olan zaman içinde dinamik bir seri değişimler içinde bulunuşu, onun başlı başına ayrı bir doğal sitem olarak incelenmesini gerektirmektedir. Orman toprakları Bilimi ise Genel Toprak Bilimi'nin bir dalıdır. Genel olarak, orman topraklarının oluşum, gelişim ve özelliklerini, toprakları sınıflandırır ve haritalar orman vejetasyonu ile karşılıklı ilişkilerini ve özellikle silvikültürel müdahalelerin edafik özelliklerde meydana getirdiği etkiler ve bunların doğurduğu sonuçları inceler. Orman ağaçlarının çeşitli toprak özelliklerine göre yayılışını, beslenme ve büyümesini inceler ve verimin arttırılması için toprak özelliklerini geliştirici (toprak işlemesi ve gübreleme gibi) yöntemleri ortaya koyar. Çeşitli ormancılık uygulamalarını orman toprakları üzerindeki olumlu ve olumsuz etkilerini araştırır ve gereken tavsiyeleri yapar. Toprak Bilimi'nin Tarihsel Gelişimi: Arkeolojik araştırmalar, toprakların besin maddesi üretimi için bundan yıl önce, neolitik devirde işlenmeye başladıklarını göstermektedirler. Fakat topraktan yararlanma, toprağı işleme şekilleri ile toprak hakkındaki bilgiler zaman akışı içerisinde büyük bir değişim ve gelişim göstermiştir. Bu tarihsel gelişim, özellikle İsa'dan önce (M.Ö.) ve sonra olmak üzere birbirinden farklı iki devrede incelenebilir. İsa'dan Önceki Devirler: Yapılan araştırmalardan anlaşıldığına göre bilimsel olarak topraktan ilk yararlanma Eski Mısırlılar'da görülmüştür. Mısırlılar'ın M.ö yılında toprağı işlemek için pulluk kullandıkları, fazla tarımsal ürünü dış ülkelere sattıkları anlaşılmaktadır (AKALAN 1965). M.Ö yıllarında Babiller hurma bahçelerini sürüp işlemişlerdir. M.Ö. 400 yılında Empodokles, dünyanın su ve topraktan meydana geldiğini ifade etmekteydi. Daha sonra da bütün cisimlerin su + ateş + toprak + hava dan oluştuğunu bildiren dört eleman teorisi ortaya atılmıştır. Eski Mısırlılar tarımda ilerledikçe toprak konusuna gittikçe daha bilimsel olarak yaklaşım göstermeye başlamışlardır. Örneğin toprağı ekilen ve ekilmeyen arazi olarak iki kısma ayırmışlardı. Ayrıca mil çamuru ile gübrelemeyi, yani nehirlerin getirdiği alüvyon ismi verilen toz, kil ve bazı organik maddelerden meydana gelen taşıntı materyalini gübre olarak kullanmayı ve araziyi nadasa bırakma yöntemlerini biliyorlardı. Romalılar devrinde tarım ve toprakla ilgili bilgiler büyük bir gelişim göstermiştir. Bu devirde, M.Ö. I. ve Il. yüzyıllarda toprak basit yöntemlerle incelenip, özellikleri belirlenmeye çalışılıyordu. Örneğin toprak bir kaptaki suya konarak tadılmak veya el ile muayene etmek suretiyle toprağın karakteristiklerini yağlı, yağsız, sert, gevrek gibi terimlerle tanıtmaya çalışıyorlardı. Aynı şekilde, toprağa sokulan bir demirin paslandığını görünce «asit toprak» diyemiyorlardı amma, toprağın iyi özellikte 2

3 olmadığı sonucuna varıyor ve ıslah için önlemler alıyorlardı. Bu ve buna benzer bilgilere dayanarak da arazi sınıflaması yapıyorlardı (Bağ, bahçe, zeytin, çayır, orman, funda, meşe arazisi gibi). İsa'dan Sonraki Devirler: Yukarıda açıklanan toprağa ait bilgiler ve tarım tekniğinde ufak tefek ilerlemeler dışında büyük bir değişiklik meydana gelmeden M.S. IV. yüzyıla kadar gelindi. Çünkü bu süre aralığında ilm-i simya denen altın elde etme devri hüküm sürmüştür. Yani bütün çalışmaların gayesi ve birleştiği nokta maddi kazançtı. Onun için bu devirde herkes çalışmalarını gizli yapıyor ve son derece çapraşık ifadeler kullanarak eserlerini kimsenin anlayamayacağı şekilde yazıyorlardı. Böylece M.S yıllarına gelindi. M.S yılları arasını kapsayan devrede tedavi kimyasina geçildi ve düşünce şeklinde değişimler meydana gelmeye başladı. Örneğin Paracelsus : Çayırdan sütü, kuru topraktan salkımı yapan nedir? şeklinde bilimsel yanıtlar isteyen sorular ortaya atıyordu. M.S yıllarından sonraki devrede Toprak Bilimi nin ilk temelleri atılmıştır. Toprak Bilimi'nin bugünkü anlamda ortaya konma çabaları FALLOU (1860) ile başlamıştır. Aslen Hukukçu olan Fallou, emekliye ayrıldıktan sonra 20 yıl daha toprakla uğraşmış ve Pedoloji (=Toprak Bilimi) deyimini kabul ettirmiştir. Özellikle Orman Toprakları Bilimi'ne ilişkin geniş bilgiler kazanılmasını sağlamıştır. Bu devreyi izleyen yıllarda Amerika ve Rusya'da toprakların çeşitli karakteristikleri üzerinde durularak anataşı, iklim ve toprak özellikleri arasında ilişkiler kurulmaya başlanmıştır. Pastör'ün yaptığı mikrobiyolojik araştırmalardan sonra, toprağın organik maddesinin de önemi iyice anlaşılarak bugünkü anlamda bir toprak bilimi doğmuştur. Toprak biliminin gelişmesi ve bugünkü düzeye ulaşmasında birçok bilim adamı ve araştırıcıların önemli rolleri ve katkıları olmuştur. Bunların en önemlileri şu şekilde sıralanabilir (AKALAN 1965) : SIR HUMPHRY DAVY ( ), tarım topraklarının fiziksel özelliklerinin önemi üzerinde duran ilk bilim adamlarından biridir. SCHÜBLER ve SCHUCHMACHER (1864), toprak fiziği üzerinde çalışarak, gelişme sağlamışlardır. JR LORENZ (1874), bütün Fransa'nın toprak verimliliği haritasını hazırlamıştır. WOLLNY ( ) ve arkadaşları toprağın fiziksel özellikleri üzerine çok değerli araştırma ve yayınlar yaptılar. Bunlar bugün bile değerlerini korumaktadır. ALBRECHT VON THEAR, ürillı verimi ve kullanış şekillerine göre toprakları sınıflandırarak, toprak bilimi'nin ilerlemesinde büyük katkılarda bulunmuştur. KING (1888), Toprak Fiziği'nin Amerika'daki babası olarak kabul edilmektedir. LIEBIG, Toprak Kimyasında büyük bir çığır açmıştır. Özellikle Minimum Kanunu ile (1862), bugün bile geçerli olan çok önemli bitki beslenme esasları getirmiştir. 3

4 E.A. MITSCHERLICH, 1905 yılında Ziraat ve Ormancılık için Toprak Bilimi isimli bir kitap yayımlamıştır. RAMANN, yirminci yüzyılın başında toprak -iklim bitki arasındaki ilişkiler üzerinde durmuş ve iklim bölgelerine bağlı olarak bir dünya toprak haritası meydana getirmiştir. DOKUCHAEV, SIBIRCHAEV ve GLINKA isimli Rus Toprak Bilginleri XIX. yüzyılın sonu ve XX. yüzyılın başlarında toprakların oluşumu ve sınıflandırılması konularında yeni sistemler getirmişlerdir. CURTIS FILECHTER MARBUT ( ), Amerika'da toprak etüdleri ve haritalanması üzerinde durmuş ve bu konuda büyük bir gelişim sağlamıştır. Orman Toprakları: Orman topraklarının incelenmesi ve bu topraklar hakkındaki bilgi ve deneyimlerin tarihsel gelişimi hususunda da özet bilgi verilmesi gerekli görülmüştür. Doğal orman ekosistemleri için toprağın önemi çok önceden bazı bilim adamları tarafından ortaya konmuştur. Fakat bu bilim adamlarının sayısı çok azdı. Avrupa'da, XIX. yüzyılın ikinci yarısında ormancılık uygulaması geliştikçe orman topraklan hakkında bilgi gereksinimi de gittikçe artmıştır (PRITCHET 1979). Almanya'da HEYER, EBERMAYER ve öteki bazı araştırıcılar orman topraklarının fiziksel özellikleri ve ormanlar için ölü örtü tabakasının önemini belirten değerli makaleler yayımlamışlardır. Danimarkalı bir bilim adamı olan MÜLLER (1879) klasik araştırmaları ile orman humus tabakalarının tanıtımını yapmış ve biyolojik aktivitenin bu tabakalar üzerindeki etkilerini ortaya koymuştur. RAMAN (1893) tarafından toprağın kimyasal, fiziksel ve biyolojik özellikleri hakkındaki bilgilerin bazı ormancılık uygulamalarına aktarıldığı görülmektedir. MÜLLER (1879) ve RAMANN (1893), doğrudan doğruya orman topraklarına özgü ilk kitaplar arasında sayılmaktadır. XX. yüzyılın başından itibaren birçok araştırıcı, orman topraklarını inceleyerek orman ekosisteminin bu temel öğesi hakkında değerli yayınlar yapmışlardır. Kuzey Amerika'da, Orman Toprağı Bilimi çok yavaş gelişmiştir. Fakat I. Dünya Savaşı'ndan sonra orman işletmeciliği geliştikçe orman toprakları yakından incelenmeye başlanmıştır. LUTZ and CHANDLER (1946) ve WILD (1958) tarafından orman toprakları ismi altında yayımlanan iki kitaptan sonra, orman topraklarının bilimsel olarak incelenmesi büyük bir hız kazanmıştır. Bu iki kitap Amerika Birleşik Devletleri'nde uzun yıllar öğrenciler tarafından yarar1anılan önemli iki kaynak olmuştur. Son yıllarda orman toprakları hakkında yazılan kitaplarda, orman topraklarına ait karakteristiklerin tanıtımı ile birlikte, bunların ormancılık açısından ekolojik değerlendirilmesi hakkındaki bilgilere de geniş yer verilmiştir. Bunlara tipik örnekler olarak IRMAK (1972), PRITCHETT (1979) ve REHFUESS (1981) gösterilebilir. 4

5 Ülkemizde toprak bilimi dersi ilk kez Halkalı Yüksek Ziraat Okulu'nda Nurettin MÜNŞİ Bey tarafından 1920'li yıllarda okutulmuştur. Orman Fakültesi'nde ise ilk olarak değerli Hoca'mız Ord. Prof. Dr. Asaf IRMAK tarafından 1930'lu yıllarda okutulmaya başlanmıştır. Bu bilim dalı ormancılık öğretim ve eğitimi yapan kuruluşlarımızda yarım yüzyıldan beri başarı ile öğretilmektedir. İnsanlığın binlerce yıldan beri toprak hakkında edindiği bilgilerin bilimsel bir disiplin içinde ele alınması, Toprak İlmi ile mümkün olabilmiştir. Asrın başında ilk toprak ilmi kitabını yayınlayan E. Ramann (1911) kitabının önsözünde; Bilimdeki gelişmeler, toprağın oluşumu, özellikleri ve gelişimi öğretisinin bağımsız olarak ele alınmasını gerektirmektedir ifadesini kullanmıştır. Toprak İlmi nin bağımsız bir bilim dalı olarak ele alındığı bu tarihten beri geçirdiği gelişme süreci dikkat çekicidir. Yirminci yüzyıldaki teknolojik gelişime paralel olarak Toprak İlmi nde kullanılan inceleme teknikleri ve araştırma yöntemleri de gelişmiştir. Bütün bu hızlı gelişmelere rağmen toprak konusundaki bilgilerimizin yeterli düzeye yükseldiği, Toprak İlmi nin gelişme sınırlarına dayandığı söylenemez. Yapılması gereken pek çok araştırma ve öğrenilmesi gereken pek çok toprak özelliği vardır. Heterojen bir ekolojik sistem olan toprağın bölgesel farklara göre gösterdiği değişik özellikler ve antropojen etkilere karşı reaksiyonları toprakçıları daha uzun zaman meşgul edecektir. Türkler tarihin ilk çağlarından beri toprakla çok yakından ilgilenmişlerdir. Türk Coğrafyasındaki toprak bilgisi birikiminin giderek bilimsel bir şekilde sistemleştirildiği anlaşılmaktadır. Hacı İbrahim in 17. yüzyılın ortalarında yaptığı toprak sınıflandırması sözü edilen gelişimin tipik bir örneğidir (Revnak-ı Bostan 1651). Türkiye de Toprak İlmi nin son elli yıldan beri giderek daha hızla geliştiği görülmektedir. Bu gelişme ülkemizdeki toprakçıların bitmek tükenmek bilmeyen enerjileri ve gayretleri sayesinde olmuştur. Ancak toprakların incelenmesi ve araştırılması uzun süreli, yorucu ve yıpratıcı arazi ve laboratuvar çalışmalarını gerektirmektedir. Bu duruma Ord. Prof. Dr. Asaf Irmak, Toprak İlmi kitabının birinci baskısının (1968) önsözünde şu mütevazi ifadesi ile değinmiştir; Yurt toprak şartlarını öğrenmek ve öğretmek yolunda bir meslek ömrü tüketmiş olmamıza rağmen sadece mahalli şartları yansıtan bir toprak ilminin henüz başlangıçlarında bulunmaktayız. Ülkemizin barınılabilirliği ve devamlılığı, topraklarımızın korunması, özelliklerinin öğrenilmesi, bu özelliklere uygun olarak kullanılmaları ve verimliliklerinin arttırılması ile sağlanabilir. Toprak Bilimi'nin Başka Bilim Dalları ile ilişkisi Toprak Bilimi, fizik, kimya, jeoloji, mineraloji, mikrobiyoloji, jeomorfoloji bilim dalları ile doğrudan doğruya ilgilidir. Orman Toprakları Bilimi ise Silvikültür, Ağaçlandırma, Orman Hasılat Bilgisi, Orman Ekolojisi, Orman Amenajmanı, 5

6 Havza Amenajmanı, Toprak Koruma ve Orman Ekonomisi gibi bilim dalları ile sıkı ilişkilere sahiptir. Araştırma Yöntemi Toprak Biliminin araştırma yöntemleri, arazide ve laboratuvarda uygulanan yöntemler olmak üzere birbirinden farklı iki ana grupta toplanabilir. Toprak Kavramı ve Toprağın Tanımlanması Toprak Nedir? şeklindeki bir soruya verilen yanıtlar incelenirse, bunların çok değişik olduğu görülür. Bunun başlıca iki nedeni vardır. Bunlardan biri toprağın çok çeşitli görünümler arz etmesi, ötekisi de toprağı herkesin kendisinden beklediği yarara ve fonksiyona göre tanımlamasıdır. Toprağın çok çeşitli görünümler arz etmesi, onu meydana getiren olayların ve faktörlerin zaman ve mekâna göre çok değişmesinden kaynaklanmaktadır. Gerçekten katı yer kabuğu özellikle iklim ve organizmaların etkisi ile önce mekanik olarak parçalanır, sonra meydana gelen parçalar daha küçük kısımlara bölünür; bunlar da kimyasal ayrışmaya uğrarlar. Buna paralel olarak yeryüzündeki hayvansal ve bitkisel maddeler de ayrışarak humus denilen çok küçük boyutlu organik maddeler meydana gelir, Sözü edilen bu inorganik parçalar ile humus karışarak toprağı oluşturur. Fakat kayaların ayrışması ve humuslaşma her zaman için gözle görünecek kadar ilerleyemez. Toprak tanımlamasının güçlüklerinden bir başkası da yukarıda ifade edildiği gibi, herkesin toprağı, kendisinden beklediği yarara ve toprak ile olan ilişkilerine göre kavramaya çalışmasıdır. Örneğin bir çiftçi için toprak, üzerinde bitki yetişebilen işlenebilecek kadar derinliğe ve gevşekliğe sahip bulunan yeryüzü tabakasıdır. Buna karşılık bir bitki sosyoloğu için nerede bitki varsa, orası kendi anlayışına göre topraktır. Bu nedenle, üzerinde liken topluluğunun bulunduğu bir granit kayası bile onun için toprak sayılabilir. Aynı şekilde toprak, yapı mühendisleri için bir temel veya mekân, maden mühendisleri için yeraltı servetlerini saklayan bir hazinedir. Ulusal bir varlık olarak da uğruna kan dökülüp can verilen bir vatandır. Hidrobiyoloji ile uğraşanlar için ise deniz ve göllerin dibindeki yumuşak mineralojik tabaka toprak olarak sayılmaktadır. Yukarıda ifade edilmeye çalışılan nedenlerle toprak kavramı çok çeşitli şekillerde açıklanmış, onun için de şimdiye kadar kırk çeşitten çok toprak tanımlaması yapılmıştır. Örneğin ilk toprak uzmanları toprağı şöyle tanımlamışlardır: Toprak; kum, kil, kireç ve humusun karışımıdır. Jeologlar ise, Toprak, ayrışmış bitki ve hayvan artıklarını içeren minerallerin ayrışma ürünleridir. 6

7 Toprak bilimi alanında çalışanların öncüleri ise, Toprak; su, hava, organik madde ve yaşayan organizmaların etkisi ile değiştirilmiş bulunan gevşek yerkabuğu tabakasıdır şeklinde bir tanımlama yapmışlardır. Fakat tanımlamaların hepsinde ortak olan nokta, toprak yapısının inorganik ve organik maddelerin karışımından meydana gelmesidir. Bu husus aşağıda yapılan toprak tanımlamalarında belirgin olarak görülmektedir. Toprak değişik görüş açılarından bakılarak tarif edilmiştir. Toprak İlminin gelişmesine bağlı olarak çeşitli toprak tanımları vardır. Önceleri toprak katı yeryüzünün bitki taşımaya uygun ayrışmış üst tabakasıdır (E. Raman, 1911) şeklinde toprak tanımlamaları yapılmıştır. Daha sonra toprak ile toprağın oluştuğu ana materyali birbirinden ayıran ve oluşum-gelişim olaylarını da birlikte kapsayan toprak tanımlamaları yapılmıştır. Özellikle Von H. Pallmann toprağı kapsamlı bir şekilde tarif etmiştir. Pallmann a göre Toprak katı yeryüzünün gevşemiş, humus teşekkülü ve kimyasal ayrışma ile değişmiş olan, humuslaşma ve kimyasal ayrışma ürünlerinin taşınması ile değiştirilmiş olan kısmıdır Modern anlamda toprak: İnorganik ve organik maddelerden oluşan ve birçok biyolojik ve mekanik süreçler sonunda meydana gelen bir doğal varlık olarak kabul edilmektedir. Felsefi görüşe göre toprak: Ölümün sessizliğini sonsuza dek sürdürmek için yer yuvarlağı üzerine giydirilmiş bir mantodur. Bu mantoyu sadece katı haldeki organik ve inorganik maddeler oluşturmaz. Bu maddeler arasındaki boşluklarda su ve hava da bulunmaktadır. Toprak: sayısız öğeleri bulunan katı, sıvı ve gaz fazlarından oluşan heterojen bir sistemdir. Toprak İlmi (PEDOLOJİ) sistematik bir bilgi sıralaması veya bir tekniğin uygulanma düsturu değildir. Öyle olmuş olsaydı buna Toprak Bilgisi denmesi yeterli olurdu. Toprak; sadece anorganik ve organik maddelerin bir karışımı olmayıp, toprakta yaşayan canlıların da katılması ile dinamik madde ve enerji değişimlerinin oluşup geliştiği bir ekolojik sistemdir. Bu ekolojik sistemin yani toprağın dış faktörlerden etkilenmesi olaylarının ve toprağın içindeki olayların incelenmesi bilimsel sezgi ve yorumu da gerektirmektedir. Bu bilimsel çok yönlülük ve bilimsel sezgi yorum gerekliliğinden dolayı Toprak Bilgisi değil Toprak İlmi dir. Toprak İlmi nde ayırt edilen dallar ve inceleme yönleri iki grupta toplanabilir. I. Toprak İlmi: Toprakların oluşumu, gelişimi, özellikleri ile sistematiğini ve yayılışını konu edinir. 1) Toprak Genetiği: Çeşitli ortam faktörlerinin etkisi altında toprakların oluşumunu ve gelişimini inceler. 2) Toprak sistematiği: Toprakların sistematik olarak ele alınıp incelenmesini ve sınıflandırılmasını konu edinmiştir. 3) Bölgesel toprak İlmi: toprakların bölgesel özelliklere göre oluşumu ve gelişim özelliklerini inceler. 4) Toprak Haritacılığı: Çeşitli toprak sınıflarının yayılışını ve özelliklerini inceler 7

8 II. Uygulamalı Toprak İlmi: Uygulamalı toprak ilmi: tarım, ormancılık, meyvacılık, bahçıvanlık, hayvancılık ve peyzaj gibi çeşitli konularda üretim amacıyla topraktan faydalanma imkanlarını araştırır. Toprak ilmi toprağın ekolojik özelliklerini inceleyip, sınıflandırarak (haritalayarak) toprakların hangi faydalanma sektörüne tahsisi gerektiğini belirler ve çeşitli kültür bitkilerinin değişik toprak özelliklerine göre yetiştirilebilme olanaklarını, beslenmelerini, verimliliklerini ve verimi artırma için gerekli tedbirleri konu edinir. Dünyamızın üzerindeki toprak tabakasının kalınlığı çok değişmekle beraber, genel olarak en çok 3 metreye kadar gevşemiş ve ayrışmış yeryüzü tabakası toprak olarak kabul edilmektedir. Toprak oluşumunda önemli rolü olan biyolojik olaylar bu derinlikten sonra etkinliğini kaybetmekte, uygulama ve araştırma amaçları için bu derinlik yeterli görülmektedir. Yalnız daha önce yapılan açıklamalardan anlaşılacağı üzere zaman zaman Orman toprakları deyimi kullanılmaktadır. Uğraşı alanı olarak bizleri daha çok orman toprakları ilgilendirdiğine göre, bu toprakların ana karakteristikleri hakkında bilgi sahibi olmak gerekir. Aşağıda bu hususta literatüre dayalı özet bilgi verilmiştir. Orman Toprağı ve Karakteristikleri: Orman Toprağı, deyimi veya orman topraklarının ayrı olarak incelenmesi söz konusu edilince, zihinlerde bazı sorular belirmektedir. Örneğin; Bir orman toprağı meyve yetiştirilen, çayırla kaplı olan, hububat ekilen topraklardan farklı mıdır? Tarım ve orman toprakları incelenip araştırılırken aynı toprak bilimi ilkeleri uygulanmamakta mıdır? Bu sorulara yanıt verebilmek veya gerçekten tarım toprağı ve orman toprağı gibi bir ayırım yapmanın doğru olup olamayacağı hususunda bir kanaate varabilmek için orman topraklarının oluşumu ve orman topraklarının özellikleri üzerinde durmak ve orman toplumlarının toprağa yaptığı etkileri belirlemek gerekir. Geniş anlamı ile orman toprağı, bir orman örtüsü altında gelişmiş olan topraktır. Bu nedenle orman topraklarının genetiğinde derin ağaç köklerinin, orman ölü örtüsünün ve bunların ayrışma ürünlerinin, orman vejetasyonuna bağlı özel organizmaların ve mikro iklimin çok büyük etkileri vardır. Gerçekten tundra, bataklık, çayır ve çöl toprakları dışında tüm topraklar orman örtüsü altında gelişmişler ve bu bitki toplumunun etkisi altında özel bir karakter kazanmışlardır. Pek doğaldır ki bu toprakların hepsi bugün orman örtüsüne sahip değildir. KELLOG (1964), vaktiyle orman toprağı olanlardan 1/3'ünün bugün tarım alanı olarak çıplaklaştırıldığını ifade etmektedir. Bütün bunlara karşın bugün dünyadaki karaların '%30'u ormanla örtülü bulunmaktadır. Orman örtüsü altında gelişmiş topraklar, organik madde içeriği, mikroorganizma 8

9 spektrumu ve mikroiklima bakımından kendine özgü bir karakteristiğe sahiptir. Gerçekten kapalı bir orman tepe çatısı, bir yılda dökülen tonlarca yaprak ve bunların ayrışmasından oluşan çok çeşitli ürünler, ormanla örtülü toprağa ayrı bir özellik kazandırır. Toprak ile orman ölü örtüsü, ağaç kökleri ve orman ekosistemine bağlı özel organizmalar arasındaki karşılıklı karmaşık ilişkiler bu özelliğin yaratıcısı ve mimarıdırlar. Orman toprağı ile tarım toprağı arasındaki farkları doğuran faktörlerden bir başkası da tarım topraklarının sürekli olarak işlenmesi, sulanması ve gübrelenmesidir. Orman toprakları üzerindeki bitki toplumuna ise sadece silvikültür tekniği uygulanır. Bu nedenle orman toprağının birçok özellikleri doğallığını, bakirliğini korumaktadır. Gerçekten bir orman toprağının horizonları doğal süksesyonun bir sonucu olduğu halde, tarım topraklarının hiç değilse üst horizonları doğal yapısını kaybetmiştir. Bunun dışında tarım toprakları arzu ve tercih edilerek seçilmiş, işlemeye elverişli, verimli, eğimi az araziler üzerindeki topraklardır. Pazarlara ve yerleşim alanlarına çok uzak olan topraklar tarım için kullanılmaz. Buna karşılık birçok yerlerde orman toprakları eğim derecesi yüksek dağ bölgelerinde, çok taşlı, birçok hallerde sığ ve fakir topraklardır. Ayrıca tarım ürünleri topraktan daha çok besin maddesi götürür ve toprağı fakirleştirir. Ormanda ise yüzlerce yılda bir kez hasad yapıldığı için ürünle götürülen besin maddeleri azdır. Esasen ağaç gövdesi ile götürülen besin maddeleri önemli miktarlarda değildir. Tarını ürünlerinde ise bunun aksi geçerlidir. Onun için tarım toprakları her yıl işlenip gübrelenip, kireçlenir, sık sık sulanır. Bütün bunlar da toprağa yapay bir özellik kazandırır. Gerçi ormancılıkta ıslah ve gübreleme yapılmaya başlanmıştır. Fakat bu, yıllık idare süresinde ancak bir kez uygulanmaktadır ve etkisi geçicidir. O nedenle orman toprakları doğal bir araştırma objesidir. Tarım ve çayır toprakları gibi öbür topraklar ise işlenmiş veya insan müdahalesi ile birçok doğal özelliklerini kaybetmiş topraklardır. Özet olarak ifade etmek gerekirse: Orman toprağı, uzun ömürlü orman ağaçlarının altında gelişmektedir. Bu ağaçlar kök çürümesi ve yaprak dökümü ile toprağa bol miktarda organik madde verir ve madde dolaşımı sağlar. Ölü örtü denilen bu organik madde tabakası toprağın üstünü kaplayarak özel bir toprak iklimi yaratır; ayrışma ürünlerini toprağa vererek toprağın fiziksel, kimyasal ve biyolojik özelliklerini et kiler. Bu nedenle orman topraklan bu özellikler bakımından öteki topraklardan ayrılır. Bu farklılıklar ayrı bir inceleme, araştırma ve muamele yapılmasını gerektirecek kadar büyüktür 9

10 1. TOPRAĞIN YAPISI ve BİLEŞİMİ Toprak, birisi anakayanın ufalanıp ayrışması ile oluşmuş anorganik anamateryalin, diğeri de canlıların artıklarından oluşan organik anamateryalin fiziksel ve kimyasal ayrışmaları sonucunda teşekkül etmektedir. Birbirinden farklı bu iki anamateryalin ayrışma ürünlerinin bir araya karışması, yeni ve oluştuğu materyallerden farklı özelliklere sahip bir maddeler karışımının ve bileşiminin ortaya çıkmasını sağlamaktadır. Bu yeni maddeler kompleksi topraktır. Toprak bu anorganik ve organik kökenli maddelerin karışımı olmasının yanı sıra kendisine özgü özelliklere sahip olan toprak suyu ile toprak havasını da ihtiva etmektedir. Bu kendisine özgü maddeler kompleksinin genel yapısı tablo 1 te gösterilmiştir. Tablo 1: Toprağın genel yapısı Toprağı cansız ve canlı olmak üzere iki bölüme ayırıp incelemek mümkündür. Cansız bölümde katı kısım ve katı kısmı oluşturan parçacıkların arasında boşluk kısmı (gözenekler) vardır. Gözenekler toprağın havası ve suyu tarafından doldurulur. Toprağın canlı bölümünü ise toprak içinde ve üstünde fakat toprağa bağlı olarak yaşayan hayvanlar ve bitkiler oluşturur. 10

11 Toprağın Katı Maddeleri Toprağın katı maddeleri, bileşim ve karakteristikleri bakımından birbirinden kolayca ayrılabilen anorganik ve organik olmak üzere başlıca 2 gruba ayrılır. Toprağın katı kısmı fiziksel parçalanma ile ufalanmış ve kimyasal ayrışma ile ayrışmış maddelerden ve ayrışma ürünlerinden oluşur. Anorganik kökenli maddeler taş, kum, toz ve kil olarak ayırt edilmişlerdir (Tablo 1). Katı anakaya parçalanarak kum ve toz boyutuna kadar ufalanır. Bu ufalanma süresinde fiziksel parçalanmanın yanında kimyasal ayrışma da etkili olur. Toz boyutundan daha ileri bir ufalanma kuvars, feldspat ve mika minerallerinin Ø < 0,002 mm (2 mikron) boyutuna ulaşmasını sağlayabilir. Bu arada ayrışma ve yeniden birleşme ile ikincil (sekunder) yapıdaki kil mineralleri de teşekkül eder. Ayrıca ayrışma ve yeniden birleşme olayları sonucunda oluşan söskioksitler (demir ve alüminyum oksit ve hidroksitleri), karbonatlar ve tuzlar da toprağın anorganik katı kısmına ait maddelerdir. Taş ve çakıl kısımları toprağın iskeleti olarak kabul edilirler. Taş ve çakıl bölümü kaba kısım olarak nitelenir. Toprağın ince kısmı çapı 2 mm den küçük olan kısım olup kum, toz ve kil boyutundaki maddelerden oluşur ve ince toprak adını alır. Özet olarak, toprağın inorganik katı kısmı taş, çakıl, kum, toz ve kil gibi bazı madde gruplarına ayrılabilir. Bu ayırımın ölçüsü ekivalan çap tır. Ekivalan çapları 2-20 mm arasında olan anorganik madde parçalarına çakıl, çapları 20 mm'den yukarı olanlara da taş ve blok denir. Taş, blok ve çakıllara, yani ekivalan çapları 2 mm 'nin üzerindeki anorganik parçalara toprağın iskelet kısmı, ekivalan çapları 2 mm ve onun altında olan tane boyutu sınıflarına da toprağın ince kısmı denir. Bu tane boyutu sınıflarının sınırlarını belirleyen ekivalen çap büyüklüğü çeşitli ülkelere göre değişmektedir. Bu çap sınıflarının katışma oranına göre çeşitli toprak türleri meydana gelmektedir. Örneğin kum toprakları, balçık toprakları, kil toprakları gibi. Bunların her biri toprağa su ve besin ekonomisi ile diğer bazı özellikler bakımından çeşitli karakteristikler kazandırdığı için bu tane boyutu sınıflarının topraktaki katışma oranları, büyük bir önem taşımaktadır. Kum ve toz boyutundaki mineral parçacıkları suyu ancak yüzey çekimi ile tutabilirler. Elektrik yükü bakımından dengede oldukları için katyon ve anyonları pratik olarak tutamazlar. Kum toprağın iri taneli ve iri gözenekli olmasını sağlar. Toz ise toprağın gözeneklerini tıkadığı için toprağın geçirgenliğini olumsuz yönde etkiler. Toz suyu emmediği için tozlu topraklar ıslanma sonucunda cıvık bir yapı kazanır. Kil ise negatif elektrik yüklerine sahip olan bir mineraldir. Bu nedenle kil katyon ve anyonları elektriksel olarak bağlayabilir. Kil yaprakçıklı bir yapıya sahip 11

12 olduğu için suyu da emebilir (3 tabakalı killer). Bu özelliklerinden dolayı killer topraktaki katyonları bağlayıp toprağın kırıntılı bir yapı kazanmasına sebep oldukları gibi suyu da emip toprağın cıvıklaşmasını önlerler. Ayrıca killer katyonları tekrar toprak suyuna verebildikleri için bitki beslenmesi bakımından çok önemlidirler. Tablo 2. Farklı sistemlere göre toprağın ince kısmına ait tane boyutu sınıflarının ayırımı A.B.D. Tarım Kesimi Uluslararası Federal Almanya Ekivalan çap Sınıf Ekivalan çap Sınıf Ekivalan çap Sınıf (mm) (mm) (mm) ,5 0,5-0,25 0,25-0,10 0,10-0,05 0,05-0,002 <0,002 Çok Kaba Kum Kaba Kum Orta Kum İnce Kum Çok ince Kum Toz Kil 2-0,2 0,2-0,02 0,02-0,002 <0,002 Kaba Kum İnce Kum Toz Kil 2-0,63 0,63-0,20 0,2-0,063 0,063-0,02 0,02-0,006 0,006-0,002 0,002-0,0006 0,0006-0,0002 <0,0002 Kaba Kum Orta Kum İnce Kum Kaba Toz Orta Toz İnce Toz Kaba Kil Orta Kil İnce Kil Organik Maddeler Organik kökenli maddeler canlıların her türlü artıklarından oluşurlar. Bu artıklar biyolojik faaliyetin de sonucu olarak fiziksel parçalanma ve kimyasal ayrışma ile çürüntü haline, daha ileri safhada ise kolloid organik maddeler ve özellikle humusa dönüşürler. Humus bitkisel kökenli olup yapısı nedeni ile katyonları ve anyonları tutabilir (elektriksel güçle değil). Kolloid organik maddeler arasında humuslaşma esnasında ortaya çıkan organik asitler (humus asitleri), küçük moleküllü organik bileşikler, aminoasitler vd. gibi bileşikler de vardır. Kolloid organik bileşikler, bazı metal katyonları ile organo-mineral bileşikler (çelat) oluştururlar. Humus ve diğer kolloid organik maddeler ve organo-mineral bileşikler ayrışmaları sonucunda toprağa verdikleri katyonlar ve anyonlar yanında su ve iyon tutma özellikleri ile de bitki beslenmesinde ve diğer mikrobiyolojik olaylarda ve toprağın gelişimi olaylarında önemli role ve etkilere sahiptirler. Toprağın Gaz Maddeleri Toprak canlı bir varlıktır. Onun için solunum yapar. Bu nedenle de havaya gereksinimi vardır. Katı toprak tanecikleri arasında kalan boşlukları (gözenekleri), hava ve su kendi aralarında paylaşırlar. Toprakta, bitki kökleri ve mikroorganizmalar solunum ile bol miktarda C0 2 verirler. Bu nedenle toprak havası, atmosferik havaya kıyasla C0 2 bakımından çok daha zengindir. Yine su buharı bakımından da daha doygundur. Oksijen bakımından aralarında pek fark yoktur. Toprak havasındaki oksijen oranı atmosferdekinden biraz daha düşüktür. 12

13 Toprak tanecikleri kumlar, tozlar ve killer ve kolloid organik maddeler birbirine yapışık durumda (kırıntılar ve diğer strüktür) bulunurlar. Bu toprak parçacıkları arasında önemli miktarda boşluk kalır (toprağın gözenekleri). Boşluk hava ve su tarafından doldurulur. Gözenek hacmi toprak hacminin %40-60 ını teşkil eder. Toprağın havası toprağın gözeneklerinde bulunur. Kuru durumda hemen bütün gözenekler, ıslak durumda ise iri gözenekler toprak havası ile doludur. Toprağın havasında oksijen miktarı atmosferdekinden biraz daha az, karbondioksit ile su buharı miktarı biraz daha fazladır. Bu durum toprak içindeki mikrobiyolojik faaliyetin ve organik madde ayrışmasının sonucudur. Yani toprağın organik maddece zengin ve mikrobiyolojik faaliyetin de yüksek olduğu üst kesimlerdeki toprak havasında karbondioksit oranı daha fazladır. Karbondioksit oranının çayır topraklarında %1.5, ahır gübresi ile gübrelenmiş topraklarda % 0.5, diğer topraklarda ise % 0.3 kadar olduğu bildirilmiştir (Irmak, A.1972). Toprağın Sıvı Maddeleri Toprak suyu toprağın gözeneklerini (özellikle orta ve ince) doldurur. Toprak suyu toprakta bulunan suda çözünebilir tuzları, iyonları ve bir ölçüde suya karışmış olan toprak havasını içerir. Bu durumda toprak suyu toprağa sızan yağış sularından çok farklı özellikler kazanmış olur. Toprağın suyu mevsimlere hattâ gece ve gündüz farklarına göre değişiklik gösterir. Bitkilerin beslenmesi bakımından topraktaki alınabilir durumdaki suyun önemi çok fazladır. Toprağın canlı bölümünü toprak hayvanları ve bitkileri teşkil eder. Bu canlılar toprağa bağlı olarak (toprağı yurt edinmiş), onun içinde ve üstünde yaşayan hayvanlar ve bitkilerdir. Mikrofauna, ilkel hayvanlar (solucanlar, karıncalar, örümcekler, böcekler gibi), gelişmiş hayvanlar (köstebek, fare, tavşan, vb.), canlılar toprağın hayvancıkları bölümünü (toprak faunası) oluştururlar. Bakteriler, algler ve mantarlar, ilkel bitkilerden yosunlar, likenler gibileri ve yüksek bitkiler toprağın bitkilerini (toprak florası) oluştururlar. Toprak canlıları bir yandan toprağın organik maddesini parçalayıp, ayrıştırırken diğer yandan kendi artıkları ile toprağa organik madde sağlarlar. Bu biyolojik faaliyetin toprağın yaşanılabilir bir sistem olmasında ve üretim yapabilen bir ortam olarak kullanılmasındaki önemi çok büyüktür. Yukarıdan beri toprağın genel yapısına ait olarak verilmiş olan bilgiler toprağın dinamik ilişkilerin bulunduğu bir sistem olduğunu göstermektedir. Toprak yapısı itibariyle kendi içinde dengeli, kendisine özgü ilişkileri ve özellikleri olan bir ekolojik sistemdir. Toprağı sadece anorganik bir bileşikler karmaşığı olarak ele almak doğru değildir. Toprak İlmi toprağın cansız bölümü ile olduğu kadar canlı bölümü ile de ilgilenmek durumundadır. Toprağı oluşturan bu madde gruplarından inorganik katı maddelerin kaynağı litosfer olarak isimlendirilen katı yerkabuğudur. Organik katı madde gruplarının yaratıcısı ise canlı 13

14 organizmalar dünyası biyosfer dir. Toprak çözeltileri ise sular dünyası hidrosfer den, toprak havası da atmosfer den kaynaklanmaktadır. O halde toprak, bu dört sistemin (litosfer, biyosfer, hidrosfer ve atmosfer) ortaklaşa yarattığı doğal bir ünitedir. Bu nedenle toprak dünyası, dört büyük ekosistemin arakesiti olarak düşünülebilir. Bu arakesite pedosfer = toprak dünyası denmektedir Şekil 1: Toprak dünyasını oluşturan büyük ekosistemler Toprağın Mineralojik Bileşimi Toprağın oluştuğu anakayada bulunan minerallerden henüz ayrışmamış olan bir kısmı toprak içinde de bulunur. Anakayadaki minerallerin ayrışmaya dayanıklılığı ve ayrışmanın hızı bu minerallerin toprakta bulunuşunu ve miktarlarını etkiler. Anakayadaki minerallerden bilhassa kuvars, çok güç ayrıştığı için, kuvarslı kayalardan oluşmuş topraklarda bol miktarda bulunur. Kuvars silikatların ayrışması ve silisin serbest kalması sırasında sekunder olarak da (opal) teşekkül edebilir (hidroliz ve oksitler bahsine bakınız). Kuvars toprağın genellikle kum bölümünü teşkil eder. Ancak ufalanarak toz ve kil boyutlarına kadar küçülmüş kuvars tanecikleri de toprakta bol miktarda bulunabilir. Opal kil boyutundadır. Kuvarslı erüptif taşların topraklarında kuvars miktarı genellikle %50 den fazla olduğu halde, kuvarssız erüptif taşların, bazik erüptif taşların toprakları ile kireç taşı, kil şistleri ve lös topraklarında kuvars oranı genellikle %50 nin altındadır. Akarsuların yığdığı kumlar ve rüzgâr kumlarından oluşmuş topraklarda kuvars oranı %95 e kadar çıkabilir (Scheffer-Schachtschabel 1970). Potasyumlu feldspatlar (ortoklas) ile sodyumlu feldspatlar (albit) daha güç ayrıştıkları halde kalsiyumlu feldspatlar (anortit) veya albit-anortit karışımı olan plajyoklaslar daha kolay ayrışırlar. Ilıman bölgelerdeki topraklarda feldspat oranı %5-30 arasında olup bunun %80-90 alkali feldspat denilen ortoklas ve albitten ibarettir (Scheffer-Schachtschabel 1970). 14

15 Toprağın içinde piroksenler, amfiboller, olivin ve biotit genellikle pek az miktarda bulunur. Bu mineraller de anortit gibi kolay ayrışırlar. Tortul materyallerin topraklarında toz ve kil bölümünde muskovit ve ayrışmağa başlamış olup, sarı renk almış olan biotit ile serisit taşlarınkinden daha fazla bulunur. Topraklar, yukarıda sıralanan önemli minerallerden başka, daha az bulunan (%1-2) ve ağır mineraller olan magnetit, ilmenit, titanit, rutil, zirkon ve turmalin vd. de ihtiva ederler. Toprakta ayrışma ve yeniden oluşum olayları sonucunda ikincil (sekunder) minerallerden oksitler, karbonatlar ve kil mineralleri de önemli miktarlarda bulunur. Anakayalardaki Elementler ve Mineraller: Toprak yapan anakaya ve anamateryaller iki veya daha fazla elementin bir araya gelerek teşkil ettiği kimyasal bileşimler olan minerallerden oluşur. Bir veya birkaç mineral bir araya gelerek kayaları meydana getirir. Tabiatta çok sayıda element ve mineral bulunmakla beraber toprak yapan kayaları oluşturan minerallerin ve bu mineralleri oluşturan elementlerin sayısı pek fazla değildir. Anakaya ve Anamateryaller kendilerini teşkil eden minerallerin boyutlarına ve kimyasal bileşimlerine göre farklı özelliklere sahip olurlar. Mineralleri Oluşturan Elementler Sıvı mağmanın soğuması sırasında teşekkül ederler. Mağmada çoğunlukla bulunan ve yerkabuğunun (Lithosphére) hemen %99 unu oluşturan silis, oksijen, alüminyum, demir, kalsiyum, sodyum, potasyum, magnezyum ve hidrojen minerallerin ve dolayısıyla anakayaların da önemli bir bölümünü oluştururlar. Bu elementler kaya yapan elementler olarak tanınır (Tablo 3). Tablo 3 in incelenmesinden yerkabuğunun ağırlıkça pek önemli bir bölümünün (% 75) oksijen ve silisyum dan ibaret olduğu anlaşılmaktadır. Oksitler Yerkabuğunun hemen yarısının (% 49,5) oksijenden ibaret oluşu yukarıda anılan toprak yapan elementlerin oksitler halinde bulunuşunu da açıklamaktadır. Yerkabuğundaki oksitlerin en önemli bölümü (%59) silisyum dioksittir. Silisyum dioksit in bu yüksek oranı yerkabuğundaki silikatların oranını ve önemini de ortaya koymaktadır (Tablo 4). Topraktaki Oksitler Toprağın oluşumu ve gelişimi sırasında ayrışma ürünleri olarak meydana gelen maddeler arasında oksitler de vardır. Topraktaki oksitler adı altında demir, alüminyum, manganez ve silisyum hidroksitleri, oksihidroksitleri ve oksitleri ile silis asidi anlaşılır. Bu katyonların oksitlenmesi sırasında ortamda su bulunduğu için genellikle hidroksitleri teşekkül eder. Sonradan suyun kaybı ile hidroksitler oksitlere dönüşür. 15

16 Silisyum Oksitler: Silikatların ayrışması sırasında bir kısım silisyumdioksit tetrahedronları kil mineralinin oluşumunda görev alır. Toprakta silisyumdioksidin ilksel kaynağı anakayadaki kuvarstır. Silikatların ayrışması sırasında açığa çıkan silisyumdioksidin bir kısmı ile de normal sıcaklıkta α-kristobalit, yüksek sıcaklıklarda (volkanik tüflerde) β-kristobalit teşekkül eder. Özellikle tortul materyallerde ve toprakta bulunan opal ise amorf silis asidi ile α- kristobalit in karışımıdır. Bir kısım opal biyolojik yoldan da teşekkül etmiştir. Samanda % ve graminelerde (otlarda) % 5 e varan silisyum vardır) (SchefferSchachtschabel 1970). Atkuyruğu bitkisinin külündeki silisyum oranı %90 dan fazladır (Mengel, K.1968). Otlaklarda üst toprakta %2 ye kadar bioopal tespit edilmiştir. Son zamanlarda yaygınlaşmış olan anız yakma olayı tarlaların Ap horizonunun bioopal bakımından daha da zenginleşmesine sebep olmaktadır. Bioopalin mevcudiyeti toprağın önceki kullanımı hakkında fikir verir. Silikatların ayrışması sırasında teşekkül eden ortosilis asidi H4SiO4 su kaybederek kuvarsa SiO 2 dönüşür. Esasen ortosilis asidi çok zayıf ve suda güç çözünen bir asittir. Ortosilis asidinin ph 2-8 arasında çözünürlüğü toprağın reaksiyonuna pek bağlı değildir. Ancak ph 8-9 arasında ortosilis asidi suda daha fazla çözünmektedir. Bu nedenle sıcak ve nemli iklim şartları altında kireçli anakayadan oluşmuş olan alkali topraklarda lateritleşme hızlanmaktadır. Bazı lateritlerde serbest SiO 2 hemen hiç kalmayacak kadar yıkanabilir. Ayrıca organik maddenin fazla bulunduğu üst toprakta da silis asidinin suda fazla çözünebildiği ve bunun ise üst toprakta bioopalin fazla bulunuşuna bağlı olduğu belirtilmiştir (Scheffer-Schachtschabel 1970) Alüminyum Oksitler: Silikatların ayrışması sırasında alüminyumun önemli bir kısmı alüminyum oksit halinde kil mineralinin teşekkülünde yer alır. Alüminyum oksitin oktahedronları ile silisyumoksidin tetrahedronları kil minerallerinin tabakalı yapısını oluşturur. Demir Oksitler: Erüptif kayalardaki demirli minerallerin (biotit, piroksenler, amfiboller, olivin, vd.) ayrışması sırasında demir de oksitlenerek Fe2O3 halinde ayrılır. İndirgenme şartlarının bulunduğu ortamlarda ise demir 2 değerli olarak demirkarbonat (siderit) FeCO3, demir fosfat (vivianit) FeHPO4, demir sülfat FeSO4 veya demir sülfit FeS olarak teşekkül eder. Demiroksitlerin amorf veya kristal halde bulunuşları, kristal şekilleri, bileşimleri, topraklaşmaya, toprağın horizonlarına veya toprağın gelişimine göre önemli ve ayırtedici farklar gösterir. Nemli ve ılık iklim şartlarında 2 değerli demir hidroksit Fe(OH)2 veya demir oksihidroksit FeOOH 16

17 veya 3 değerli demirhidroksit Fe(OH)3 teşekkül eder. Demirhidroksitler amorf yapıda esmer renkte ve kil çapındadırlar (Ø <0,002 mm). Ilıman bölgelerin topraklarında organik maddenin de etkisi ile asit ortamda gelişen yavaş hidroliz sonucunda götit (α + FeOOH) teşekkül eder. Götit, FeSO4 veya FeCl2 bileşiklerinin oksidasyonu sonucunda da oluşur. Bu topraklarda hematit bulunmaz. Tropik ve yarı tropik bölgelerin topraklarında ise hızlı ve devamlı bir hidroliz sonucunda 3 değerli demir hidroksit Fe(OH)3 oluşur. Fe(OH)3 su kaybederek hematit e (α- Fe2O3) dönüşür. Bu ortamda organik maddenin azlığı önemli bir etkendir. Alkalen ortamda amorf demir hidroksit molekül halindeki suyunu kaybederek götit e dönüşebilir. Fakat hematit götit e dönüşemez. Bu nedenle ılıman bölge topraklarının aksine, tropik ve yarı tropik bölge topraklarında götit ile hematit birlikte bulunabilir. Mangan Oksitler: Piroksenler, amfiboller ve mikalardan biotit gibi bileşiminde manganez bulunan silikatların ayrışması ile manganoksitler de teşekkül eder. Hafif asit, nötr veya hafif alkalen ortamda silikatların hidrolizi sırasında mangan 3- hidroksit Mn(OH)3.nH2O amorf olarak teşekkül eder. Amorf mangan 3-hidroksit aynen amorf demir 3-hidroksit ve amorf alüminyum 3-hidroksit gibi, toprakta yıkanma birikme olaylarında etkili olur, organik bileşiklerle organomineral bileşikler (çelat) yapar ve toprağın oluşumu ile gelişiminde rol alır. Mangan oksitlerin hepsi koyu esmersiyahımsı renktedirler. Demir oksitlerle birlikte bulundukları için demir oksitlerin toprağa verdikleri kırmızı pas veya esmer rengin daha koyu görünmesine sebep olurlar. Mangan oksitlerin erüptif minerallerdeki miktarları az olduğu için topraktaki bulunuşları da azdır Tablo 3. Yerkabuğundaki (litosfer deki) elementlerin bulunuş oranları (Ağırlığa göre %) (Clarke ve Washington 1924 e göre Irmak, A.1972 den) 17

18 Tablo 4. Yerkabuğundaki (litosfer deki) oksitlerin bulunuş oranları (Irmak, A.1972 den) Minerallerin Oluşumu ve Genel Özellikleri Bilindiği üzere mineraller, belirli bir kimyasal formulü olan, doğal yolla yerkabuğunda meydana gelmiş bulunan inorganik bileşimdeki litosfer ürünleridir. Doğal yoldan oluşmuş, inorganik, karakteristik bir atomik iç yapısı (kristal yapısı), belli bir kimyasal bileşimi (formülü) olan, sabit veya belli sınırlar içinde değişebilen fiziksel özellikleri olan maddelere mineral denir. Tüm minerallerin kaynağı mağmadır. Bu minerallerin bir kısmı, mağmanın soğuması ve basınç değişikliğine uğraması sonucunda doğrudan doğruya kristalleşerek ayrı bir varlık olarak meydana gelirler. Bir kısmı da mağmadaki belirli minerallerin veya oksitlerin karşılıklı olarak reaksiyona girmesi sonucunda yeni mineraller şeklinde oluşurlar. Örneğin mağmada bulunan silisyumdioksit, asit karakterdedir. Mağma içinde bazik karakterde olan bazı metaller veya bunların oksitleri bulunursa CaO, K 2 O, MgO), silisyumdioksit bunlarla ve seskioksitler denen alüminyum ve demiroksitlerle reaksiyona girerek feldispat, mika, vb. silikat mineralleri oluşturur. Eğer mağmada mevcut tüm silisyumdioksidi doyuracak derecede yeterli metaller yoksa, bu durumda, silisyumdioksidin fazlası serbest kalır ve kuvars halinde kristalleşir. Bunun aksine metallerin fazlası filizler halinde kristalleşir. Meydana gelen minerallerin bir kısmı tekrar ayrışıp, yeniden kimyasal reaksiyona girerek yepyeni mineraller meydana getirebilirler. Bir kısmı ise ya esasen kimyasal ayrışmaya dayanıklıdır veya kimyasal reaksiyona girecek bir ortamda bulunmayabilirler. İşte bu koşullara göre meydana gelen minerallere primer = birincil veya sekunder = ikincil mineraller denir. Bu açıklamadan anlaşılacağı üzere; Primer mineraller, kimyasal değişimden kurtulmuş veya esasen kimyasal değişime uğramayan minerallerdir. Sekunder mineraller ise, bir kimyasal ayrışma sonucunda oluşmuş veya ayrışma ve yeniden birleşme olayları sonucunda meydana gelmiş minerallerdir. Başlıca primer ve sekunder mineraller ile bunların çeşitli anakayalardaki oranları tabloda verilmiştir (Tablo 6). 18

19 Mineraller çeşitli kimyasal bileşim ve boyutta biraraya gelerek anakayayı oluştururlar. Minerallerin ilksel kaynağı mağmadır. Mağmadan kaynaklanan minerallerin ise hemen tamamı silikatlar halindedir. Tortul kayalar ile başkalaşıma uğramış kayalarda ilksel (primer) minerallerin yanında ikincil(sekunder) mineraller de bulunur (Tablo 3). Tablo 5. İlksel (primer) ve ikincil (sekunder) minerallerin erüptif ve tortul kayalarda ağırlığa göre bulunuş oranları (Clarke göre Irmak, A.1972 den derlenerek) Mağmadaki silis asidinin (HAlSi3O8) doyurulma derecesine göre farklı kimyasal bileşimde ve özellikteki silikat mineralleri oluşur. Silikatların bileşimindeki oksitler bu minerallerin bulunduğu anakayaların yapısını ve özelliklerini önemle etkilediği gibi bu kayalardan oluşan toprakların özelliklerini de tayin edebilir. Silikatların bileşimindeki oksitler ve bulunuş oranları tablo 6 te verilmiştir. Minerallerin Kimyasal Bileşimi: Kimyasal bir formülle gösterilen mineral bileşimi, minerali oluşturan farklı elementlerin atom sayılarını göstermenin pratik bir şeklidir. Kuvars minerali her iki oksijen (O) atomuna karşılık bir silisyum (Si) atomu içerir ve bu yüzden SiO 2 formüllüdür. Ortoklaz bir potasyum, bir alüminyum, üç silisyum ve sekiz oksijen atomundan oluşur (KAlSi3O8). Doğal elementler olarak bilinen birkaç mineral tek bir elementten oluşur. Grafit ile elmas karbon (C); gümüş (Ag), platin(pt) ve altın (Au)ile temsil edilir. Birçok mineralin kimyasal bileşimi değişmez. Kuvars hep silisyum ve oksijenden (SiO2) oluşur, halit yalnızca sodyum ve klor içerir (NaCl). İki ya da daha çok elementin atomları yaklaşık aynı büyüklük ve yükte ise bir element diğerinin yerini alabileceğinden diğer mineraller bir bileşim aralığına sahip olur. Şekil 2. de demir ve magnezyum atomlarının yaklaşık aynı büyüklükte olduğuna dikkat edin; bu nedenle birbirlerinin yerlerini alabilirler. 19

20 Şekil 2. Minerallerde yaygın bulunan iyonların elektrik yükleri ve yarıçapları Mineral Grupları: Jeologlar, üyelerinin aynı negatif yüklü iyon ya da iyon gruplarını paylaştığı mineral sınıfları ya da grupları tanımlarlar. İyonlar, atomların en dıştaki yörüngelerinde elektron yitirip kazanmalarından ileri gelen pozitif ya da negatif yüklü atomlardır. İyonların yanı sıra bazı mineraller iyonlarla birlikte içlerinde bağımsız birimler gibi davranan kök olarak bilinen farklı atomlardan meydana gelen sıkıca bağlı karmaşık gruplar içerir. Üç oksijen atomuna bağlı bir karbon atomundan oluşan karbonat kökü buna iyi bir örnektir ve bu şekilde -2 elektrik yüklü CO 3 formülüne sahiptir. Diğer yaygın kökler ve yükleri: sülfat (SO 4, 2), hidroksil (OH 2, - 1) ve silikattır (SiO 2, - 4) Tablo 6. Başlıca mineral grupları Mineral Grubu İyon/İyon kökü Örnekler Bileşimi 20

21 Silikat Mineralleri: Silisyum ve oksijen yerkabuğunda en bol bulunan iki element olduğu için birçok mineralde bu elementlerin varlığı şaşırtıcı değildir. Silisyum ve oksijenin birleşmesi silis olarak bilinir ve silis içeren mineraller de silikatlardır. Kuvars (SiO 2 ), tümüyle silisyum ve oksijenden oluşan saf silistir. Çoğu silikatlar ortoklaz (KAlSi 3 O 8 ) ve olivin [(MgFe) 2 SiO 4 ] de olduğu gibi bir ya da daha çok element içerir. Silikat mineralleri, bilinen minerallerin yaklaşık üçte birini oluşturur, ama daha da etkileyici olanı yerkabuğunun belki de %95 ini oluşturan biçimdeki bolluğudur. Silikat minerallerinin temel yapıtaşı bir silisyum ile dört oksijen atomundan oluşan silis tetrahedron strüktür birimidir. Bu yapı oksijen atomları arasındaki boşluğu kaplayan silis atomunu dört oksijen atomunun çevrelediği dört yüzlü bir piramit yapısı şeklindedir. Silisyum atomu pozitif dört yüklü ve oksijen atomlarının her biri negatif iki yüklü olup toplam negatif dört yüklü (SiO 4 ) -4 bir iyon kökü ortaya çıkar. Silis tetrahedronu negatif yüklü olduğundan doğada ayrı bir iyon grubu olarak bulunmaz; bunun yerine pozitif yüklü iyonlarla bileşik oluşturur ya da oksijen atomlarını diğer silis tetrahedronları ile paylaşır. En basit silikat minerallerinde silis tetrahedronları pozitif yüklü iyonlara bağlı bağımsız birimler olarak yer alır. Silikat Minerallerin İyonik Yapısı Yarıçapı diğerlerine göre çok büyük olan (1.4 A o ) oksijen atomlarının arasındaki boşluklara kendi yarıçaplarına göre daha küçük yarıçapa sahip diğer katyonlar yerleşerek silikatların kristal yapısını oluşturur. Yarıçapı 0.39 A o olan silisyum atomu 4 oksijen atomunun bir araya gelmesi ile oluşan dörtlü grubun ortasına yerleşir ve bir tetrahedron (4 yüzeyli) kristalini meydana getirir. Yarıçapı 0.57 A o olan alüminyum ise 6 oksijen atomunun ortasındaki boşluğa yerleşerek bir oktahedron (8 yüzeyli) kristalini meydana getirir. Bir katyonun çevresinde toplanabilen oksijen atomlarının sayısı o katyonun koordinasyon sayısı olarak bilinir. Oktohedronların ve tetrahetronların merkezinde silisyum ve alüminyum bulunuşuna göre kristalin oksijenlerinde açıkta kalan (doyurulmayan) negatif elektrik yükler diğer katyonlar tarafından doyurularak silikat mineralleri meydana gelir. Şekil 3. Silikatların kristal yapısındaki tetrahedron ve oktahedronlar 21

22 Mağmada katılaşma esnasında oksijen miktarının çokluğu tetrahedronların azlığı ise oktahedronların teşekkülüne sebep olur. Oktahedronların ve tetrahedronlann merkezlerinde silisyum ve alüminyum bulunuşuna göre, kristalin oksijenlerinde açıkta kalan (doyurulamayan) negatif elektrik yükler diğer katyonlar tarafından doyurularak silikat mineralleri meydana gelir. Silikat Mineralleri ve Özellikleri Kayaları oluşturan minerallerin ilksel (primer) ve ikincil (sekunder) mineraller olarak iki büyük gruba ayrıldığına yukarıda değinilmişti. İlksel mineraller mağma kökenli olup bunlar silikatlar olarak tanınır. İkincil mineraller ilksel minerallerin degişimi ile veya sonradan oluşumu ile teşekkül etmişlerdir. Minerallerin sertligi, çapı ve bileşimi gibi farklı özellikleri oluşturdukları kayaların parçalanmaayrışma hızını ve dolayısıyla topraklaşma hızını önemle etkiler. Öte yandan toprağın fiziksel ve kimyasal özelliklerinin önemli bir bölümü de anakayayı oluşturan minerallerin özelliklerine bağlı olmaktadır. Silis Grubu Mineraller : Kuvarslar SiO 2 Susuz Alüminosilikatlar : Feldispatlar Si 4 O 8 Metasilikatlar : Piroksenler SiO 3 Amfiboller Si 4 O 11 Ortosilikatlar : Olivin Grubu Si 2 O 4 Hidroksilli Alüminosilikatlar : Mikalar Si 4 O 10 Bu mineral grupları hakkında özellikle toprak karakteristiklerine yaptığı etkiler bakımından bilgi verilmesi yararlı görülmüştür. Silis Grubu Mineraller ve Özellikleri Bu grup minerallerin kimyasal bileşimi Si0 2 olup en tipik örneği kuvarstır. Kuvars, üç grup kayacın (mağmatik, başkalaşım ve sediment) bileşiminde südümsü bulanık yahut şeffaf taneler halinde bulunur. Asit mağma içindeki silis asidinin hepsi metaller tarafından doyurulamayınca serbest kalan silisasidi katılaşarak kuvars şeklinde kristalleşir. Kuvars, çok sert, dilinim özelliği bulunmayan, kimyasal ayrışmaya karşı büyük bir direnci olan, toprağın yapı iskeletini meydana getiren bir mineraldir. Bu özellikleri kendisine özgü kristal yapısından kaynaklanmaktadır. Bu yapı, minerallerin ancak röntgen analizleri ile incelenebilme olanağına kavuşulduktan sonra ortaya çıkarılabilmiştir. Toprak yapan diğer silikatlara (feldispat, 22

23 mika, ojit, vb.) olan benzerliğini ve kilin yapısını anlayabilmek için bu mineralin kristal yapısını kısaca açıklamakta yarar görülmüştür. Kuvarsın Kristal Yapısı Röntgen analizleri sonucunda, kuvarsın her kristalinin bir kafes yapısına sahip olduğu anlaşılmıştır. Başka bir anlatımla, silisyum ve oksijenlere ait atom ve atom grupları düzenli bir şekilde bira raya gelip dizilerek kuvars kristalini oluşturur. Kuvars ve tüm silikatlar için SiO2 atom grupları karakteristiktir. Bu minerallerde, 4 oksijen atomunun her biri bir köşeyi oluşturacak şekilde dört yüzlü bir mekân düzeni meydana getirir. Bu mekânın içindeki boşlukta, bir silisyum atomu yer alır. Bu şekilde ortaya çıkan karakteristik yapıya tetrahedron ismi verilir (Şekil 4). Şekil 3. Silikat kafesinin silisyum tetrahedronu Kuvars kristalleri bu şekildeki birçok tetrahedronların yan yana ve üst üste dizilmesinden meydana gelmiştir. Bu kristalde her tetrahedronun köşesindeki oksijen atomu, komşu tetrahedronun oksijen atomu ile zincirleme bağlanmıştır. Böylece her tetrahedron kendi oksijen atomlarını, komşu tetrahedronlarla paylaşmak zorunluğunda olduğundan, tetrahedronun her silis atomuna 4 tane yarım oksijen.atomu (2 tam oksijen atomu = 1 molekül oksijen) düşmektedir. Onun için kuvarsın formülü Si0 2 şeklinde olmaktadır. Her silisyum iyonu 4 pozitif ve her oksijen iyonu da 2 negatif yük (Si 4+, O 2- ) taşımaktadır. Bu aksi yükler birbirini tamamen nötrleştirmektedir. İşte bu olağanüstü sıkı silisyum oksijen bağlantısı, kuvarsın sertlik ve kimyasal direncini çok iyi açıklamaktadır. Bu dirençten dolayı kuvars, oluşumundan milyonlarca yıl sonra bile ve çok uzun mesafelere taşınmasına karşın sedimentler içindeki taneliliğini ve orijinal yapısını çoğunlukla koruyabilmektedir. 23

24 Eruptif kayaçlardaki SiO2 miktarı, bu kayaçların asit, nötr, bazik, ultrabazik şeklinde sınıflandırılmasını sağlayacak bir ölçüt olmaktadır. Dolayısıyla tüm anakayalara belirli karakteristikler kazandırmaktadır. Kum toprakları sadece kuvarstan oluşmuş iseler çok verimsizdirler. Çünkü bu mineral hiçbir besin maddesi vermez ve ayrışması çok güçtür. Silis grubuna giren primer minerallerden kuvarstan başka tridimit ve kristobalit, kalsedon ve opal mineralleri vardır. Bunlardan ilk ikisi primer, son ikisi, yani kalsedon ve opal (SiO 2.n H 2 O) ise sekunder minerallerdir. Feldspat Grubu Mineraller (Susuz Alüminosilikatlar): Temel formülü Si4O8 olan feldspatlar kayaların bünyesinde çok önemli yer tutarlar. Temel formülde silisyumlardan birinin veya ikisinin yerine alüminyum girerek oksijenlerden bir kısmının negatif bağlarının açık kalmasını sağlar. Açık negatif bağlara ise katyonlar bağlanarak feldspatları meydana getirir. Başlıca feldspat türleri şunlardır: K Al Si 3 O 8 Na AlSi 3 O 8 Ca Al 2 Si 2 O 8 Ba Al 2 Si 2 O 8 Plajiyoklaslar (ortoklas, mikrolin, sanidin) (albit) (anortit) (celsian) Albit ve Anortitten oluşan geniş izomorf seri. Bunların genel formülü, Alb Anor şeklinde gösterilir. Bu feldspat türlerinden ortoklas ile albit karışarak sodalı ortoklasları (alkali fedspatları) teşkil ederler. Albit ile anortitin karışması ile plajiyoklas meydana gelir. Feldspatlar özellikle karbondioksitli suların etkisiyle (Toprakta kök solunumu ile O 2 alınıp CO 2 ile zenginleşen toprak havası ile toprak suyunda zayıf karbonik asit (H + -HCO 3 ) oluşumu söz konusudur. Karbonik asidin hidrojenlerinden biri feldspatların katyonları ile yer değiştirerek ayrışmaya sebep olur) kimyasal ayrışmaya uğrarlar. Toprağın ince bölümü ve özellikle sekunder bir mineral olan kil mineralleri esas itibariyle feldspatların ayrışmasından oluşmuştur. Feldspatların dilinim özellikleri iyidir, hepsi suyun ve özellikle karbondioksitli suyun etkisi ile ayrışırlar. Feldispatların ayrışma özellikleri dilinimlere ayrılma yeteneklerinden ve baz içeriklerinden kaynaklanır. Çünkü Na, K ve Ca'un dilinim yüzeylerine giren su ile meydana getirdiği kimyasal reaksiyon sonucunda kristal gevşer ve ayrışır. Ayrışma sonucunda toprağa kalsiyum, potasyum ve alüminyum gibi besin maddeleri verirler. Ayrıca kilin kaynağını oluştururlar. 24

25 Feldspatlar, kilin kaynağını oluşturmakla beraber, ayrışınca kil yanında ince kristalli kuvars taneciklerini de meydana getirirler. Kalsiyum bakımından zengin feldspatlar ise kalsit mineralleri oluştururlar. Daha önce de değinildiği gibi albit ve anortitin çeşitli oranlarda birleşmesinden doğan feldspatlara plajyoklaslar denmekte olup, bu oranlara göre oligoklas> andesin> labradorit> bitownit gibi isimler alırlar. Bunlar bir izomorf seridir. Yani kristal şekli aynı, kimyasal bileşimi farklıdır. Metasilikatlar (=Piroksen ve Amfibol Grubu Mineraller) Piroksen ve amfiboller, kimyasal bileşim bakımından birbirine yakın iki grup mineral serisine verilen isimdir. Her iki seriye giren mineraller Ca, Mg ve Fe in metasilikatlarıdır. Bazı türlerde Na, Al, Mn, Ti, Li' da bulunabilir. Amfibol ve piroksenler arasında başlıca iki önemli fark vardır. Bunlardan biri bu iki gruba giren minerallerin dilinim yüzeylerinin farklı olmasıdır (amfibollerde dar ve geniş açık, piroksenlerde dik ve dike yakın.) öteki fark ise her iki gruba giren minerallerin iyonik strüktürünün farklı olmasıdır. Piroksenler tek, amfiboller çift tabakalı tetrahedronlara sahip olan kristal yapılarından dolayı birbirinden ayrılırlar. Piroksen grubuna ojit, enstatit, ferrosilit, hipersten, diyopsit gibi mineraller girer. Bunlar için toprak bakımından en önemli olanı ojit'tir. Ojitin rengi siyahtan açık renge kadar değişir. Gabro, bazalt ve diyabazın temel mineralidir. Ayrıştığında siyah mikayı verir. Amfibol grubuna ise hornblende, tremolit ve aktinolit mineralleri girer. Bunların en önemlisi hornblende olup kimyasal bileşimi çok karmaşıktır. Rengi siyah, koyu yeşil, koyu kahverengi olabilir. Fakat çoğunlukla siyahtır. Granit, siyenit, diyorit, andezit, dasit ve trakit gibi anakayaların bileşiminde bulunur. Ayrıştığında kil minerallerine, kalsite kuvarsa ve mikalara dönüşür. Bileşiminde ojite kıyasla daha az Ca, fakat daha çok Mg ve Fe bulunmaktadır. Amfibol ve piroksenler, bazik eruptif taşların kırıntı strüktüründe, verimli, balçıklı kil tekstüründe topraklar vermesini sağlarlar. Piroksenler ve amfiboller toprağın ilksel Ca, Mg ve Fe kaynağıdırlar. Ayrışarak kil minerallerine dönüşürler. Bulundukları anakayalardan özellikle bazik erüptif olanlar killi topraklar verir. Ortosilikatlar (=Olivin Grubu Mineraller): Kimyasal bileşimleri mağnezyum demir silikattır. En yaygın minerali olivindir [(Mg, Fe)2 Si04]. Forsterit (Mg2SiO4) ve fayalit (Fe2Si04) bu grubun başlıca iki mineralleridir. Görünüşleri camsı yeşil olup, ayrıştıklarında renkleri kırmızı, sarı ve kahverengiye dönüşür. Ayrışma ürünü olarak serpantin, magnetit, kuvars, limonit ve kil mineralleri meydana gelir. 25

26 Bu mineraller silisyumca fakir bazalt, diyabaz, gabro ve peridotit gibi anakayalarda bulunabilir. Peridotitin bir varyetesi olan dunit hemen hemen tamamıyle olivinden oluşur. Olivin kolay ayrışarak demirini kaybeder, buna serpantinleşme denir. Hidroksilli Alüminosilikatlar (=Mikalar) Hidroksilli alüminosilikatlar mikalar olup temel formülleri Si 4 O 10 dur. Hidroksil (OH-) kökü ihtiva ederler. Mikalarda Si yerine Al geçerek temel formülleri AlSi 3 O 10 şekline dönüşür. Boşta kalan negatif yükler ise K, Na, Fe, Mg ve Al tarafından doyurulur. Mikalar diğer silikatlardan üç önemli özellikleri ile ayrılırlar: 1. Bütün mikalarda (diğer silikatların aksine) kalsiyum bulunmaz. 2. Mikaların iyonik yapısı 3 tabakalı kil minerallerinden montmorillonitin yapısına benzer. 3. Mikalar ilksel olarak erüptif kökenli mineraller olmakla birlikte, ikincil olarak diğer minerallerin ayrışma ürünleri ve başkalaşım (metamorfoz) sonucunda da oluşurlar. Mikaların iyonik yapısında bir oktahedron tabakasının iki yanında iki tetrahedron tabakası yeralır. Böylece tetrahedron/oktahedron/tetrahedron (yani Si/Al/Si) yapısında 3 tabakalı mika pulu teşekkül etmiş olur. Siyah ve beyaz olmak üzere başlıca iki mika türü bulunmaktadır Biyotit (= Siyah Mika): Buna mağnezyumlu mika da denir ve kimyasal bileşimi K (Mg, Fe) 3 (AlSi 3 O 10 ) (0H) 2 dir. Bileşiminde demir iyonları Fe 2+ olduğu için kolayca oksitlenip hidratlanarak öteki mikalara kıyasla daha çabuk ayrışır. Ayrışma ürünü olarak potasyum, mağnezyum ve demir besin maddelerini verir. Ayrışması üzerinde dilinim yüzeylerine ve pulumsu karaktere sahip olması da olumlu yönde rol oynar. Ayrışmasından klorit, bazan serpantin ve bazı kil mineralleri meydana gelebilir. Çeşitli kayaların bileşiminde (granit, siyenit, diyorit, trakit ve andezit) çok rastlanan bir mineraldir. Besin maddeleri ve strüktür bakımından verimli ve elverişli topraklar meydana getiren bir mika türüdür. Muskovit ( = Beyaz Mika): Buna Potasyumlu Mika da denmektedir. Kimyasal bileşimi K Al2 (AlSi 3 O 10 ) (OH) 2 şeklindedir. Özellikle granitlerde çok bulunur. Renksiz, gümüşümsü, soluk yeşil, soluk esmer, camsı veya sedefimsi cilalı, renklerde olabilir; kolayca pullar halinde ayrılan bir mikadır. Şistlerde ve gnayslarda da bulunur. Yüksek sıcaklık altında başkalaşıma uğrarsa ortoklas mineraline dönüşür. 26

27 Minerallerin Ayrışmaya Karşı Dayanıklılığı Minerallerin kimyasal reaksiyonlara karşı gösterdiği dirence, minerallerin ayrışma stabilitesi veya minerallerin ayrışmaya karşı dayanıklılığı denmektedir. Minerallerin kimyasal ayrışmaya karşı gösterdiği direnç, fiziksel ve kimyasal özellikleri ile kristal yapılarına bağlıdır. Kristal yapısı bakımından boyutları küçük, sertliği az, dilimlere ayrılabilme özelliği iyi olan minerallerin kimyasal ayrışması kolay ve çabuk olur. Kimyasal bileşimin ayrışma üzerindeki etkilerine gelince: Karbonat ve sülfat bileşimindeki kristallerin kimyasal ayrışmaya karşı dayanıklılığı azdır. Çünkü bunların çözünürlükleri yüksektir. Buna karşılık silis, alüminyum, demir ve titan oksitleri ve hidroksitleri ayrışmaya karşı dayanıklıdır. Bunda, çok az çözünme yeteneğine sahip olmaları büyük bir rol oynamaktadır. Onun için bunlar, genellikle kimyasal ayrışmanın son ürünleridir. Diğer minerallerin, özellikle silikat bileşimindeki minerallerin ayrışmaya karşı dayanıklılığı, birbiri içine girmiş birçok faktörlere bağlıdır. Bu faktörlerden bir tanesi kristal yapılarıdır. Buna göre silikat kafesinin ayrışmaya karşı dayanıklılığı şu sıraya göre artar: Ada silikatları <iki-halka silikatları <zincir silikatları <yaprak silikatları <iskelet silikatları Genel olarak kayaları oluşturan başlıca minerallerin kimyasal ayrışmaya karşı dayanıklılığı şu sıraya göre artmaktadır: Olivin <piroksen <amfibol <biyotit <plajiyoklas <ortoklas <muskovit <kuvars. Mineraller kimyasal ayrışmaya karşı dayanıklılık derecesine göre şu şekilde sınıflandırılmaktadır (IRMAK 1972): Pek az dayanıklı Az dayanıklı Orta derecede dayanıklı Çok dayanıklı Son derece dayanıklı : Jips, kalsit, aragonit : Olivin, anortit : Ojit, hornblende, biyotit, plajiyoklas, albit : Ortoklas, muskovit : Kuvars, magnetit, titanit, turmalin Genel olarak demir içeriği arttıkça, Si-O-Si bağları sayısı ve Si içeriği azaldıkça dayanıklılık azalır. Minerallerden bazıları Ferromagnezyen mineraller ve Ferromagnezyen olmayan mineraller olmak üzere iki gruba da ayrılabilir. 27

28 Ferromagnezyeni slikatlar: Demir (Fe), magnezyum (Mg) ya da her ikisini birden içeren bazı silikat mineralleri ferromagnezyen silikatlar olarak bilinir. Bu tür mineraller genelde koyu renkli ve ferromagnezyen olmayan silikatlara göre daha yoğundur. Olivin piroksenler, amfiboller ve biyotit yaygın rastlanan bazı ferromagnezyen silikat minerallerdir. Zeytin yeşili renkli olan olivin bazı mağmatik kayaçlarda yaygın olarak bulunurken diğer bir çok kayaçta rastlanmaz. Piroksenler ve amfiboller mineral grupları olup çeşitleri olan ojit ve hornblende cok yaygındır. Biyotit mika, ayırt edici bir tabaka yapısı olan yaygın, koyu renkli bir ferromagnezyensilikatıdır. Ferromagnezyen Olmayan Silikatlar: Adlarının akla getirdiği gibi demir ve magnezyumdan yoksun olan ferromagnezyen olmayan silikatlar, genelde açık renkli ve ferromagnezyen silikatlardan daha az yoğundur. Yerkabuğunda en yaygın rastlanan mineraller feldispatlar olarak bilinen ferromagnezyen olmayan silikatlardır. Feldispat, her biri bir kaç tür içeren iki ayrı grubun tanımladığı genel bir addır. Mikroklin ve ortoklasın (KAlSi3O8) temsil ettiği potasyum feldispatlar, mağmatik, metamorfik ve bazı çökel kayaçlarda yaygın olarak bulunur. Tüm feldispatlarda olduğu gibi mikroklin ve ortoklaz da iki iç zayıflık düzlemine sahip olup bu yönler boyunca kırılır ya da dilinim gösterir. Tablo 7. Silikat minerallerinin ortalama bileşimi (ağırlığın % si olarak) (C.Doelter e göre Scheffer-Schachtschabel 1970 ten) 28

29 2. TOPRAĞIN OLUŞUMU Toprak biri anorganik, diğeri organik iki anamateryalin fiziksel, kimyasal ve biyolojik ayrışma ürünlerinden oluşur. Anakaya parçalanıp, ufalanıp, ayrışarak gevşeyip taşlı ve kaba taneli bir yapıdaki anorganik anamateryale dönüşür. Bu anorganik anamateryalin ayrışması, ayrışma ürünlerinden yeni maddelerin özellikle kilin teşekkülü ve ayrışma ürünlerinin yer değiştirmesi ve birbirine karışması ile toprağın anorganik kısmı oluşur. Eğer toprağın oluştuğu anakaya gevşek yapıda tortul bir materyal ise bu materyal toprağın anamateryali olarak isimlendirilir. Organik artıklar ise gevşek yapıda toprak üstünde serili durumda bulundukları için bunlar da toprağın organik anamateryali olarak kabul edilmek gerekir. Organik artıkların çürümesi ve kokuşması, daha sonra da humuslaşması ve giderek toprağın anorganik kısmı ile karışması sonucunda toprak anorganik ve organik maddesi ile birlikte oluşmuş olur. Şekil 4. Toprak oluşumunda etkili faktörler Toprak Yapan Faktörler (=Toprağı Oluşturan Faktörler) Toprağın oluşumunda etkili olan faktörler toprağın oluşum faktörleri, toprağa karakter kazandıran faktörler veya toprak yapan faktörler olarak isimlendirilir. Toprak, coğrafyaca belirli bir mevkide yeryüzü şekli, iklim, canlılar faktörlerinin etkisi altında anakayaların ayrışması ile zaman içinde oluşur ve gelişir. Bu tariften toprağın oluşumu üzerinde etkili olan başlıca faktörlerin yeryüzü şekli, iklim, anakaya, canlılar ve zaman olduğu anlaşılmaktadır. Bu beş ana faktör ve yerine göre diğer faktörler toprağın oluşumunda ve toprak oluştuktan sonra da toprağın gelişiminde devamlı ve dinamik etkiler yaparlar (Şekil 2). Toprak, bu toprak yapan faktörlerin bir fonksiyonu olarak ifade edilir (H.Jenny 1941). Toprak = f (iklim x anakaya x yeryüzü şekli x canlılar x zaman) 29

30 İklim: Toprak oluşumunda en büyük rolü oynayan bir etkendir. Sıcaklık ve nem, fiziksel bölünme ve kimyasal yolla anamateryalin, ayrışması üzerinde doğrudan doğruya etkilidir. Dolaylı olarak da buzul hareketi ve rüzgarlar ile taşınma ve depolanma gibi olaylar da toprak oluşumunda önemli rollere sahiptir. İklim elemanlarından özellikle nem ve sıcaklık toprak oluşumunda büyük bir paya sahiptir. Nem: Nem, kimyasal ayrışma (çözünme, hidratlanma, hidroliz) ve yıkanma, birikme olaylarının en önemli itici gücüdür. Bu olaylar sonucunda mineraller ayrışır, metal iyonları açığa çıkar ve bitkiler için besin maddeleri sağlanmış olur. Ayrıca klorür, sülf.at, karbonat gibi bazı anyonların yıkanmasına veya birikmesine neden olabilir. Birikme ile topraklar tuzlu veya alkali topraklar haline gelebilirler. Bu fonksiyonları, yağış miktarına göre değişir. O nedenle nemli iklimlerdeyıkanma, kurak iklimlerde birikme olayları egemendir. Ülkemizde özellikle Karadeniz Bölgesi'nde, buharlaşma ile kaybedilen su, az, yağış miktarı ise yüksek olduğundan, bu bölge topraklarında genellikle bir yıkanma meydana gelmekte ve asit karakterli üst horizonlara sahip topraklar oluşmaktadır. Buna karşılık İç Anadolu iklim koşullarında tuz birikmesi meydana gelmektedir. Buraya kadar yapılan açıklamalardan anlaşılacağı üzere bir iklim elemanı olarak nem faktörü, hem anakayaların ayrışması üzerinde hem de meydana gelen toprakların genetiğinde, horizon yapısında önemli etkilere sahip bulunmaktadır. Nem veya yağışlar, bitki ve hayvan toplumlarının yaşam, yayılış ve gelişmelerini etkilediklerinden, bunlar da toprak oluşumunda ve genetiğinde önemli katkılara sahip bulunduğundan, nem ve yağışlar toprak oluşumunda dolaylı olarak da önemli rollere sahip bulunmaktadır. Sıcaklık: Toprak oluşumu ve genetiğinde önem taşıyan iklim elemanlarından biri de sıcaklıktır. Sıcaklık, özellikle don olayları ve ekstrem sıcaklık değişimleri ile fiziksel ayrışmayı hızlandırmaktadır. Ayrıca oksitlenme olaylarının da kaynağıdır. Böylece kimyasal ayrışmaya neden olur. Tüm organizmaların enerji kaynağı olduğu için dolaylı etkilere de sahip bulunmaktadır. Buraya kadar yapılan açıklamalardan anlaşılacağı üzere bir bölgedeki iklim koşulları, nemli veya kurak, sıcak veya ılıman olduğuna, gece ile gündüz, yaz ile kış arasındaki farklılıkların derecesine göre, anataşların veya anamateryalin fiziksel ve kimyasal ayrışma hızı, meydana gelen toprağın genetik karakteristikleri üzerinde doğrudan doğruya etkili olmaktadır. Ayrıca dünya üzerindeki bitki toplumlarının dağılımı ve gelişimini de yönlendirmektedir. Böylece iklim ve vejetasyon toprak oluşumu üzerindeki ortak etkisi ile dünya üzerindeki iklim ve vejetasyon kuşaklarının ana çizgileri ile birbirlerine çakışacak şekilde yayılmasına neden olmaktadır. Bu kuşakların her birinde kendine özgü topraklar yayılmaktadır. Bu nedenle Klimatik Topraklar veya Zonal Topraklar denen, iklim etkisini yansıtan geniş toprak sınıfları meydana gelmektedir. 30

31 Anamateryal :Toprak Oluşumu ve karakteristikleri üzerinde rol oynayan faktörlerden biri de anamateryal veya anakaya çeşitleridir. Bilindiği üzere anamateryalin taneli veya ince yapılı oluşu, mineralojik bileşimi, tabakalı yapıya sahip olup olmadığı, ayrışma hızı ve toprağın mineralojik bileşimi üzerinde etkili Olmaktadır. Toprak oluşumunda anamateryalin etkisinin egemen olabilmesi için iklim koşullarının ayrışma için elverişsiz olması gerekir. O nedenle sıcaklık ve nemin optimumda olduğu bölgelerde, kısa bir zamanda ve hızlı olarak cereyan eden fiziksel ve kimyasal ayrışma sonunda anataşın etkisinden eser kalmaz. Tropik bölgeler bunun tipik örneklerini oluşturur. Fakat ayrışma için elverişsiz kurak ve soğuk, hatta soğuk-ılıman bölgelerde ayrışma çok yavaş olur, bunun sonucunda da toprak özellikleri çoğunlukla anataşın damgasını taşır. Veya yüksek dağlık bölgelerde meydana gelen toprak erozyonla götürülürse, bu topraklarda da anamateryalin özellikleri egemendir. Böylece çeşitli nedenlerle anamateryal etkisini taşıyan topraklara Azonal Topraklar veya aluviyal topraklar bu gruba girer. Aklimatik Topraklar denir. Sığ topraklar, ham topraklar, kumullar, yeni Anamateryalin toprak gelişimi üzerinde etkili olmasını sağlayan başka bir karakteristiği de yüksek miktarlarda bazlara, özellikle CaC03'a sahip olup olmamasıdır. Eğer anamateryal bol miktarda bazlara ve özellikle kirece sahip olursa, reaksiyon nötre yakın olacağından yıkanma olmaz. Böylece bu karaktere sahip anamateryal üzerindeki topraklar podsolleşmez, besin maddelerini yıkanma ile kaybetmezler. Buna karşılık asit anamateryalden oluşan topraklar şiddetle yıkanarak, tipik yıkanma ve birikme horizonları meydana gelir. Eğer iklim de soğuksa, bu koşullarda podsol toprakları kısa bir zamanda gelişir; humus podsolü veya demir-humus podsolü gibi toprak tipleri meydana gelir. Anamateryalin taneli oluşu da yıkanmayı kolaylaştırır. Ana materyal başlıca ikiye ayrılmaktadır. 1. Yerinde oluşmuş ana materyal 2. Taşınmış ana materyal - Rüzgar (Eolian = Aeolen) - Su: - Buz (Glacial = Buzul) Irmaklar (Alluvial = Aluviyal) - Yerçekimi (Colluvial = Koluviyal) Okyanuslar (Marine = Denizel) Göller (Lacustrine = Lakustrin = Gölsel) Özet olarak, anamateryal kendi yapısına göre üzerindeki topraklara damgasını vurabilir. Fakat bu hususta, o bölgedeki iklim koşulları ile vejetasyon karakteristikleri anamateryalin etkisini arttırıcı veya azaltıcı yönde hatta tamamen ortadan kaldıracak şekilde çok değişik olabilir. 31

32 Reliyef: Reliyef veya arazi şeklinin, toprak oluşumu üzerinde daha çok dolaylı etkileri vardır. Arazi yüzü şekli, genellikle iklim koşullarını, özellikle yağış miktarı ve sıcaklığı, hava hareketlerini etkiler. Örneğin denizden yükseldikçe sıcaklık azalır, yağış artar. Kuzey bakılar serin, güney bakılar sıcaktır. Arazi şekli ayrıca yıkanma ve toprak taşınmasını da etkiler. Eğimli arazilerde eğim derecesi çok olduğunda toprak taşınması çok olur. Bunun sonucunda da mevcut topraklar genellikle anamateryalin mineralojik bileşiminin ve tane büyüklüğünün özelliğini taşır. Bunun dışında arazi şekli, bitki örtüsünü de etkilediğinden, toprakların özellikle organik maddesi ve derinliği üzerinde önemli rollere sahiptir. Canlılar :Canlı organizmalardan özellikle bitkiler toprak oluşumunda ve özelliklerinde çeşitli şekillerde etkili olurlar. Orman alanlarında, derin ağaç kökleri ve köklerin çıkarttığı asitlerle veya mekanik basıncı ile anakayanın fiziksel bölünmesi ve kimyasal ayrışması çabuklaştırılır. Yaprak dökümü ile bol organik madde temin edilir ve toprak iklimi değiştirilir, mikroorganizmalar için bol besin kaynağı temin edildiğinden, mikroorganizma aktivitesi, dolayısıyla kimyasal ayrışma hızlandırılır. Erozyona engel olunarak toprak derinliği arttırılır. Bitki kökleri ile de toprağa hem humus, hem de iyi bir strüktür kazandırılır. Köklerin toprakta meydana getirdiği kanallar, yıkanma ve birikme olaylarını etkiler. Zaman: Ana kayaların ayrışması sonucunda belirli derinlikte bir toprağın ve bu toprakta çeşitli horizonların oluşması belirli bir zaman süresinde olur. Fakat buraya kadar yapılan açıklamalardan anlaşılacağı üzere zaman, ana materyal ve iklim, arazi şekli, organizmalar gibi diğer faktörlerin bağımlı değişkeni olarak görünmektedir. Gerçekten aynı ana taştan, farklı iklim koşullarında, aynı karakterde bir toprağın oluşabilmesi için %100 oranında farklı zaman geçmesi gerekebilir. Veya bunun tam aksine benzer iklim koşullarında kireçli ve kireçsiz ana materyallerden benzer özellikteki toprakların meydana gelebilmesi için gerekli zaman süresi çok farklı olabilir. Bu nedenle bazı araştırıcı ve yazarlara göre zaman, bu konuda ayrı bir toprak oluşum faktörü olarak dikkate alınmamaktadır (IRMAK 1972). Ancak toprağı oluşturan diğer faktörler aynı veya benzer olduğunda zaman faktörü bir önem kazanabilir. Fakat aksi durumda, toprak oluşumu için verilecek belirli bir süre yanıltıcı olabilir. Daha açık bir ifade ile değişik iklim, ana materyal, topoğrafya ve vejetasyon koşullarında belirli özellik veya derinlikte bir toprağın oluşması için geçecek süre çok farklı olabilmektedir. 32

33 Toprak Oluşumu Olayları Toprağın oluşumu olayları; 1) ayrışma olayları, 2) yeniden oluşum olayları, 3) yer değiştirme olayları olarak üç bölümde toplanır. Ayrışma olayları fiziksel ayrışma (parçalanma) ve kimyasal ayrışma olayları ile anorganik ve organik materyalin ayrışmasını kapsar. Yeniden oluşum olayları demirin oksitlenmesi, kil mineralinin teşekkülü ve humusun teşekkülünü kapsar. Yer değiştirme olayları ise yıkanma-birikme, taşınma-birikme ve karıştırılma olaylarını kapsar (Tablo 8). Tablo 8. Toprağın oluşumu olayları 1. Ayrışma olayları 1.1.Anorganik materyalin ayrışması (fiziksel ve kimyasal) 1.2.Organik materyalin ayrışması (parçalanma ve çürüme) 2. Yeniden oluşum olayları 2.1.Kil minerallerin oluşumu ile balçıklanma ve demirin oksitlenmesi ile esmerleşme 2.2.Humusun ve diğer kolloid organik materyalin oluşumu 3. Yer değiştirme olayları 3.1. Toprağın karıştırılması 3.2.Sızma ile yer değiştirme (yıkanma- birikme, taşınma-birikme olayları) Ayrışma Olayları Fiziksel Ayrışma -Parçalanma Olayları Kayaların dış ve iç etkenlerle parçalanıp dağılması ve bu etkenlerin devamlı etkisi altında giderek ufalanmaları fiziksel ayrışma veya parçalanma olayları adı altında incelenmiştir (Tablo 7). Kayaların fiziksel (mekanik) olarak parçalanmalarının en önemli sebebi: oluştukları (mağmanın soğuyup katılaştığı) derinliklerdeki basınç ve sıcaklık ile atmosferik etkilerle karşılaştıklarında maruz kaldıkları sıcaklık (gece-gündüz farkları) ve basınç arasındaki farktır. Atmosfer basıncının daha düşük olması kayaları oluşturan minerallerin genleşmeleri de farklı olduğundan kayanın bünyesinde uyumsuz bir hacım genişlemesi ve çatlamalar meydana gelir. Bu olaya suyun, rüzgârın ve organizmaların da katkısı kayaların fiziksel olarak parçalanmalarını sağlar. Akarsular, deniz dalgaları, rüzgarlar, buzullar, bitki kökleri, sıcaklık gibi faktörlerin etkisi altında anakayalar mekanik yolla bölünerek irili ufaklı parçalara ayrılır. Bitkisel ve hayvansal artıklar da, toprak canlıları tarafından aynı şekilde ufak parçalara bölünür. Bu olaylar sonucunda taş, blok, çakıl, kum, toz gibi inorganik orijinli parçalar ile, kök, yaprak, dal, kabuk kırıntıları gibi organik orijinli parçacıklar da meydana gelir. İşte bu ürünlerin meydana gelmesini sağlayan olaylara Fiziksel ayrışma olayları denir. Bu olaylar, toprak oluşumunun ilk aşamasını oluşturur. 33

34 Kimyasal Ayrışma Olayları Kimyasal ayrışma, bir seri kimyasal reaksiyonlardan sonra minerallerin çözünerek dağılması veya bileşimlerinin tamamen değişmesi olayıdır. Kimyasal ayrışma olayları sıcaklık, su ve su içinde çözünmüş bazı maddelerin etkisi ile meydana gelir. Ayrışmasının hızı bu faktörlerin şiddetine ve mineral parçacıkların büyüklüğüne göre değişir. Boyut ne kadar küçükse, kimyasal ayrışmanın hızı o kadar büyük olur. Kimyasal ayrışma, ayrışma şartlarının mümkün olduğu yerlerde, fiziksel parçalanma ile birlikte veya onu takip ederek gerçekleşir. Kimyasal ayrışmanın şartları nem ve sıcaklığın birlikte bulunması halidir. Çok soğuk ve kuru olan yüksek dağlarda suyun kar halinde düşmesi kimyasal ayrışmayı çok yavaşlatır hatta sıfıra indirir. Keza çöllerde de kuraklıktan dolayı kimyasal ayrışma olamaz. Kutup bölgelerinde veya daimî kar altındaki yüksek dağlarda da kimyasal ayrışma söz konusu değildir (çözünme dışında). Buna karşılık nemin ve sıcaklığın arttığı oranda kimyasal ayrışma ve ayrışma ürünlerinin yıkanması da artar. Kimyasal ayrışma fiziksel parçalanmanın ilerlemesi ve kayaların ufalanıp yüzeyin artmasına bağlı olarak artar. Kayaları oluşturan kristallerin veya bileşiklerin kimyasal olarak ayrışmasında su ve hidrojen (H+) ile oksijenin ve karbondioksidin (CO2) etkisi çok önemlidir. Kimyasal ayrışmada hidratlanma, hidroliz ve oksitlenme olayları birbirini izler. Tipik bir kimyasal ayrışma olmayan çözünme olayı da burada ele alınmıştır. Çözünme Kayalardaki bileşiklerden bazılarının (özellikle karbonatlar ile sülfatların) suda iyonlarına ayrılması (erimesi) çözünme olayıdır. Kayalardaki tuzların çözünmesi sonucunda, kayanın yapısında boşluklar oluşur. Kireç taşlarında ve dolomitlerde çatlak sisteminin gelişmesi ve genişlemesi çözünme olayının sonuçlarından biridir. Kireç taşlarının içinde mağaraların oluşumu da çözünme olayının diğer bir sonucudur. Çözünme olayında çözünen tuzlar suyun buharlaşması ile yine aynen çökerler. Bu çökelme sonucunda sarkıt ve dikitler de oluşur. Göl ve deniz tabanlarında kireçli çökelekler meydana gelir. Diğer ayrışma olaylarında ise ayrışan bileşiklerin iyonları yeni maddelerin bileşimine girdikleri için, çözücü suyun buharlaşması sonucunda bu yeni oluşan maddeler çöker. Suda erimiş olan CO 2 in miktarının artması suyun çözündürme gücünü de arttırmaktadır. Öte yandan sıcaklık azaldıkça karbonatların çözünürlüğü de artmaktadır. Örnek olarak; normal CO 2 oranına sahip atmosfer şartlarında 1 lt suda 25ºC ta 49 mg, 15ºC ta 60 mg, 0ºC ta 84 mg CaCO 3 çözünebilmektedir 34

35 Hidratlanma Hidratlanma kristallerdeki katyonların su dipolleri ile sarılıp kristalden koparılma olayıdır. Su molekülleri bir dipol durumundadırlar. Su molekülleri her ne kadar elektriksel denge bakımından nötr iseler de bir üçgen şeklinde oldukları ve hidrojen iyonlarının pozitif yükleri oksijen iyonunun negatif yükü ile aynı hizada bulunmadığından bir dipol teşkil ederler. Negatif yüklü ve 2 değerli oksijen ise pozitif yüklü iyonlara (katyon) doğru yönelir ve su dipolleri katyonların çevresini sarar. Böylece katyon hidratlanmış olur. Hidratlanan katyonun çevresi ile elektriksel bağları zayıflar. Çünkü su molekülleri bir yalıtım kuşağı görevi görürler. Su moleküllerinin katyonlara doğru hareketi ve onları sarma hareketi bir yüzey gerilimi ile suyun tutulma olayıdır (adhezyon ile suyun tutulması). Buna karşılık su moleküllerinin birbirini tutma olayı ise kohezyon ile tutulma olayıdır. Adhezyon ile katyonu saran su moleküllerinin çevrelerini diğer su molekülleri kohezyonla sarar ve katyonun kristal kafesinden koparılmasını sağlarlar. Şekil 5. Hidratlanmada su dipollerinin (moleküllerinin) etkisi Kristallerin köşelerinde, kenarlarında ve yüzeylerinde bulunan katyonların açıkta kalan yüzeyleri veya serbest kalan bağları farklıdır. Teorik olarak düzenlenmiş olan taslağa göre kristalin köşesinde bulunan bir katyon üç yönden, kenarında bulunan bir katyon 2 yönden, yüzeyde bulunan bir katyon ise bir yönden bağlantısız ve açık durumdadır (Şekil 6). Katyonların bulundukları yere göre su dipolleri tarafından sarılması ve koparılma olanağının değişik olduğu anlaşılmaktadır. Özellikle köşelerde bulunan katyonlar yukarıda açıklandığı 33 şekilde hidratlanıp kolayca kristalden ayrılırlar. Böylece kristal kafesi giderek çöker ve ayrışmaya uğrar 35

36 Şekil 6. Silikat minerallerinin köşe, kenar ve yüzeylerde yer alan katyonların açıkta kalan bağları ve hidratlanma olayı Hidroliz Hidroliz, çözünme ve hidratlanma ile birlikte veya ardarda oluşan kimyasal bir ayrışma olayıdır. Hidroliz olayında H+ katyonunun etkisi söz konusudur. Topraktaki organik maddelerin ayrışma ürünleri arasında ortaya çıkan humus asitleri, toprak canlılarının (bitki kökleri de dahil) solunumları ile toprak suyunda artan CO2 ile oluşan zayıf karbonik asit (H-HCO3) veya daha az da olsa bir miktar su molekülünün hidrolize uğraması ile açığa çıkan H+ iyonu veya benzeri durumlarda değiştirilebilir H+ iyonuna sahip bileşiklerde bağlı H+ iyonları da hidrolize sebep olurlar. Hidrolizin en basit şekli kireç taşlarındaki kalsiyum karbonattan kalsiyumun hidrolizidir. 2CaCO 3 + 2H 2 O Ca(HCO 3 ) 2 + Ca(OH) 2 36

37 Silikat minerallerinin hidrolizinde ise bir yandan bağlı katyonlar hidrolize uğrayıp ayrılırken bir yandan da o silikatların asitleri meydana gelir. Hidrolizin daha ilerlemesi ile silikatlar giderek silis kaybederler ve kristal bünyeleri yıkılarak ayrışıp giderler. Aşağıda ortoklas ın hidrolizindeki safhalar örnek olarak gösterilmiştir. Ortoklasın Hidrolizi: KAlSi 3 O 8 + H OH HAlSi 3 O 8 + KOH Ortoklas Ortoklas Asidi Silisin Ayrılması (Desilifikasyon) (1) 2HAlSi 3 O 8 + 5H 2 O Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 + 4H 2 SiO 3 Ortoklas asidi Kaolinit Silis asidi (2) Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 + H 2 O Al 2 (OH) 6 + 2SiO 2 Kaolinit Hidrarjillit Silikatların hidrolizinde köşe, kenar ve yüzeylerde bulunan K +, Na +, Ca +2, Mg +2, Fe +2 ve Mn- 2 katyonları aluminyum ve silisyumdan önce ve daha kolaylıkla hidroliz olayını hızlandırır. Böylece hidroliz ile ayrışma hidratlanmanın devamı olarak gerçekleşir Oksitlenme Minerallerdeki demir, manganez ve kükürt gibi katyonlar 2 değerli durumlarından 3 değerli duruma yükseltgenerek oksitlenirler. Oksitlenme ile bileşime giren oksijen atomları minerallerin kristal yapısının genişlemesine ve çevreye basınç yapmasına sebep olur. Oksitlenen minerallerin genişlemesi sonucunda kayaların özellikle dış yüzeyleri ve çatlaklarında parçalanıp dağılmalar meydana gelir. Demirin oksitlenmesine bağlı olarak, renk kırmızıdan koyu kahverengiye kadar değişir. Renk değişiminin ulaştığı kesim kayadaki minerallerin oksitlenme derinliğini gösterir. Diopsitin ve piritin bileşimindeki demirin hidrolizi ile birlikte oksitlenmesi aşağıda gösterilmiştir. 4CaFeSi 2 O 6 + O 2 + 4H 2 CO 3 + 6H 2 O 4CaCO 3 + 4FeOOH + 8H 2 SiO 3 Diopsit Götit Silis asidi 4FeS O H 2 O 4FeOOH + 8H 2 SO 4 Pirit Götit Silis asidi 37

38 Karbonasyon Topraktaki organik maddelerin ayrışması ve köklerin solunumları sonucunda, toprak havasına fazla miktarda CO 2 katılmaktadır. Bu gaz hidroliz sonucu açığa çıkan metalik hidroksitleri etkileyerek onları karbonat veya bikarbonat haline dönüştürmektedir. Ca(OH) 2 + 2CO 2 Ca(HCO 3 ) 2 2KOH + CO 2 K 2 CO 3 + H 2 O Karbonasyon olarak adlandırılan bu reaksiyon, toprak minerallerinin ayrışmasında çok etkilidir. Toprak havası atmosfer havasına oranla daha fazla CO 2 içermektedir. İnce toprak tanelerini çevreleyen su zarı da bu gazca zengindir. Mineral tanelerinin yüzeylerinde oksijen, su ve karbondioksitin yan yana bulunuşu nedeni ile bunların bağımsız olarak etkide bulunmaları söz konusu olamaz. Aslında, oksidasyon, hidroliz ve karbonasyon bir arada ve iç içe meydana gelirler. Karbonasyon ve hidrolizin birlikte etkisi aşağıdaki denklemlerle gösterilmiştir. 2KAlSi3O8 + CO2 + H2O H4Al2Si2O9 + 4SiO2 + K2CO3 Ortoklas Kaolinit Ca3(PO4)2 + 2CO2 + 2H2O 2CaHPO4 + Ca(HCO3)2 Trikalsiyum fosfat Dikalsiyum fosfat Toprak havasındaki CO2 in su ile birleşerek oluşturduğu karbonik asit bazlarla doygun killeri etkileyerek, bazların yerine hidrojeni yerleştirip, bazları toprak çözeltisine geçirmektedir. Yağışlı bölgelerde bu bazlar, yağmur suları ile derinlere doğru yıkanmaktadırlar Bu şekilde meydana gelen asit killer, primer silikatları etkileyerek, onları asit silikat haline çevirmekte ve kendileri de bazla doygun hale gelmektedirler. 38

39 Toprağın Oluştuğu Anakayalar ve Anamateryaller Toprak oluşum faktörleri ve oluşum olayları toprağın oluştuğu anakayayı etkileyerek, onu parçalayıp, ayrıştırıp değiştirerek topraklaştırmaktadır. Etkiler ve bu etkilerin sonucunda oluşan toprak anakayanın mineral yapısına göre değişik özellikler kazanmaktadır. Bu nedenle toprağın oluştuğu anakayalar ve onları oluşturan mineraller üzerinde biraz derinlemesine bilgi edinmek gerekmektedir. Toprak, katı anakayanın fiziksel olarak parçalanması ve kısmen de kimyasal ayrışma sonucunda gevşeyerek anamateryal adını alan malzemenin topraklaşması ile teşekkül etmektedir. Toprağın anakayası ile anamateryali birbirinden farklı özelliklere sahiptir. Bu nedenle katı kayalar anakaya, bu katı kayanın üstündeki gevşemiş kesimi ise anamateryal olarak nitelenir. Aynı şekilde gevşek tortul materyallerin de anakaya değil, anamateryal olarak nitelenmesi gerekir. Mineral madde ve organik maddelerin iklim, arazi yüzü şekli (reliyef), organizmalar ve zaman gibi faktörlerin etkisi altında fiziksel ve kimyasal ayrışmaya uğrayarak toprağı meydana getirir. Toprakların özellikleri bu sayılan faktörlerin karakteristiklerine göre büyük bir değişim göstermektedir. Fakat bu faktörlerin belirli bir kombinasyonu altında da çeşitli anakayalardan farklı topraklar meydana gelmektedir. Çünkü çeşitli kayaçların strüktürü, tekstürü (dokusu) ve kimyasal bileşimleri birbirinden farklıdır. Bu nedenle, aynı iklim ve arazi şekli koşulları altında, farklı anakayalardan fiziksel ve kimyasal özellikleri farklı olan topraklar meydana gelir. Çünkü kaba taneli olan, çatlaklar içeren anakayaların fiziksel ayrışma direnci az olduğundan, bunlar çabuk ayrışır ve derin toprakları verirler. Bu konuda granit ve siyenit anataşları tipik birer örnek olarak verilebilir. Fiziksel ayrışma aşamasını izleyen kimyasal ayrışmanın çabuk cereyan edebilmesi ise mineral parçacıklarının büyüklüğü ile ters orantılıdır. Yani bir granitin ayrışmasından meydana gelen feldispat, mika, amfibol gibi minerallerin tane boyutu ne kadar küçükse o derece çabuk ayrışır. Ayrışma hızı üzerinde mineralin kimyasal bileşiminin de rolü büyüktür. Örneğin kalsiyum bakımından zengin feldispatlar, öteki 'feldispatlara kıyasla çok daha kolay ayrışır. Kuvars ise çok güç ayrışan bir mineraldir. Mineraller, ayrışma sonucunda kendini meydana getiren potasyum., magnezyum, demir, kalsiyum gibi elementlere ayrılır. Bunların her biri de bitkiler için besin maddesi oluşturur. Bir anakayanın toprak verme değeri, onun tekstürüne (tane yapısına), kimyasal bileşimine (mineral içeriğine), vb. özelliklere göre değişmektedir. Bu durum ise çok önemli bir husustur. Çünkü tarım ve ormancılık, her şeyden önce işlettikleri toprakların verimliliği ile ilgilenmektedir. Toprak verimliliği ise büyük ölçüde anataşının özelliklerine bağlıdır. Çünkü verimli toprak denince, bitki köklerinin derin tabakalara kadar yayılabildiği, buralardan su, oksijen ve tüm gerekli mineral besin maddelerini yeterli miktarda alabildikleri bir toprak anlaşılır 39

40 (LAATSCH 1957). Bu karakteristikler ise anakaya ile sıkı bir şekilde ilişkilidir. O nedenle toprakla uğraşanlar bir yetişme ortamı hakkında doğru bir yargıya varmak istiyorlarsa, toprağı oluşturan anakayaları çeşitli yönleri ile iyice tanıyıp bilmek zorundadırlar. Bu, özellikle ormancılar için çok önemlidir. Çünkü orman topraklarına gübreleme, sulama ve işleme gibi teknik önlemler genellikle uygulanamadığından doğal verilerin karakteristikleri büyük bir önem taşımaktadır. Bu nedenle en önemli anakaya çeşitleri, bunların strüktür, tekstür (doku)ve kimyasal bileşimleri üzerinde bilgi sahibi olunması gerekir. Toprağın teşekkül ettiği anakaya ve anamateryaller kaynaklarına ve oluşumlarına göre üç büyük grupta toplanır. 1. Magmatik (=Erüptif=Püskürük=Volkanik) kayalar 2. Tortul (=Sediment=Çökel) kayalar 3. Başkalaşım kayaları (metamorf kayalar=kristalen şistler) Toprak yapan anakayalar ve anamateryaller ilksel olarak mağma kökenlidirler. Mağmanın katılaşması ile oluşan kayalar mağmatik kayalar, erüptif kayalar veya katılaşım kayaları olarak adlandırılır. Çeşitli etkilerle, parçalanıp, ayrışıp bir yerden bir yere taşınıp yığılmış olan materyallere tortul (sediment) materyaller denir. Tortul materyaller yığıldıkları yerde bir çimento maddesi ile çimentolanıp katılaşırlar (tortul kayalar) veya gevşek materyaller olarak kalırlar. Gerek mağmatik gerekse tortul kayaların basınç veya sıcaklık etkisi (veya her ikisinin birlikte etkisi) ile başkalaşıma uğraması ile başkalaşım (metamorf) kayaları meydana gelir. 1. Magmatik (=Erüptif=Püskürük=Volkanik) kayalar Tüm plütonik ve çoğu volkanik kayaçlar, mağmadan mineraller kristallendiğinde oluşurlar. Kristalleşme süreci kristal çekirdeklerinin oluşması ile başlar ve bunların sonradan büyümesi ile devam eder. Mağmadaki atomlar devamlı hareket halindedir. Soğuma başladığında, bazı atomlar bağlanarak küçük gruplar oluştururlar. Atomların düzenlenişi kristallerdeki düzene karşılık gelmektedir. Sıvıdaki diğer atomlar, bu kristal çekirdeklerine kimyasal bağlarla bağlanarak belirli geometrik düzen içinde olur ve bu çekirdekler kristal olarak büyüyerek kayaç içinde tek tek taneler şeklinde yer alan mineral tanelerini oluştururlar. Hızlı soğuma sırasında kristal çekirdeklerinin oluşum oranı (hızı) büyüme hızını (oranını) aşmakta ve sonuçta çok küçük tanelerden oluşan bir kütle ortaya çıkmaktadır. Yavaş soğumayla ise büyüme oranı (hızı) çekirdeklenme hızını aşar ve bağıl olarak daha büyük taneler oluşur. Volkanik püskürmeler sonucunda oluşan kayaçlar geniş alanlar kaplamaktadır. Fakat bunlar, mağma olarak tanımlanan erimiş kayaç malzemesinin kristallizasyonu ve soğuması ile oluşmuş bütün kayaçların sadece küçük bir kısmıdır. Mağma ile ilgili tüm jeolojik olaylara mağmatizma adı verilir. Mağmanın yeraltında oluşturduğu olaylara plütonizma ve oluşan kayaçlara 40

41 plutonik/intruzif veya derinlik kayaçları adı verilirken; mağmanın yeryüzüne çıkması ile oluşan olaylara volkanizma ve oluşan kayaçlara da volkanik / yüzey veya ektruzif kayaçlar denir. Şekil 7. Derinlik (plütonik) ve yüzey (volkanik) kayaçların oluşumu. Mağmatik kayaçların dokusu (tekstürü): Mağmatik kayaçların çoğu dokusu mağmanın veya lavın soğuma hızıyla bağıntılıdır. Derinlerdeki yavaş soğuma gözle görülebilen iri kristallerin oluşmasına neden olur. Bu tür dokuya faneritik doku adı verilir ve plütonik kayaçların en önemli özelliğidir. Faneritik dokulu kayaçlardaki mineral taneleri, büyütme olmaksızın, gözle kolaylıkla görülebilir. Lav akıntılarında ve bazı yüzeye yakın sokulumlarda hızlı soğuma sonucunda oluşan çok ince taneli dokuya da afanitik doku adı verilir. Afanitik dokulu kayaçlardaki mineral tanelerini büyütme olmaksızın görmek olanaksızdır. Şekil 8. Derinlik kayaçlarında faneritik doku Şekil 9. Yüzey kayaçlarında afanitik doku 41

42 Belirgin olarak farklı boyuttaki mineral taneleri bileşimine sahip olan dokuya porfiritik doku denir. Bu kayaçlar daha kompleks soğuma sürecine sahiptir. Büyük mineral tanelerine fenokristal, daha küçük tanelerin oluşturduğu kesime hamur (matriks) adı verilir. İntrüzif bir kütlenin/mağmanın yavaş soğumaya başladığını kabul edelim. Bu durumda bazı mineraller oluşmaya ve bunlar büyümeye başlar. Mağma nın tümüyle kristalleşmesinden önce, içinde katı mineral taneleri ve artık sıvı faz yeryüzüne çıktığında çok hızlı bir şekilde soğur ve böylece afanitik doku gelişir. Sonuçta, mağmatik kayaç, ince taneli kristalin hamur içinde dağılmış fenokristal/büyük mineral taneleri içerir ve kayaç porfiritik karaktere sahiptir. Şekil 10. Porfiritik-faneritik doku Şekil 11. Porfiritik-afanitik doku Lav bazen o kadar hızlı soğur ki lavın tüm bileşenleri kristal bir yapının gelişmesi için gerekli olan zamana sahip olamaz. Bu tür hızlı soğuma sonucunda obsidiyen gibi doğal cam oluşur (Şekil 12). Obsidiyen minerallerden oluşmamasına rağmen mağmatik kayaç kabul edilir. Şekil 12. Camsı doku 42

43 Bazı mağmalar büyük oranda su buharı ve diğer gazları içerirler. Bu gazlar soğumuş lavlarda hapsolursa vesikül olarak adlandırılan çok sayıda küçük boşluklar oluşur. Bu dokuya vesiküler doku adı verilir. Parçalı/klastik doku ise piroklastik kayaçların tipik dokusudur (Şekil 13) Şekil 13. Vesiküler doku Tablo 9. Magmatik kayaçlar ve bazı özellikleri Tablo 10. Magmatik kayaçların sınıflandırılması 43

44 Magmatik kayalar fiziksel yapılarına ve kimyasal bileşimlerine göre sınıflandırılırlar (Tablo 9). Fiziksel yapıya göre kayaların soğuyup katılaştıkları derinliğe bağlı olarak kristal iriliği göz önüne alınır (Tablo 9 düşey eksen). Kimyasal bileşime göre kayaların SiO 2 muhtevası, kayalardaki minerallerin türü ve bunlara bağlı olarak rengin açık veya koyuluğu göz önüne alınır (Tablo 9 yatay eksen). Magmatik kayaçlar 1) asit magmatik kayaçlar, 2) nötr magmatik kayaçlar, 3) bazik magmatik kayaçlar olarak üç grupta toplanır ve incelenir. Asit Mağmatik Kayaçlar Silisyum dioksit (SiO 2 ) miktarının % 65 ten fazla olduğu (% 65-80) mağmatik kayaçlar asit mağmatik kayaçlar olarak kabul edilir. Bunlar açık renklidirler. Asit mağmatik kayaçların başlıca mineralleri potasyumlu feldspatlar (ortoklas) olup tali olarak biotit, hornblende ve ojit ihtiva ederler. Asit mağmatik kayaçlar kuvars mineralinin bulunuşu veya bulunmayışına göre iki seriye ayrılırlar. Kuvarslı asit mağmatik kayaçlar granit-riyolit serisi ile kuvarssız asit mağmatik kayaçlar ise siyenit-trakit serisi ile temsil edilirler. Granit Riyolit Serisi: Derinde teşekkül etmiş ve iri kristaller geliştirmiş olanları granit, daha yukarıda teşekkül etmiş ve ince kristal geliştirmiş olanları riyolit olarak adlandırılır. İri ve ince kristallerin karışımı ile oluşan porfirik yapıdaki granit porfiri ile riyolit porfiri arada ve geçit durumundadırlar. Granitin daha iri taneli olanları pegmatit olarak tanımlanır. Granitlerde % 70 kadar feldspat (% 50 potasyumlu feldspat, % 20 plajyoklas) ve % 20 kadar kuvars bulunur. Koyu renkli mineraller (çoğunluğu biotit) %10 kadardır. Granit-riyolit serisindeki anakayaların topraklaşma hızı, tane iriliğine bağlıdır. İri taneli olan granitler daha hızlı, ince taneli olan riyolitler daha güç ve geç parçalanırlar. Granit- riyolit 44

45 serisinin kuvarslı oluşu bunlardan kumlu türde balçık (kumlu balçık, balçıklı kum) topraklarının gelişmesine neden olur. Granit anakayası bulunan yerlerde yapılacak ağaçlandırmalarda; Fıstıkçamı, Sahilçamı, Kızılçam, Akasya, Aylantus, Kıbrıs akasyası ve İğde gibi türler tercih edilebilir.granit kayaçları, tepkimesi (reaksiyonu) asit, derin, su tutma kapasitesi düşük, drenajı iyi topraklar oluştururlar. Genellikle çok miktarda K ve Na içerirler buna karşılık P, Ca ve Mg bakımından fakirdirler. Riyolit anakayasından gelişen toprakların bitki besleme gücü zayıftır. Sığ topraklar verdiğinden genellikle ağaçlandırmaya uygun değildir. Bursa-Çekirge ve Merzifon taraflarında bu kayaç bulunmaktadır (a) (b) Şekil 14. Kuvarslı asidik kayaçlardan derinlik (a- Granit) ve yüzey (b- Riyolit) kayaçları Siyenit- Trakit Serisi: Asit mağmatik kayaçlar grubunun kuvars ihtiva etmeyen (veya ancak % 5 kadar kuvarslı) serisi esas itibariyle potasyumlu feldspatlar (bilhassa ortoklaslar) ve % 20 kadar biotit, hornblende, ojit ve magnetit ihtiva eden siyenit-trakit serisidir. Derinlerde soğuyup katılaşmış olan siyenit iri kristaller geliştirmiştir. Yüzeye yakın yerde soğumuş olan trakit ise ince kristallere sahiptir. Bu ikisi arasında siyenit ve trakit porfirleri geçiş teşkil eder. Siyenitler iri kristalli oldukları için trakitlerden daha kolay parçalanır ve topraklaşırlar. Kuvarsın eksikliği siyenit-trakit serisi taşlardan oluşan toprakların daha killi (balçık ve killi balçık) türünde olmalarını sağlar. Arazi eğimli olmazsa verimli toprakları oluştururlar. Bu topraklar üzerinde geniş yapraklı ormanlar (kayın, akçaağaç, dişbudak) iyi gelişir. Granit topraklarına kıyasla daha çok potasyum içerir. Divriği, Sivrihisar ve Keban kurşun madeni civarında yayılış gösterir. Trakit anakayalarından yavaş ayrışır ve genellikle Ca, Mg ve P bakımından fakir olan verimsiz topraklar oluştururlar. Bu topraklar sığ ve kurak topraklardır. İçlerinde kuvars olmadığı için genellikle ince tekstürlü killi balçıkları meydana getirirler. Ağaçlandırma açısından elverişli değildir. 45

46 (a) Şekil 15. Kuvarssız asidik kayaçlardan derinlik (a- Siyenit) ve yüzey (b- Trakit) kayaçları (b) Nötr Mağmatik Kayaçlar Silisyum dioksit miktarının %52-65 arasında bulunduğu kayalar nötr mağmatik kayaçlar olarak adlandırılır. Bu kayalar asit mağmatik kayaçlardan daha koyu renkli, bazik mağmatik kayaçlardan daha açık renklidirler. Özellikle başlıca feldspat olarak plajyoklas ve kısmen de biotit veya hornblende ihtiva etmeleri karakteristiktir. Kuvarslı olanları kuvarslı diorit dasit serisi, kuvarssız olanları diyorit-andesit serisi olmak üzere iki seriye ayrılırlar. Kuvarslı Diorit Dasit Serisi: Kuvarslı diorit iri taneli, dasit ince taneli kayalar olup ikisi arasında bunların porfirleri yer alır. Kuvarslı dioritlerin granitlerle arasındaki geçiş kayaları granodiorit olarak isimlendirilir. Kuvarsdioritler ve granodioritler bünyelerindeki plajyoklaslardan ve iri taneli oluşlarından dolayı yüksek bir topraklaşma hızı gösterirler. Dasitlerin de plajyoklaslardan dolayı topraklaşma hızı riyolitlerden daha yüksektir. Kuvarsdiorit-dasit serisi kayalardan balçıklı kum-kumlu balçık ve balçık toprakları oluşur. Bu topraklar kalsiyumca daha zengin olduklarından bitki beslenmesi açısından granit-riyolit serisi topraklarından daha iyi olarak kabul edilirler. Diorit Andesit Serisi: Diorit-andesit serisindeki kayaçlar kuvarssız olup esas itibariyle plajyoklaslar ve bir miktar da koyu renkli minerallerden (biotit, hornblende, ojit gibi) meydana gelirler. Derinlerde katılaşmış iri kristalli olanlar diorit, yüzeye yakın derinliklerde katılaşmış ince kristalli olanlar andezit olarak isimlendirilirler. Diorit ve andezitlerin arasında bunların porfirleri yeralır. Diorit ve andezitler plajyoklaslardan dolayı kolay ayrışırlar, kuvarssız oldukları için killi (killi balçık, killi kumlu balçık) topraklar verirler. Bu topraklar kalsiyumca zengindir. Dioritin bileşimini, sodyumu çok feldispatlar ile hornblende, ojit, biyotit veya bunlardan biri, oluşturur. Koyu renkli veya grimsi siyah renkli bir kayaçtır. Genellikle ince tekstürlü, killi toprakları meydana getirir. Hem kil miktarının çok oluşu, hem de plajyoklasların ayrışma ürünü olan Ca bulunması nedeni ile bu topraklar güç yıkanır. Onun için besin maddesi içeriği bakımından granit topraklarından daha zengindirler. Diyorit lerin topraklaşma hızı yüksektir. 46

47 İskelet bakımından fakir, verimli topraklar verirler. Yeterli toprak derinliği olması durumunda her türlü ağaçlandırmaya uygundur. Andezit kayaçları strüktür bakımından bazalt gibi masif yapıya sahiptir. İnce yapılı olduğu için genellikle iskelet bakımından zengin toprakları meydana getirir. Sodyumu çok plajyoklaslar çoğunlukta olup, hornblende, ojit, biyotit içeren nötr bir anakayadır. Genellikle killi kumlu balçık, killi balçık, balçıklı kil türünde toprakları meydana getirirler. Bu topraklar az eğimli yamaçlarda ve düzlüklerde derin, çok eğimli yerlerde sığ ve taşlıdır. B- horizonları genellikle % arasında iskelete (taş ve çakıl) sahiptir. (a) (b) Şekil 16. Kuvarssız nötr kayaçlardan derinlik (a- Diorit) ve yüzey (b- Andezit) kayaçları Bazik Mağmatik Kayaçlar Bazik erüptif kayalarda silisyumdioksit oranı % 52 den daha azdır (% 40-52). Bazik erüptif kayaların bileşiminde esas itibariyle plajyoklaslar ve metasilikatlardan piroksenler (özellikle ojit) bulunur. Bu kayaların hepsi anılan minerallerden dolayı koyu renklidir. Olivinsiz (gabro-bazalt serisi) ve olivinli seri (olivinli gabro-olivinli bazalt serisi) olarak ikiye ayrılırlar. Olivinli olanlar zeytin yeşili renkli olivin mineralinin varlığı ile olivinsizlerden ayrılırlar. Derinde katılaşmış olanlar iri kristaller geliştirmiş olan gabro ve olivinli gabrodur Yüzeye yakın derinliklerde katılaşmış olanlar ince kristaller geliştirmiş olan bazalt ve olivinli bazalttır. Arada bu taşların porfirleri yer alır (Tablo 9). Yalnız piroksen (ojit) ve olivinden oluşmuş olanları peridotit, hornblendeden oluşmuş olanı hornblendit olarak adlandırılır. Mineralojik bakımdan çok değişken olan bazik-erüptif kayalar ayrıştıklarında kil toprakları verirler. Gabro anakayası; koyu renkli, kaba tekstürlü ve ağır bir taştır. Kalsiyumlu feldispatlar, ojit ve çok az miktarda kuvars (yok denecek kadar) minerallerinden oluşur. Olivinli olanlar yeşil renklidir. Ayrışmasından ince tekstürlü topraklar meydana gelir. Bu topraklar, Ca ve Mg bakımından yeterli düzeyde olup köklerin yayılabileceği derecede gevşektir. Bazik, ağır bünyeli, 47

48 su tutma kapasitesi yüksek, drenajı kötü topraklar verir. Mutlak derinliği fazla olan yerlerde ağaçlandırmaya elverişli. Bazalt anakayası: feldispat ve ojit minerallerinden oluşur (bazen olivin de bulunabilir). Kuvars bulunmaz. Koyu renkli ve genellikle ince, masif yapılı bir taştır. Yüksek oranda kolay ayrışabilen minerallere sahip olmasına rağmen, kayanın kendisi ayrışmaya karşı büyük direnç gösterir. Bu nedenle ayrışması yavaş olur. Onun için de genellikle sığ ve taşlı toprakları meydana getirirler. Özellikle yamaçlarda taş tarlaları ismi verilen bol taşlı topraklar çoğu kez gözlenebilir. Bazalt anataşının yayıldığı bölgelerde, büyüklükleri çok değişik olan fakat çok belirgin geometrik şekiller arz eden bazalt sütunlarına rastlanır. Bazalt toprakları genellikle koyu kahverengi, çok derin olmayan, taşlı, kil bakımından zengin topraklardır. (a) Şekil 17. Bazik kayaçlardan derinlik (a- Gabro) ve yüzey (b- Bazalt) kayaçları (b) Peridotit: Kuvars hiç yoktur. Silikat halinde bağlanmış bulunan Si0 2 oranı bile %45'in altında olan ultra bazik bir derinlik kayacıdır. Bileşimlerinin çoğunluğunu demir ve magnezyumlu (ferromagnezyenli) mineraller, yani ojit ve/veya hornblende ile olivin oluşturur. Ayrışmaları güç olduğu için genellikle iskelet bakımından zengin toprakları verirler. Ülkemizde bazalt ve gabro ile genellikle iç içe bulunurlar. Sığ topraklar vermesi nedeniyle ağaçlandırmaya elverişsizdir Obsidiyen: Koyu renkli, camsı yapıya sahip sert bir püskürük kayaçtır. Volkanik doğal cam olarak nitelenebilir. Bileşimini %80 üzerinde Si0 2 oluşturur. Bazen demir ve daha başka bazlarla zenginleşir. O zaman rengi siyahtan kahverengiye dönüşebilir. Buna göre andezit obsidiyeni, bazalt obsidiyeni vb. isimler alır. Çok güç ayrışır, sığ ve taşlı, verimsiz topraklar oluşturur. 2. Tortul (=Sediment=Çökel) kayalar 48

49 Tortul kayalar (sedimentler) mağmatik veya başkalaşmış (metamorf) kayalarının yağmur, rüzgar, buzul, sıcaklık gibi atmosferik etkenlerle parçalanıp ayrışmaları sonucunda meydana gelen materyallerin taşınıp bir yerde birikmesi ile teşekkül ederler. Tortul kayalar değişik yönlerden sınıflandırılırlar. Tortul kayaları; 1. Mekanik tortullar kimyasal tortullar, 2. Katı tortullar gevşek tortullar 3. Anorganik tortullar organik tortullar, 4. Akarsu tortulları rüzgâr tortulları deniz tortulları buzul tortulları (morenler) olarak sınıflandırmak mümkündür (Tablo 11). Tortul materyaller ve kayalar oluşum faktörleri göz önüne alınarak da sınıflandırılırlar (Tablo 12). Tortul kayaçların bileşimine giren başlıca ayrışma ürünleri: Kayaç parçaları : (Granit, Bazalt, Şist vb.) Çözünmüş iyonlar : (Kalsiyum, Potasyum, Sodyum vb.) Demir oksitler : (Hematit, Göthit vb.) Kil mineralleri : (Kaolinit, Montmorillonit vb.) Diğer mineraller : (Kuvars, Ortoklas, Muskovit vb.) Tablo 11. Tortul kayaçlar ve tortul materyaller Taşlaşma (litifikasyon = diyajenez): Doğada malzeme birikimi şayet jeosenklinal denilen çoğunlukla denizlerle kaplı büyük çukurlarda meydana gelirse binlerce metre kalınlıktaki bu ayrık malzeme taşlaşma denilen olay sonucu tabakalı tortul kayaçları meydana getirir. Taşlaşma olayı şöyle gelişir.: Binlerce metre kalınlıktaki bu ayrık malzeme hem kendi hem de üzerinde bulunan okyanus suyunun ağırlığı ile sıkışmaya başlar. Jeosenklinallerin tabanlarında litosfer 49

50 ince olduğundan aynı zamanda tabanda bir çökme başlar. Üst basıncın etkisiyle önce taneler arasında boşluklardaki hava ve su dışarı atılarak bir sıkışma başlar. Çökme nedeni ile yükselen basınç ve sıcaklık etkisiyle taşlaşma ve tabakalı bir yapı kazanma gerçekleşir. Bu olayda çözeltilerinde rolü vardır. Tablo 12. Tortul materyaller ile tortul kayaların oluşum yerlerine göre sınıflandırılması Tortul kayaçlar oluşum şekilleri bakımından üç sınıfa ayrılabilir. 1. Mekanik tortullar (Kırıntı Sedimentler=Klastik Sedimentler) Bunlar akarsu, buzul, rüzgar, deniz dalgaları gibi dış kuvvetler tarafından mekanik yolla parçalanarak veya parçalanmış olanların birleştirilmesiyle oluşmuş taşlardır. Mekanik bölünme sonunda meydana gelen parçaların büyüklüğüne ve bunların gevşek veya birbirine yapışık olup olmadığına göre, bu gruba giren sedimentler kendi aralarında üçe ayrılır. Bunlara şu isimler verilir: Dağınık Taşlar (taş, çakıl, kum, toz), Yapışık Taşlar (Konglomera, kumtaşı, toztaşı, kiltaşı, vb.), Kil Soyu Taşlar (Löss, marn, balçık, vb.). Dağınık taşlara gevşek sedimentler, yapışık sedimentlere katı sedimentler de denmektedir. 2) Kimyasal Tortullar Kimyasal çözündürme ve birleştirme süreçleri sonunda oluşan sedimentlerdir. En önemlileri kayatuzu, alçı taşı (jips), kalkerler (kireç taşları), traverten (kefeki taşı), tebeşir, dolomit, değirmen taşı, boynuztaşı, silis tüfüdür. Bunlar içinde toprak oluşturma bakımından en önemlileri kalker kayalarıdır. 50

51 3) Biyojen (organik) Tortullar Bunlar bitkisel ve hayvansal orijinli sedimentlerdir. En önemlileri -mercan kalkeri, nümilitli kalker, diatomit, radiolorit (hayvansal orijinli), taş kömürü, linyit, oltu taşı, bitüm asfalt, vb. (bitkisel orijinli). Tortul kayaçlardan toprak verme değeri bakımından üzerinde durulması gerekenler, kırıntı (klastik) sedimentler ile kimyasal sedimentlerdir. Bu iki gruba giren sediment kayaçlardan en önemlileri sırası ile açıklanacaktır. Yapışık taş lar veya klastik sedimentler ise dağınık sedimentlerin kil, kireç, silisyumdioksit, demirli bileşikler gibi doğal çimento maddeleri ile birbirine yapıştırılması sonucunda meydana gelmişlerdir. Böylece kumlardan kumtaşları, tozlardan toztaşları, çakıllardan çakıltaşları (breş veya konglomera) oluşmuştur. Bu tanımlamadan anlaşılacağı üzere bunların toprak verme değeri, doğal çimento maddelerinin türü ile katılaşmış kütledeki tanelerin büyüklüğü ve mineralojik bileşimine göre değişir. Doğal çimento maddesinin ayrışması ne kadar kolay olursa ve ayrıştıktan sonra da bir besin maddesi olarak ne kadar yararlı olursa, böyle bir katılaşmış sedimentten o derece iyi ve verimli topraklar meydana gelir. Örneğin yapıştırıcı maddesi silisyumdioksit olan bir kumtaşı, yapıştırıcı maddesi kireç olan bir kum taşına kıyasla çok daha fakir ve elverişsiz toprakları meydana getirir. Bunun nedeni, silisyumdioksit güç ayrıştığından sığ toprakları oluşturur. Bunun dışında ayrıştıktan sonra silisyumdioksit besin maddesi olarak hiçbir değer taşımaz. Kireç ise bunun aksi özelliklere sahiptir. Yapıştırıcı madde olarak doğal çimento maddesinin dışında katılaşmış kütledeki tanelerin büyüklüğü ve mineralojik bileşimlerinin de kayacın toprak verme değeri üzerinde önemli roller oynadığına değinilmişti. Gerçekten bir katılaşmış sedimentte taneler ne kadar iri olursa toprak verme değeri o kadar düşük olur. Çünkü katılaşmış sedimentin yapıştırıcı maddesi ayrıştıktan sonra iri taneler, örneğin konglomeranın çakılları serbest kalır ama bunlar ne suyu tutar, ne de besin maddesi verebilir. Buna karşılık bir kum taşının kumları, sözü edilen her iki özellik bakımından da çok daha elverişli koşullar oluşturur. Bu nedenle yapışık (katı) sedimentlerin toprak verme değerinin, yapıştırıcı maddenin özelliği ile yapıştırdığı tanelerin büyüklük ve mineralojik bileşimine bağlı olduğu söylenebilir. Kil soyu taşların (löss ve marn) toprak verme değeri daha çok bunların kimyasal bileşimine bağlı olmaktadır. Buraya kadar yapılan bu genel açıklamalardan sonra, sedimentlerden toprak verme değeri bakımından üzerinde durulması yararlı görülenler hakkında bilgi verilmeye çalışılacaktır. Mekanik Tortullar Çakıllar (Breş ve Konglomera): 51

52 Akarsu (yuvarlak), deniz (oval) ve buzul (köşeli ve çizikli) veya yerinde parçalanma (köşeli) etkileri sonunda taşlar ufalanarak çakıllara dönüşürler. Çakıllar çapı 2-20 mm arasında bulunan materyallerdir. Çakılların çimentolanması ile köşeli çakıllardan breş, köşeleri yuvarlanmış çakıllardan konglomera meydana gelir (Tablo 12). Breş ve konglomeraların parçalanıp topraklaşmaları çimento maddesine ve çakılların mineralojik yapısına bağlıdır. Çakıl ve benzeri kaya parçalarının birbirine yapışarak oluşturduğu sediment depolardır. Ayrıştıklarında iskelet bakımından zengin çakıllı kum topraklarını verirler. Eğer çimento maddeleri kil ile kireç karışımından oluşmuş ise balçıklı kum veya kumlu balçık topraklarını meydana getirirler. Bu topraklar, sözü edilen birincilere kıyasla daha verimlidirler. Birinciler, yani çakıllı kum toprakları ise, besin maddelerince fakirdirler ve kurak ortamlar oluştururlar Kumtaşları (Kuvarslı kumtaşı, arkoz, grovak, litik kumtaşı) Tane çapı mm arasında olan materyallere kum denir. Çeşitli etkenlerle oluşmuş olan kumlar gevşek tortullar halinde yığılmış durumda bulunurlar. Göl tortullarında yatay, akarsu tortullarında çapraz tabakalar teşkil ederek yığılmışlardır. Kil, karbonatlar (genellikle kireç), demirhidroksit Fe(OH) 3 veya silis SiO 2 ile çimentolanarak kum taneciklerinin yapışması ile kumtaşları meydana gelir. Kumtaşları tamamen kuvarstan meydana gelmişse kuvarslı kumtaşı adını alır. Kaolinleşmiş feldspatlar (ortaklaş) ile mika pulcuklarının pek bol olduğu kum taşları arkoz olarak adlandırılırlar. Grovaklar iri ve ince taneli kumlar, kil ve ince çakıllar ile feldspat taneciklerinin vd. minerallerin bir araya gelmesi ve çimentolanması ile teşekkül eder. Grovaklarda kum taneciklerinin bir kısmı kırık ve köşeli parçacıklar halinde bulunur ancak hamur maddesi (çimentolanma maddesi) daha fazladır. Kayaç kırıntılarının daha belirgin olarak kuvars ve diğer minerallerin bir araya gelmesi ile oluşanlar ise lithik kumtaşları olarak bilinirler. Kumlar kuvars minerallerinden veya parçalanıp ufalanan katı bir kayanın belirli bir mesafede sürüklenip ince çaplara kadar öğütülmesi ile meydana gelmişlerdir. Bu ufalanma süreci içinde önemli derecede kimyasal ayrışmaya da uğrayabilirler. Uzun bir mesafede sürüklenmiş ve suyun etkisi ile ayrışmış olan kumlar genellikle kuvarstan ibaret kalmışlardır. Mesafenin ve kum oluşumunun süresine bağlı olarak çeşitli kayaların (hatta kireç taşlarının) kumlarına rastlanır. Kum taşlarının topraklaşma hızı ve oluşan toprağın değeri çimento maddesine bağlıdır. Kireç çimentolu kum taşları daha hızlı topraklaşırlar. Kil çimentolu kum taşları daha kuvvetli (besin maddesince) topraklar verirler. Kil ve kireç çimentolu kum taşları hem hızlı ayrışırlar hem de kuvvetli topraklar verirler. Silis çimentolu kum taşları hem güç topraklaşırlar hem de fakir topraklar verirler. 52

53 Tortul kum ve kumlu materyaller genellikle kum, balçıklı kum, kumlu balçık ve balçık türünde bulundukları gibi toz ve kil ile daha fazla karışıp, kumlu killi balçık ve ağır balçık türünde de bulunabilirler. Bunlardan oluşan topraklar anamateryalin özelliğine bağlı fakat fizyolojik olarak genellikle derin topraklardır. Toztaşı-Miltaşı Tozlu materyallerin (lös dahil) basınç altında sıkışıp veya kireç, kil, demirhidroksit gibi çimentolarla yapışarak taşlaşması sonucunda toz taşı (veya mil taşı silt taşı) meydana gelir. Toz taşlarında tozun oranı % 70 e kadar varır. Toz taşlarında tozun boyutundaki mineraller genellikle kuvars, feldspatlar ve mikalardan ibaret olmakla birlikte daha az olarak zirkon ve turmalin de başka minerallerde bulunur. Toz taşları genellikle paleozoik te oluşmuş ve tabakalı bir yapı kazanmışlardır. Toz taşlarının bileşimleri oldukça zengindir. Ayrışma ve topraklaşma hızları orta olup oldukça verimli topraklar verirler. Toz taşlarının renkleri bileşimlerindeki demirin oksidasyonuna bağlı olarak değişir. Üç değerli demir oksit veya hidroksitlerin bulunuşu ile toz taşları sarımsı, kırmızımsı veya kahvemsi renk alırlar. İki değerli demir oksit ve hidroksitlerin bulunuşu toz taşlarının renginin mavimsi ve yeşilimsi olmasını sağlar (su etkisi). Buna, bazı jeoloji uzmanları miltaşı da demektedirler. Bir çok bölgelerde, özellikle İstanbul yöresinde ve Belgrad Ormanı'nda karbonifer formasyonunda oluşmuş bir sediment olarak büyük yer kaplar. Fakat çoğu, şisti bir yapı arz etmektedir. Bunların ayrışmasından genellikle orta derin, toz balçığı türünde topraklar meydana gelir. Bu topraklarda drenaj koşulları orta derecede iyidir. Kiltaşları Killer tane çapı <0.002 mm olan taneciklerden oluşurlar. Bu boyutta sekonder minerallerden olan kil minerallerinin yanında mekanik olarak ufalanarak kil boyutuna ulaşmış mika, feldspat ve hatta kuvars parçacıkları da bulunur. Ayrıca klorit, serpantin, kalsit ve demiroksitler ile aluminyumoksitler de kil boyutunda olup kil bölümü içinde bulunurlar. Killer özellikle büyük nehirlerin yayılarak denize ulaştıkları yerlerdeki taşkın alanlarında, göllerin veya denizlerin diplerinde çamur halinde çökelirler. Bu çökelme sırasında killere bir miktar kum ve toz da karışmış olabilir. Çökelen çamur demir bileşikleri ve yerine göre kireç de ihtiva eder. Suların çekilmesi ile kil tortulları, kireçli olanlardan da marn adı verilen kireçli kil tortulları oluşur. Killer, büyük su kütleleri altında çökelmesi ve su kütlesinin basıncına uzun süre maruz kalmaları veya daha sonra kil tabakaları üzerine yığılan başka materyallerin basıncı altında kalmaları sonucunda katılaşıp tabakalı (şisti) bir yapı kazanırlar. Bu taşlaşmış killere yapısına göre kil taşı veya kil şisti denir. Kireçli killerin taşlarına marn taşı veya marn şisti adı verilir. 53

54 Kil tortulları ve kil taşları kireçsiz iseler geçirgen olmayan, ağır topraklar verirler. Kireçli killerden (marnlar) ve bunların taşlarından oluşmuş olan marn taşları ve marn şistlerinden oluşmuş olan topraklar ağır olmakla beraber daha geçirgen olup kireçsiz kil topraklarına nispetle daha iyi fiziksel özelliklere sahiptirler. Killerden oluşan toprakların en önemli kusurları havalanma, geçirgenlik gibi özelliklerinin iyi olmamasıdır. Bileşimlerinde yeterli miktarda potasyum ve mağnezyum bulunur. Marn Bileşimi kil ile kalsiyum karbonattan oluşur. Bileşimindeki CaC0 3 miktarı %30-50 arasında ise Kil Marnı, % arasında ise Kireç Marnı ismi verilir. Eğer kil marnında kil içine az miktarda toz ve ince kum karışmış ise, buna Balçık Marn denmektedir. Karbonat içeriği %35-70 arasında olan topraklara Marn Topraklar denmektedir. Bu toprakların genellikle reaksiyonu alkalendir ve ince tekstürlü topraklardır. Özellikle fosfor, azot ve organik madde bu topraklar için çok önemlidir. Yüksek ph- derecesinden dolayı orman ağaçlarının beslenme sorunları vardır. O nedenle bu topraklara dikilecek fidanların bol miktarda humus içeren tüplü ve saksılı fidanlar olması gerekir. Düz yerlerde drenaj sorunları ve buna bağlı olarak kötü havalanma koşulları ortaya çıkabilir. Kimyasal Tortullar Kireç Taşları ve Dolomitler Kireçtaşları, kalsit ve aragonit kristallerinin çok küçük boyutta olanlarının bir araya gelmesinden oluşur. Mağmatik ve metamorf kayaçları oluşturan minerallerdeki (CaO) karbondioksitli sularla çözünerek kalsiyum bikarbonat haline dönüşür ve tabansuları veya yamaç sızıntı sularına geçer. Bu sular kaynak, dere ve nehirler ile göllere veya denizlere ulaşır. Bunlardaki C0 2 denizlerde yaşayan algler ve yosunlar tarafından fotosentez için alınır; böylece kalsiyum bikarbonat CO 2 ini kaybedince kalsiyum karbonat çöker. Bu olay şu kimyasal süreçlerle açıklanabilir CaO + H 2 O + 2 CO 2 Ca(HCO 3 ) 2 Ca(HCO 3 O) 2 CaCO 3 + H 2 O + 2CO 2 Ayrıca, denizlerde ayrışmakta olan organizma artıklarının çıkardığı amonyak da (CaCO 3 ) çökeltir. Bundan başka suların soğuması ve basıncın azalması da kalsiyum bikarbonatlı sulardan karbondioksidin ayrılmasını sağlayabilir. Yalnız bu kalsiyum bikarbonatlı sular denize ulaşıncaya kadar birçok toz ve kil gibi küçük toprak taneciklerini de birlikte sürüklemiştir. Bu nedenle CaCO 3 ile birlikte bu toz ve kil de çöker. Böylece kireç taşlarının bileşimine toz, kil, hatta ince kum da girmiş olur. 54

55 Bu maddelerin katık halinde kalker bileşimine girmesi denizlerde çöker. CaCO 3 'ın kısmen çözünmesi ve yeniden çökmesi ile daha da artmış olur. Yani bu şekilde kalkerin bileşimine yukarıda sayılan katı tanecikler, demirhidroksit, hatta organik maddeler (bitüm) de girmiş olur. Böylece kalker kayalar veya kireç taşları kimyasal ve biyolojik yollarla meydana gelir. Kalker kayalarının toprak verme değerleri, bunların sertlik derecelerine, içindeki katık maddelerin oranına bağlıdır. Örneğin saf kalsiyum karbonattan oluşan bir kalker anakayasının '% 56'sı CaO, % 44'ü CO 2 'tir. O nedenle içinde kil ve toz miktarı çok olan, yani katık maddeler bakımından zengin olan kalker anataşlarından derin ve verimli topraklar meydana gelir. Çünkü CaCO 3 ayrışınca yarısına yakın kısmı karbondioksitli sular olarak kaybolup gider. Toprağı, ancak içindeki kil, toz, demirhidroksit gibi maddeler meydana getirir. Bileşiminde genellikle kil çok olduğu için kalkerden meydana gelen topraklar genellikle ince tekstürlü ağır topraklardır. Bu nedenle de geçirgenliği ve havalanması iyi olmayan topraklardır. Yalnız, kalker anakayalarının çatlaklı ve yarıklı bir yapıya sahip olma gibi kendine özgü bir özelliği vardır. Bu da CO 2 içeren sularda az veya çok çözünmeleri, bu suların etkisi ve öteki toprak oluşumu olayları tarafından oluşturulan bir karakteristiktir. Bu nedenle üzerlerindeki bitkilerin kökleri, bu çatlaklar boyunca derine inerek, buralarda birikmiş su ve ince topraktan yararlanabilir ve böylece iyi bir gelişim yapabilirler. Bu yarık ve çatlaklar aynı zamanda üzerindeki ince tekstürlü topraklar için bir drenaj kanalı görevi yaparak doygun su nedeni ile meydana gelebilecek kötü havalanma koşullarını da ortadan kaldırır. Bunun için, kalker topraklarına sıcak topraklar da denir. Bu durum, aynı zamanda bir su kıtlığı da meydana getirir. Saf ve sert kalkerler sığ ve iskelet bakımından zengin toprakları meydana getirir. Yumuşak kalkerler derin, killi balçık ve kil türünde topraklar verir. Kalker üzerinde oluşan topraklar bol miktarda humus ihtiva ederse, kırıntılılıkları ve su tutma güçleri artar. Bunların derinlikleri de çok olursa verimli topraklar olarak nitelenebilir. Bu toprakların genellikle ph- değerleri nötre yakın olduğundan, bitkiler için fosfor beslenmesi iyi değildir. Potasyum eksikliği de vardır. Ülkemizde rendzina, terra fuska, terra rossa gibi önemli toprak tipleri bu anakayalar üzerinde oluşmaktadır. Alçıtaşı Su almış anhidrit (CaSO 4 ) alçı taşı (jips) (CaSO 4.2H 2 O) olarak tanınır. Anhidrit küçük CaSO 4 kristallerinden oluşmuştur. Alçı taşı geçmişte kuraklık etkisi altında kalmış göl tabanlarında ve sığ deniz kenarlarında ve koyların sonundaki tuzlu bataklıklarda oluşmuştur. Bu nedenle alçı taşları genellikle kil, marn veya kireç taşı tabakalarının arasında bulunur. Alçı taşı hidroklorik asitte erimez. Suda 2.5 g/l lt miktarında erir. Erime hızı kireç taşınınkinden daha fazladır. Bu nedenle alçı taşları özel bir topoğrafyaya sahiptirler. Traverten 55

56 Bazı yerde kireçli kaynak sularının, bazı yerde de kireçle doymuş suların içindeki kirecin çökelmesi ve bu arada su ile sürüklenmiş bitki ve hayvan artıklarının da birlikte çökmesi sonucunda travertenler meydana gelir. Travertenler gevşek yapılı, gevrek, çabuk dağılan ve gözenekli boşluklu bir yapıya sahiptirler. Bunların sert olanları güç ayrışır, sığ ve işlenmesi, ağaçlandırılması güç taşlı toprakları meydana getirir. Travertenler genellikle geniş alanlarda düz bir arazi görünümünde bulunurlar (Antalya kuzeyinde Düzlerçamı gibi). Dolomit Magnezyum karbonatın çok bulunduğu kireç taşlarıdır. Sıkı, inceden kabaya kadar taneli, çatlaklı bir yapıya sahiptir. Dolomitler soğuk hidroklorik asit (tuz ruhu) ile reaksiyon vermezler. Ancak sıcak hidroklorik asit ile reaksiyona girerler. Fliş Kumlu, tozlu, killi malzemeden meydana gelmiştir. Bu malzemenin bir tabakası taşlaşmış, ikinci tabakası gevşek durumdadır. Taşlaşmış ve gevşek tabakaların üst üste gelmesi ile oluşan yarı şistî tabakalı yapıya sahip materyallere fliş denir. Flişleri oluşturan tabakalar kalın veya ince olabilirler. Flişler genellikle kireç de ihtiva ederler. Kireçsiz olanları veya kireci yıkanmış olanları da vardır. Tabakaların dik veya yatay oluşu flişlerin toprak verme hızını arttırır. Flişler aralarındaki gevşek tabakalardan dolayı ağaçlandırmalarda kök gelişimi için uygun bir toprak yapısı gösterirler. Morenler Buzulların vadilerinde yan ve taban kesimlerinde sebep oldukları oyulma olaylarında meydana gelen materyaller gene buzullar tarafından sürüklenerek ve bu arada kısmen öğütülerek yığılırlar. Bunlara buzul morenleri denir. Devamlı kar altında bulunan yüksek dağlarda da benzer işlem donmuş kar tarafından yapılır. Bunlara da kar morenleri denir. Morenler, iri taşlardan toz çapına kadar çeşitli boyutta ufalanmış malzemeden oluşurlar. Bu malzeme gelişigüzel karışmıştır. Morenlerde kimyasal ayrışma (soğuk nedeni ile) olmamıştır. Zamanla iklimin değişmesi sonucunda buzulun veya karın çekilmesi ile morenler topraklaşmaya başlarlar. Kimyasal ayrışma bu topraklaşma safhasında söz konusu olur. Türkiye de yüksek dağlık mıntıkalarda buzul ve kar morenleri vardır. 3. Başkalaşım (=Metamorfik) Kayaçlar 56

57 Mağmatik ve tortul kayaçların yüksek basınç ve sıcaklık altında orijinal karakteristiklerini kaybetmesi sonucunda meydana gelen anakayalardır. Örneğin granitten gnays, kuvarslı kumtaşından kuvarsit gibi. Yüksek basınç ve sıcaklık değişimi yerkabuğu hareketleri ile meydana gelir. Ayrıca termal çözeltilerle (yüksek sıcaklık ve çözünme) de bir kayaç çözündürülerek bileşim ve kristal yapısı bakımından değişime uğratılabilir. Kireç veya marnın çözündürülerek şisti silisli kalker meydana gelmesi bunun tipik örneğidir. Metamorfik kayaçların en belirgin özellikleri tabakalı ( = şisti) bir yapıya sahip olmasıdır. Dış görünüşleri bakımından bu tabakalı durumları ile öteki kayaçlardan kolayca ayrılırlar. Bazılarının tabakaları yaprakçıklar halinde kaldırılabilir. Metamorfik kayaçlar, strüktür bakımından ya masif bir yapıya sahiptir veya yaprak strüktürü gösterir. Birincilerde bir dilinim söz konusu olmayıp, kristalleri gözle görülemeyecek kadar küçüktür. Yapraklı strüktürde ise kayalar belirli yönlerde dilinim gösterirler. Dilinim, aralarında mikroskopik uzaklıklar bulunan yüzeyler boyunca olabilir veya dilinim yüzeylerinin kalınlıkları birkaç mm'yi, hatta cm'yi bulacak kadar çoktur. Metamorfik kayaçlar, dokularına göre iki gruba ayrılır: Yapraklanmalı doku (foliasyon) gösterenler (Latince yaprak anlamına gelen foliumdan) ve yapraklanmasız dokulu olan metamorfik kayaçlar. Yapraklanmalı (Foliasyonlu) MetamorfikKayaçlar Metamorfizma sırasında ısı ve farklılaşan basıncın etkisinde kalan kayaçlar, kendilerine yapraklanma dokusu veren tipik olarak birbirine paralel biçimde dizilmiş minerallere sahiptir. Mineral tanelerinin büyüklüğü ve biçimi, yapraklanmanın ince ya da kalın olmasını belirler. Eğer yapraklanma tek tek minerallerin çıplak gözle görülemeyeceği biçimde olursa kayaç, kayrak (sleyt=arduvaz) olarak adlandırılır. Kaba yapraklanmalar, kuvars ve feldspat gibi taneli minerallerin gnaysta olduğu gibi bileşim ve renk bakımından farklı, birbirine yaklaşık olarak paralel ve çizgili kuşaklar halinde ayrıldığında gerçekleşir. 57

58 Şekil 18. Metamorfizma sonucunda yapraklanmalı dokunun oluşumu Şekil 19. Yapraklanmalı metamorfik kayaçlar ve özellikleri 58

59 Yapraklanmasız Metamorfik Kayaçlar Kimi metamorfik kayaçlarda mineral taneleri göze çarpan bir yönlenme göstermez. Bu kayaçlar yapraklanmasız dokuya sahip olarak nitelendirildiği kabaca eş boyutlu minerallerden oluşan bir mozaikten oluşurlar. Birçok yapraklanmasız metamorfik kayaç, hiçbir levhamsı ya da uzamış minerale sahip olmayan kayaçların kontakt ya da bölgesel metamorfizmasıyla oluşurlar. Sıklıkla taneli bir kayanın metamorfizma geçirdiğinin tek göstergesi, genellikle yeniden kristallenmenin sonucunda olan iri tane büyüklüğüdür. Şekil 20. Yapraklanmasız metamorfik kayaçlar ve özellikleri Metamorf kayaçlar başlangıçta tanımlanan süreçlerin dışında, aynı sediment kayanın çeşitli şiddetteki sıcaklık ve basınç altında değişmeleri sonucunda da meydana gelebilirler. Bu sıcaklık ve basınç değişimi etkisi altında yalnız strüktürleri değil mineral bileşimleri de değişebilir. örneğin arazide bu değişim sırasına göre şu kayaçlara rastlanabilir : Sleyt (arduvaz=kayrak) Fillit Mikaşist Gnays Bu sıralama soldan sağa doğru kristallerin ve dilinimlerin gittikçe büyüdüğünü gösterir. Yapraklanmanın kalınlığı artar. Yapraklanmanın kalınlığı ve kristallerin iriliği metamorfizmanın şiddetinin daha yüksek olması anlamını taşır. Metamorfik kayalarda en bol rastlanan mineraller mağmatik kayaçlarınınkinin aynıdır (kuvars, feldispat, mika, amfibol ve piroksenler). Metamorfik kayaçlardan toprak verme bakımından önemli olanlara değinilecektir. Sleyt (=Arduvaz) Çoğunluğunu kilin oluşturduğu, mika ve feldispatları da içeren bir başkalaşım kayacıdır. İnce tekstürlü toprakları meydana getirir. Bu toprakların nem ve hava ekonomisi iyi değildir, kök yayılışı için elverişsizdir. Düşük derecede metamorfizma sonucu oluşmuş çok ince, yapraklanmalı bu kayacın bileşenleri (kristalleri, yapraklanmaları) gözle görülmez. Sleyt in oluşturduğu topraklar besin maddelerince zengin olmalarına rağmen, çok düşük poroziteleri 59

60 nedeniyle bitkiler bu maddelerden gereği gibi faydalanamaz. Sığ topraklar verirler. Islah edilmeleri durumunda ağaçlandırmaya uygun hale gelebilir. Fillit Mineral kristalleri mikaşistten daha küçük fakat sleytten daha iri taneli olan ince yapraklanmalı bir kayaçtır. Sleyte oranla metamorfizma daha belirgindir. Minerolojik bileşimi mika, kuvars ve kilden oluşmuştur. Mineral kristalleri çok küçüktür. Bu nedenle çok yavaş ve güç ayrışırlar, meydana getirdikleri topraklar genellikle toz balçıklarıdır. Bu toprakların fiziksel özellikleri kötüdür. Özellikle kötü havalanma ve drenaj koşullarına sahiptirler. Genellikle orta derin ve sığ topraklar verirler. Mikaşist İleri derecede metamorfizmaya uğramış, düzlemsel ve çizgisel yapı paralelliği iyi gelişmiş orta taneli metamorfik bir kayaçtır. Başlıca mika, klorit, kuvars ve talk minerallerini içerir. Mikaşistler esas itibariyle kuvars ve mika minerallerinden oluşurlar. Mikaşistlerde genellikle feldspatlar bulunmaz. Pek az mikaşist de az miktarda feldspatta bulunabilir. Mikaşistler muskovit, biotit veya ikisini birden ihtiva ederler. Ayrıca kloritli ve serisitli veya talklı mikaşistler de vardır. Mikaşistler içerdikleri mika minerallerine göre sınıflandırılırlar (Tablo 13) Mikaşistlerden genellikle killi türde, derin ve geçirgenlikleri pek fazla olmayan, besin maddelerince zengin topraklar oluşur. Ancak kuvarsca zengin olan kuvars-serisit şistlerin toprakları ince kum bakımından zengin, besin maddelerince de fakirdir. Kalkşistler ise kalsiyumca zengin killi topraklar verdikleri için mikaşistler arasında özel bir yere sahiptirler. Mikaşistlerin topraklaşma hızı bir yandan mineralojik yapılarına, öte yandan tabakaların yeryüzüne göre eğimine bağlı olarak değişir. Gnays Başkalaşım kayalarından, iri taneli olup mineralojik bileşiminde kuvars, feldspat ve mika minerallerinin çoğunlukta bulunduğu taşlara gnays adı verilir. Gnayslar granit ile aynı mineralojik bileşime sahiptirler. Ancak minerallerinin ezilmiş ve şisti bir yapı kazanmış olmaları ile granitten ayrılırlar. Bu nedenle gnays ile granit arasında geçiş formlarına sık rastlanır. Mağmatik kökenli kayalardan (özellikle granit) oluşan gnayslara ortognayslar, tortul kayalardan oluşan gnayslara da paragnayslar denir. Gnaysların mineralojik bileşiminde yer alan feldspatlar genellikle ortoklas ve albittir. Mikalar ise muskovit ve biotittir. Gnayslar mineralojik yapısına göre feldspatça zengin gnayslar, muskovitli gnays, biotitli gnays olarak isimlendirilebilirler. Ancak daha yaygın olarak gnayslar minerallerinin tane iriliğine göre sınıflandırılırlar (Tablo 13). 60

61 Gnaysların topraklaşma hızı tanelerin iriliğine, mineralojik yapıya bağlı olduğu kadar tabakaların yatay, eğik veya dikey duruşuna da bağlıdır. İri taneli, kuvarsça fakir buna karşılık feldspat ve mikaların bol bulunduğu gnayslar diğerlerinden daha hızlı topraklaşırlar. Tabakaları yeryüzüne dikey veya eğik olan gnayslar da yatay tabakalı olanlara nazaran daha kolay ufalanıp topraklaşırlar. Gnayslar derin, balçıklı kumdan kumlu balçık ve balçığa kadar türde, süzek topraklar verirler. Kuvarsit Kum taşlarının ezilmesi ile başkalaşıma uğrayıp şisti bir yapı kazanmaları sonucunda kuvarsitler meydana gelir. Tanelerin küçüklüğü ve basınç etkisi ile iyice sıkıştırılmış olmalarından dolayı kuvarsitler güç ayrışırlar. Bu nedenle kuvarsitlerin bulunduğu yerler sivri tepelikler veya sarp kayalıklar halinde belli olur. Kuvarsitlerden oluşan topraklar kumca zengin süzek fakat besin maddelerince fakirdir. Hem sığ hem de besin maddeleri bakımından fakir toprakları verdiğinden üzerinde kanaatkar ağaç türleri ancak çok düşük bir artımla yaşayabilmektedirler Mermer Kireç taşlarının başkalaşıma uğrayıp kristalize olması ve kristallerin ezilmesi ile mermerler oluşur. Mermerler oluştukları kireç taşının katık maddesine göre çeşitli renklerde bulunurlar. Güç topraklaşırlar. İçerdikleri kirecin yıkanıp gitmesi ve toprağın ancak katık maddelerden oluşması nedeni ile mermerlerden oluşan sığ ve kil türündedirler. Mermerlerin çatlaklı yapısından dolayı üst toprak sığ olmakla birlikte topraklaşma ve kökler bu çatlaklı yapı boyunca derinlere ulaşırlar. Sertlik dereceleri arttıkça ve tabakalaşmaları yatay yönde oldukça çok güç ayrışırlar ve sığ toprakları meydana getirirler, ağaç kökleri ancak aradaki çatlaklara girebilir ve bu nedenle mermer anataşı üzerinde oluşmuş topraklar üzerindeki ormanlarda rüzgar devriği çok olmaktadır Serpantin Serpantin kimyasal bakımdan klorit ile aynı bileşimdedir (H 4 MgSi 2 O 9 ). Yani magnezyum silikatın su alması ile oluşmuştur. Serpantinler yeşil renkli başkalaşım kayalarının (kloritli fillitler vd.) ve olivinli gabro, peridotit (esas minerali olivin), ofiolit, piroksenit, hornblendit gibi erüptif kayaların kloritleşme ve serpantinleşme sonucunda yeşil renkli kayalara dönüşmesi sonucunda oluşurlar. Serpantinler güç ayrıştıkları için sığ ve taşlı topraklar verirler. Ayrışma sonucunda önemli miktarda magnezyum ihtiva eden serpantin toprakları bitkilerin yetişmesi ve gelişmesi için de pek elverişli değildirler. Ormancılık bakımından, üzerlerinde diri örtü varsa korunmalıdır; çıplak olanlarında ise çok zorunlu olmayınca ağaçlandırma amacıyla büyük masraflardan kaçınmalıdır. 61

62 Tablo 13. Matamorfik Kayaçların sınıflandırılması 62

63 Olgun Bir Toprağa ilişkin Özelliklerin Toprak Profilinde İncelenmesi Toprak yapan faktörlerin ve toprak oluşum olaylarının meydana getirdiği oluşum süreçlerine göre, toprağın kazanmış olduğu genetik yapı, bir toprak profilinde somutlaşmaktadır. Toprak profili, düşey bir toprak kesitine verilen isimdir. Gerçekten bir yol yarmasında veya açılacak bir toprak hendeğinde düşey yöndeki toprak kesiti, yani toprak profili incelenirse, üst yüzden derinlere doğru renk, tane büyüklüğü, organik madde içeriği, lekelilik, vb. özellikler bakımından farklı katmanlar görülebilir. Bu katmanlara toprak horizonları veya daha basit bir ifade ile horizon» ismi verilmektedir. O halde bir toprak profili incelenirse, fiziksel ve kimyasal ayrışma süreçleri ile madde taşınması olaylarının derecesi ana çizgileri ile bu profilde okunabilir. Örneğin kırmızı rengin belirginliği oksitlenme olaylarının cereyan ettiğini, gri ve boz renkler ise indirgenme ve taşınma olaylarının egemenliğini gösterir. Böylece bir toprak profili, toprak oluşumuna ait süreçleri, toprak oluşumunun tarihini, toprağın olgunluk derecesini, besin, su ve hava ekonomisini kavrayabilmek için tipik bir araştırma objesidir. Bu nedenle, arazide toprak profili esaslı bir şekilde incelenmeden toprağın genel yapısı ve verimliliği hakkında bilgi sahibi olunamaz. Onun için toprağın incelenmesi ve araştırılmasına, arazide toprak profilinin tanıtımı ile başlamak gerekir. Toprak profilinin incelenmesi iki ana bölümü içerir. Bunlardan biri profili oluşturan horizonların ayırımı ve karakteristiklerinin belirlenmesi, öbürü de tüm profil için geçerli olan özelliklerin saptanmasıdır. Bu açıklamalardan anlaşılacağı üzere önce profildeki horizonların nasıl ayrılacağını ve hangi özelliklerin nasıl tanıtılacağını açıklamak, daha sonra da toprak profilinin tümü için geçerli karakteristikleri ve bunların tanıtım esaslarını ortaya koymak gerekir. Aşağıda bunun nasıl yapılacağı açıklanmıştır. Toprak Horizonları Toprak horizonları renk, kalınlık, tane büyüklüğü, lekelilik, toprak taneciklerinin istiflenme düzeni vb. özellikler bakımından birbirinden farklı yatay toprak tabakalarıdır. Horizonlar, harfler ve sayılarla gösterilmektedir. Ana horizonlar büyük harflerle gösterilmektedir (O, A, B, C, D, E, R gibi). Ana horizon kendi içinde bazı özellikler bakımından farklılık gösterirse, bu horizonun simgesi olan büyük harfin sağ yanına ya bir küçük harf ya da sayı konur (Ah veya A 1, G o gibi). Bir ana horizondan öbürüne geçiş kesin değilse bu geçiş horiozonu her iki horizonu simgeleyen harfler yan yana yazılarak belirtilir (AB, A 2 B 1 veya A l B t, Sw, Bv gbi). Burada belirgin olan horizonun simgesi önce gelir. Horizon sırasını ifade etmek için ise horizon simgeleri arasına bir çizgi konur (Ah - Bv - Cv, Ah - Gr gibi). 63

64 Horizonların Simgeleri ve Özellikleri Ana horizonların simgeleri ve anlamları uluslararası bir birlik arz etmekte olup ortak bir kullanış alanı bulmuştur (O, L, F, H, A, B, C horizonları gibi). Fakat bu ana horizonların bazı karakteristiklerini ifade etmek için kullanılan ve ana horizon simgesinden sonra yazılan bazı küçük harflerin anlamı uluslara göre değişmektedir. Örneğin Ab- simgesiyle yazılan bir A- horizonu, Alman ekolüne göre içinde band şeklinde birikmelerin olduğu bir üst toprak horizonunu ifade etmektedir. A.B.D. ve Kanada sistemine göre ise gömülü bir üst toprak horizonu simgesidir. Ayrıca aynı ekole ait sistemler de zamanla değiştirilmektedir. Örneğin yukarıda açıklanan Alman sistemindeki Ab- simgesinin anlamı, bundan 3-5 yıl önce siyah veya koyu boz olan humus horizonunun kahverengileşmiş olduğunu ifade etmekteydi. Bu nedenle aşağıda horizon simgeleri hakkındaki açıklamaların Orta Avrupa, özellikle Alman sistemine göre son şekli ile açıklandığını vurgulamakta yarar görülmüştür. Organik Horizonlar O - Horizonu Buradaki O- harfi organik sözcüğünün ilk harfidir. Bu horizon, mineral toprak üstünde birikmiş bulunan organik maddelerin tümünü ifade eder. Orman ekosistemlerinde buna ölü örtü de denir ve birbirinden farklı üç horizon veya tabaka içerebilir. Bunlar yaprak, çürüntü ve humus tabakaları veya horizonlarıdır. Sırasıyla L, F, H simgeleri ile gösterilir. O 1 (L, O L ) - Horizonu veya Yaprak Tabakası: Özellikle orman ölü örtüsünde son yıla ait hiç parçalanmamış veya çok az parçalanmış yapraklar ile kabuk, ince dal ve tohum karpelleri gibi organik artıklardan oluşan tabakadır. O 2 (F, O F ) - Horizonu veya Çürüntü Tabakası Organik artıklar iyice parçalanıp, ufalanmış ve birbirine yapışmıştır. Fakat orijinal yapıları ve dokuları belirgindir. Yani bir yaprak parçası mı, yoksa bir kabuk parçası mı olduğu bellidir. O 3 (H, O H ) -Horizonu veya Humus Tabakası Kolloidal boyutlara kadar ayrışmış, koyu esmer renkli amorf yapıda organik madde tabakasıdır. Her zaman için bu üç tabakayı birbirinden ayırma olanağı bulunamaz. Bitki türüne ve klimatik, edafik koşullara göre ayrışma şiddeti değişeceğinden bazan sadece bir veya iki tabaka bulunabilir. Mineral Toprağa Ait Horizonlar A-Horizonu veya Yıkanma Horizonu: Organik maddelerin biriktiği ve/yahut mineral maddelerce fakir, mineral üst toprak horizonudur. Klimatik etkilerle doğrudan doğruya temasta olduğu için yağış suları bu horizondan geçerek bazı maddeleri (kil, humus, seskioksitler) alıp aşağı tabakalara götürür. Onun için buna yıkanma horizonu denir. 64

65 B - Horizonu veya Birikme Horizonu Mineral alt toprak ismi de verilir. A - horizonundan gelen maddelerin biriktiği, bazı koşullarda ayrışma olaylarının da cereyan ettiği bir horizondur. Rengi genellikle kahverengi veya kırmızımsı kahverenklidir. C - Horizonu veya Anamateryal/ya da Anakaya Horizonu Üstündeki B- horizonunu meydana getiren horizondur. Eğer mekanik yollarla gevşemiş ve parçalanmış ise anamateryal (Cv) ismini alır. Ayrışmamış sert kaya halinde ise Anakaya (Cn) - horizonu ismi verilir. S - Horizonu veya Durgunsu Horizonu Bazı hidromorfik karakteristikler taşıyan, durgunsuyun etkisinde olan ve hava bakımından zaman zaman veya sürekli olarak fakir olan mineral toprak horizonudur. G - Horizonu veya Tabansuyu Horizonu Hidromorfik özellikler gösteren tabansuyu etkisindeki mineral toprak horizonudur. M - Horizonu veya Taşınmış Materyal Horizonu Kolluvial, alluvial, eolitik (rüzgarla taşınan) olarak taşınıp çökmüş bulunan solum materyalinin mineral horizonu. Horizonların Adlandırılması O O L O H Ah Ae Al B Bv Bh Bs Bt :Organik maddeden oluşan yüzey horizonudur. :Orman ekosisteminde yaprak ve ibrelerden oluşan bitki kalıntılarıdır. : Yüzey horizonunun en altında bulunan ve ileri derecede ayrışmış organik maddenin humuslaşmış kısmıdır. :Organik madde nedeniyle koyu renkte görünen mineral üst toprak horizonudur. :Elüvial horizonu yani yıkanmış horizonu ifade eder. Bu horizon organik horizonun çoğunlukla Ah horizonunun altında bulunabilir. Bu horizonda kil, organik madde, Fe ve Al bileşikleri ve bazik katyonlar yıkanıp taşınmıştır. Bu nedenle kül renginde görülür. :Kil bakımından fakirleşmiş horizonu temsil eder. Bu horizondan kil parçacıkları taşınarak B horizonunda birikmiştirler. L harfi lessiviation sözcüğünün karşılığıdır. : A horizonunun altında kısmen birikmenin olduğu kahverengileşmiş horizondur. :Mineral ayrışması ve kısmen kimyasal ayrışma ile kil oluşumu horizonudur. Balçıklanma ve esmerleşme zonudur (Kil oluşumu ve demir oksitleşmesi görülür) :Humusun biriktiği B horizonudur :Söski oksitlerin biriktiği B horizonunun alt horizonudur. :Kilin biriktiği B horizonudur C :Toprağın oluştuğu anamateryal/anataş horizonudur. 65

66 Cv Cn G Go Gr S Sw Sd :Fiziksel ayrışma ile gevşemiş anamateryal horizonudur. :Ayrışmamış anakaya horizonunu ifade eder. :Taban suyunun etkisi altında meydana gelen horizonu gösterir :Gley topraklarının oksidasyon horizonunu ifade eder :Gley topraklarının redüksiyon horizonu ifade eder. :Durgun suyun etkisi altındaki horizonları ifade eder :Durgun suyun hakim olduğu topraklarda oksitlenme zonunu ifade eder :Durgun suyun hakim olduğu topraklarda indirgenme zonunu ifade eder Profil Horizonlarına Ait Karakteristiklerin Tanıtımı Bir toprak profilinin incelenerek tanıtılması için önce horizonların ayrılarak profil üzerinde yatay çizgilerle veya birer çubuk sokarak sınırlarının belirtilmesi gerekir. Ondan sonra her horizon ayrı ayrı incelenerek karakteristikleri tanıtılır. Her horizon için belirlenip tanıtılması gerekli özellikler şunlardır : (1) Horizon kalınlıkları, (2) toprak türü, (3) iskelet miktarı, (4) strüktür, (5) karbonatlar, (6) nem, (7) renk, (8) lekelilik, (9) kök yayılışı. Bu karakteristikler arazide belirlenerek bir çizelgede toplu halde gösterilir. Bunun nasıl yapılacağına ait ayrıntılı bilgi yapılacak olan arazi uygulamasından önce aktarılacaktır. Burada pratik esaslara göre bu özelliklerin nasıl tanıtılacağı özet halinde açıklanacaktır. 66

67 Toprağın Organik Maddesi Toprağın organik maddesi toprakta yetişen bitkiler ile toprak içinde yaşayan canlıların artıklarından oluşur. Ormanda toprağın organik maddesinin önemli bir kısmı ağaçların yaprakları, meyve ve tohumları, bunlara ait kozalak, vd. organlar, kabuklar ve dallardır. Ormanda ve orman toprağında yaşayan hayvanların ve bitkilerin artıkları da bu organik maddeye katılırlar. Organik madde artıkları toprağın yüzeyinde bir ölü örtü halinde serilmiş durumdadır. Bu ölü örtünün ayrışması, ayrışma ürünleri veya humus halinde toprağa karışması toprağın fiziksel ve kimyasal özellikleri üzerinde olduğu kadar bitkilerin beslenmesi ve büyümesi üzerinde de önemli etkiler yapar. Tarım alanlarında toprağın organik maddesi genellikle tarım bitkilerinin artıklarıdır (anız vd.) Otlaklarda ise otların artıkları ve otlak hayvanlarının dışkıları toprağın organik maddesinin önemli kısmını teşkil eder. Ormanda Ölü Örtü Ormanda ölü örtü, yaprak, çürüntü ve humus tabakalarının tümünü kapsar. Bu tabakalar orman toprağının üstünde yeralırlar. Humus tabakasının mineral toprağa karıştığı kesim (Ah- horizonu) ölü örtüden sayılmaz. Ölü örtü sadece organik madde tabakasına verilmiş genel isimdir. Orman topraklarında ölü örtü miktarı üzerinde; mevkiin, iklim özelliklerinin, yeryüzü şeklinin, yükseltinin, ağaç türünün, orman yaşının, kapalılık derecesinin ve sıklığının ve toprağın fizikselkimyasal özelliklerinin yanında toprak canlılarının da önemli etkisi vardır. Belgrad Ormanı nda kayın, meşe ve karaçam meşcerelerinde yıllık yaprak dökümünün miktarları ortalama olarak kayın meşceresinde 3712 kg/ha, meşe meşceresinde 3546 kg/ha ve karaçam meşceresinde 4526 kg/ha olarak bildirilmiştir (Irmak, A.1972). Bu değerler ile tablo 23 te verilen değerler karşılaştırıldığında buradaki (Belgrad Ormanı nda) iklim şartlarında meşe ölü örtüsünün hızla ayrışabildiği anlaşılmaktadır. Buna karşılık karaçam ölü örtüsü daha yavaş ayrışmaktadır. Belgrad Ormanı ndan yüksek olan Bolu çevresindeki ormanlarda ölü örtü miktarının Belgrad Ormanı ndakinden fazla ve ağaç türlerine göre farklı olduğu bildirilmiştir. Tablo 14. Bolu Ormanları nda çeşitli ağaç türlerine göre ölü örtü miktarı 67

68 Ölü örtü miktarı yüksekliğe bağlı olarak değişmektedir. Bolu-Aladağ Göknar ormanlarında yapılan tespitlere göre yükseklere çıkıldıkça ölü örtü miktarı artmaktadır. Bu farkın başlıca sebebi yükseklerde iklimin daha serin oluşu nedeni ile ölü örtünün ayrışmasının yavaşlamasıdır. Tablo 15. Bolu-Aladağ göknar ormanlarında ölü örtünün yüksekliğe bağlı olarak değişimi Ölü Örtünün Bileşimi ve Organik Maddelerin Ayrışması Organik maddelerin ayrışması fiziksel ve kimyasal karakterli olmakla birlikte biyolojik etkilerin sonucunda gerçekleşir. Toprak canlıları organik maddeleri parçalayıp, besin maddesi olarak kullanıp yeni maddeleri oluştururlar. Ve bu arada çeşitli kimyasal reaksiyonlar sonucunda organik maddeler de ayrışırlar. Organik maddelerin kimyasal olarak ayrışmasında canlıların salgıları (mayalar = enzimler) çok önemlidir. Organik maddelerin ayrışmasında ölü örtünün bileşimi ile ayrışma olayının gerçekleşmesi ve toprak canlıları arasında pek yakın ilişkiler vardır. ÖLÜ ÖRTÜNÜN BİLEŞİMİ Ormandaki organik maddelerin ve özellikle ölü örtünün bileşiminde selüloz ile lignin önemli yer tutarlar. Bunlardan başka hemiselüloz, proteinler, tanen, kütin, suberin, yağlar ile mumlar ve diğer organik bileşikler ve kül (mineral maddeler) organik maddelerin bileşiminde bulunur. Tablo 16. Ölü örtünün bileşimi (Irmak, A ve Scheffer-Schachtschabel 1970) Ölü örtünün organik ve mineral madde miktarı yükseltiye göre farklı bulunmuştur. Yükselti ile iklimin serinleşmesi ayrışma hızını yavaşlattığı halde yağışın artması ayrışma ürünlerinin hızla yıkanmasına sebep olur. Öte yandan ağaçların yapraklarındaki maddeler de yükselti ile değişen iklim özelliklerine bağlı olarak farklı miktarlardadır. Denizden yükseklik arttıkça yapraklardaki kül miktarları da azalmaktadır. Buna bağlı olarak ölü örtüdeki mineral madde miktarlarının da azaldığı fakat magnezyum, organik karbon ve fosforun pek değişmediği, azot miktarı ile organik madde miktarının ise yükseltiye paralel olarak arttığı tespit edilmiştir. Ölü örtüdeki mineral madde miktarının ölü örtünün ayrışma safhaları olan yaprak, çürüntü ve humus tabakalarındaki bulunuşu önemli farklar göstermektedir. 68

69 ORGANİK MADDELERİN AYRIŞMASI Organik maddelerin ayrışması ayrışmayı sağlayan canlıların yaşadığı ve kimyasal reaksiyonların geliştiği ortamdaki koşullara bağlı olarak iki şekilde gerçekleşir. Bunlardan biri oksidatif ayrışma, diğeri ise humuslaşmadır. OKSİDATİF AYRIŞMA Ortamdaki canlıların yaşama koşulları daha önce toprak canlıları bahsinde incelenmiştir. Toprak canlılarının yaşaması için optimum yaşama koşulları olan sıcaklık, hava, nem, besin maddeleri (tuzlar) ve ortamın reaksiyonu (ph) organik maddelerin ayrışması için de gerekli faktörler olarak etkili olurlar. Bu faktörlerin optimumda bulunması halinde organik maddeler oksitlenerek mineralize olurlar. Organik maddelerin oksitlenmesi sonucunda karbon CO2 e, hidrojen H2O ya, azot NO2 - ve NO3 - a, kükürt SO3-2 ve SO4-2 a, fosfor PO4-3 a dönüşür. Organik maddedeki mineral kısım ise kül halinde oksitlere veya serbest iyonlara dönüşür. Oksidatif ayrışma organik maddelerin tam olarak fakat ağır ağır yanması (oksitlenmesi) olayıdır. Bu olayın gerçekleşmesi sürecinde önemli miktarda ısı da açığa çıkar HUMUSLAŞMA Organik maddelerin ayrışması için gerekli şartlardan birisinin optimumdan uzaklaşması halinde oksidatif ayrışma engellenir. Bu defa organik maddelerin çürüyüp kokuşması ve giderek humuslaşması daha sonra da yavaş yavaş mineralize olması söz konusudur. Bu şekilde safha safha ilerleyen organik madde ayrışması olayı humuslaşma olarak tanımlanır. Yıl içinde sıcak fakat kuru, nemli fakat soğuk mevsimlerin bulunuşu (özellikle ılıman bölgelerde) organik maddelerin ayrışmasının humuslaşma yolu ile gerçekleşmesine sebep olur. Ayrışma koşullarının optimumda bulunduğu devrelerde humus mineralize olur. Ancak ortamın mevsimlere bağlı olarak kuru veya aşırı ıslak durumda veya soğuk oluşu mineralizasyonu engeller (Şekil 13). Ölü örtünün humuslaşma yolunda geçirdiği parçalanma ve ayrışma safhalarının birbirini ardınca sıralanışından aşağıda bahsedilmiştir. Henüz humuslaşmaya başlamamış maddelerin canlıların artıkları ve ormanda özellikle ağaçların dökülen yaprakları olduğu belirtilmişti. Ayrışmanın yeterli derecede olup olmadığı konusunda organik maddede ve özellikle humustaki C/N oranı kabaca bir fikir verebilir. C/N oranının 30 dan fazla olduğu yerlerde ayrışma çok yavaş gidiyor demektir. C/N oranının arasında oluşu ayrışmanın devam ettiğini gösterir. C/N oranının 15 den küçük oluşu ise ayrışmanın ve mineralizasyonun çok hızlı olduğunu gösterir. C/N oranı yüksekliği karbon miktarının fazlalığına işarettir. C/N oranının düşüklüğü ise hızlı ayrışma sonucunda karbonun azaldığını ve mineralize olan azotun ortamda arttığını ifade eder. Eğer bitki kökleri mineralize olan azotu alabilecek kadar gelişememişlerse (özellikle ölü 69

70 örtünün bulunduğu ağaçlandırma alanlarında) azot yağış suları ile yıkanıp ortam dışına taşınır. Bu olay azotun ortamdan kaybıdır. Bitki beslenmesi ve verim açısından organik maddelerin çok yavaş veya çok hızlı ayrışması pek arzu edilmez. Aksine dengeli ve sürekli bir ayrışma (C/N 15-25) mineralizasyon ile bitki beslenmesi arasındaki denge bakımında arzu edilir. Humus Tipleri Toprak yüzeyinde yatan ölü örtü bir yandan ayrışmakta, öte yandan yaprak dökümü ve diğer olaylarla yeni organik artıklar ölü örtüye katılmaktadır. Böylece üstte bir ayrışmamış yaprak tabakası (Y), onun altında çürüyüp kokuşarak ayrışmakta olan çürüntü tabakası (Ç), onun da altında kolloidal bir yapı kazanmış olan humus tabakası (H) yer almaktadır. Ölü örtünün bu üç tabakalı durumu her ortamda görülmeyebilir. Ayrışmanın çok hızlı gerçekleştiği yerlerde toprağın yüzeyinde sadece yaprak tabakası (çürüntü safhasına geçemeden) humuslaşabilir. Ayrışmanın yavaş gerçekleştiği yerlerde yaprak, çürüntü ve humus tabakaları alt alta sıralanır. Ayrışmanın çok yavaş ilerlediği yerlerde ise yaprak tabakası kalın bir örtü halinde toprak yüzeyinde ayrışmadan kalabilir. Bu birbirinden farklı yapıdaki ölü örtüler humus tipleri olarak isimlendirilip, tanımlanırlar. Ölü örtünün ortamın özelliklerine uygun olarak birbirinden farklı ayrışma safhaları geçirmesi sonucunda ortaya çıkan humus tipleri, toprağın özellikleri, ekolojik sistemde bitki besin maddelerinin dolaşımı, ortamdaki ayrışma ve yeniden oluşma hızı ve bitkilerin beslenebilmeleri gibi konularda önemli bilgiler verir. Humus tipleri esas itibariyle üçe ayrılır. Bunlar; Mul tipi humus, çürüntülü mul tipi humus, ham humus olarak isimlendirilirler. Humus tiplerinin sınıflandırılması her ülkenin farklı doğal yapısına ve özelliklerine göre değişiktir. Ülkemizdeki farklı bölgesel özelliklere göre farklı humus tiplerinin oluştuğu tespit edilmiştir. Bu tespitlere ve gözlemlere de dayanılarak humus tiplerinin sınıflaması yapılmıştır. Şekil 21. Humus tipleri. 70

71 MUL TİPİ HUMUS :Organik maddelerin kısmen hızla ayrışması, kısmen de humuslaşması ve ayrışma ürünleri ile humusun mineral toprağa iyice karıştırılmış olması (canlılar) sonucunda toprak yüzeyinde sadece son yılın yapraklarına ait olan bir ölü örtü tabakası (Y- tabakası kalır) (Şekil 32). Humus toprağın üst kesiminde toprak türüne ve canlıların aktivitesine göre 5-10 cm lik bir derinliğe kadar mineral toprak ile karışmıştır. Humusun karıştığı koyu esmer renk almış mineral toprak kesimi Ah horizonu olarak tanımlanır. Mul tipi humusun oluşumunda toprak canlılarının ve mineral toprakla karışımında ise özellikle solucanların önemli etkileri vardır. Canlıların bu yüksek faaliyetleri ılık, nemli ve hafif asit veya nötr ortamda gerçekleşebilir. Bu nedenle mul tipi humus formlarına özellikle yapraklı ormanların (ibrelilerden göknar ve sedir altında da rastlanabilir) altında, ılık, nemli yetişme ortamlarında ve reaksiyonun asit veya alkalen olmadığı bazlarca zengin topraklar üstünde rastlanır. Mul tipi humusta hızlı ayrışarak toprağa karışmış olan kolloidal organik maddeler (humus vd.) toprağın üst kesiminde (Ah-horizonu) kırıntılı ve bol gözenekli bir yapının gelişmesini sağlarlar. Böylece toprağın fiziksel özellikleri üzerinde olumlu etkiler söz konusu olur. Toprağın havalanması ve yağış sularının toprağa sızması kolaylaşır. Organik maddenin ayrışma ürünlerinin (katyonlar ve anyonlar) sızıntı suyu ile toprağın derinliklerine ulaşması bitki beslenmesinde olumlu ve önemli etkiler yapar ve verimi arttırır. Mul tipi humusun genellikle yapraklı ormanların altında teşekkül etmesi yaprakların bileşimine bağlıdır. İğne yapraklı ağaçlardan sarıçam, kızılçam, lâdin, vb. türlerin ibrelerindeki reçineler, aromatik yağlar ve mumların ayrışması sonucunda asit ürünler ortaya çıktığı için bu ağaç türlerinin altında mul tipi humus pek görülmez. Göknar ve sedir türleri gibi ibrelerinde yüksek miktarda kalsiyum ihtiva eden iğne yapraklı ağaçların altında ılıman iklimli yörelerde mul tipi humus gelişebilir. ÇÜRÜNTÜLÜ MUL TİPİ HUMUS :Ilıman iklim etkisi altındaki yerlerde kış mevsiminin serin ve nemli (ıslak), yaz mevsiminin ise sıcak ve kurak oluşu toprak canlılarının faaliyetleri üzerinde ve kimyasal ayrışmanın hızı üzerinde yavaşlatıcı veya durgunlaştırıcı etkiler yapar. İlkbahar ve yaz başı ile sonbaharın henüz ılık ve nemli devrelerinde ise mikrobiyolojik faaliyet ve kimyasal ayrışma hızlanır. Böyle ortamlarda özellikle kireçsiz topraklar üstünde ve meşe, kayın, yerine göre karaçam, sarıçam, vb. ağaç türlerinin yapraklarının ayrışması az veya çok asit ürünler verdiği için bunların ölü örtülerinde yaprak tabakası hemen humuslaşamaz. Arada bir çürüntü (fermantasyon) safhasından geçen humuslaşma söz konusu olur. Ölü örtünün böyle bir ara ayrışma safhasından geçmesi sonucunda yaprak (Y), çürüntü (Ç) ve humus (H) tabakalarının alt alta sıralandığı bir yapı ortaya çıkar. Ancak çürüntülü mul de humus tabakası pek ince olup humusun önemli kısmı mineral toprağa karışmış ve Ah- horizonunu teşkil etmiş olarak bulunur (Şekil 21). Bu yapıya sahip olan humus çürüntülü mul olarak adlandırılır. Çürüntülü mul de 71

72 çürüntü tabakasının gevşek yapısı dikkat çekicidir. Tipik çürüntülü mul yüksek dağlık mıntıkalarda kireç taşlarından oluşmuş topraklar üstünde de görülebilir. Tipik çürüntülü mul de çürüntü tabakasındaki organik artıkların hangi bitki organlarına ait olduğu henüz tanınabilir. Tipik çürüntülü mul de çürüntü tabakası nemli olup, çürümekte veya çürümüş yaprak kokar. Çürüntülü mul tipi humusta ayrışmanın mevsimlere bağlı olarak duraklaması bitki besin maddelerinin ekolojik sistemdeki dolaşımının zaman zaman engellenmesi anlamına gelir. Ancak bu durum orman ağaçlarının beslenmesi bakımından pek önemli sayılmayabilir. HAM HUMUS :Ortam şartlarının mikrobiyolojik (bakteri) faaliyeti engellediği ve ayrışmayı pek yavaşlattığı yerlerde ölü örtü mineral toprak üstünde ve ondan kesin bir şekilde ayrılmış (karışmamış) olarak yatar. Ölü örtüde yaprak (Y), çürüntü (Ç) ve humus (H) tabakası alt alta sıralanırlar (Şekil 14). Humus mineral toprakla ya hiç karışmamış veya çok ince bir kısımda karışabilmiştir. Ham humus çok nemli ve serin (soğuk) iklim etkisinde (kuzey enlemleri veya yüksek dağlar) sarıçam, karaçam, lâdin, vb. orman ağaçları ile Orman gülü (Rhododendron), Ayı üzümü (Vaccinium) veya fundalıkların (özellikle Erica lar) vb. çalıların altında bazlarca fakir kayalardan oluşmuş toprakların üstünde gelişir. İklimi ve ağaç türüne bağlı olarak ham humusa kireçli kayalardan oluşmuş toprakların üstünde dahi rastlanabilir. Öte yandan sıcak ve kurak iklim etkisinde ayrışmanın uzun süre duraklaması ve yaprak örtüsünün karaçam, kızılçam veya sedir gibi türlerin ibrelerinden oluşması (güç ayrışan) ham humus oluşumuna yol açar. Tipik ham humusun altındaki mineral toprak organik madde bakımından fakirdir. Ahhorizonu birkaç mm kalınlığındadır. Toprak hayvancıklarının faaliyetinin asit ortam şartlarından dolayı kısıtlanması humusun toprakla karışmasını da engeller. Humus ve diğer kolloid fakat asit karakterli ayrışma ürünleri yağış sularının sızması ile toprağın üst kesimine girerler, üst toprağın asitleşmesini ve yıkanmasını sağlarlar. Tablo 17. Türkiye de rastlanan humus tipleri 72

73 HAM HUMUSA KARŞI ÇARELER Ham humusu ayrıştırmak için ormancılar çeşitli yöntemler kullanmak zorunda kalmışlardır. Asit reaksiyonlu mor tipi veya keçeleşmiş mor tipi humus sadece bitki besin maddelerinin ekolojik sistemdeki dolaşımını engellemekle kalmaz, asit karakterli ayrışma ürünleri ile toprağın yıkanmasına da sebep olur. Daha ileri asitlik derecelerinde (ph<4 ve özellikle <3) toprakta kil mineralinin de ayrışması ve alüminyum açığa çıkması sözkonusudur. Alüminyum bir katyon olarak bitkiler için zehirleyicidir. 1. Bu tür etkilerin yok edilmesi için mor tipi humus ile keçeleşmiş mor tipi humusun kireçlenmesi kullanılan yöntemlerden biridir. 2. Ayrışmanın hızlandırılması için ölü örtüye daha fazla ışık ve güneş enerjisi sağlamak amacı ile ormanda aralama kesimleri yapmak gerekmektedir. 3. Ağaçlandırma alanlarında ölü örtü ile toprağın makine+ekipman ile işlenerek karıştırılması sonucunda organik maddenin hızla ayrıştığı görülmüştür. Ancak bu tür tedbirlerin dikkatle seçilmesi ve bitki besin maddesi kaybının önlenmesi gerekir. 4. İbreli ormanlara yapraklı, yapraklı ormanlara ibreli ağaç türlerini karıştırmak mor tipi humusun oluşumunu önleyebilecek önemli tedbirlerden biridir. 5. Kuru ham humusun bulunduğu ortamlarda ise ölü örtünün kireçlenmesi veya ormanda aralama kesimleri genellikle etkili olmayabilir. Bu ormanlarda yapraklı türleri ibreli türlerle karıştırmak en etkili çaredir. 6. Ağaçlandırma alanlarında da kuru ham humusu mineral toprakla dikkatli bir şekilde karıştırmak uygun bir yöntemdir. 7. Bazı doğal gençleştirme ve ağaçlandırma alanlarında ise kuru ham humusu (aşırı dereceye kaçmadan veya kömürleştirip bırakmadan) yakmak suretiyle mineralizasyonu sağlamak yoluna gidilmektedir. Turba-Turbalıklar Sualtı şartlarının hakim olduğu yörelerde ise turbalıklar teşekkül eder. Turbalıklar organik artıkların su içinde yığılıp kısmen çürüyüp humuslaşması ile meydana gelir. Su altında anaerobik biyolojik ayrışma söz konusudur. Organik madde siyah renkte ve genellikle bitki dokusunu henüz tam kaybetmemiş bir durumdadır. Turbalıkların soğuk veya ılıman iklim etkisi altındaki yörelerde oluştukları gibi yarı tropik ve tropik bölgelerde de oluşabildiği bildirilmiştir (Irmak, A.1972). Turbalıklar esas itibariyle alçak turbalıklar ve yüksek turbalıklar olarak iki farklı oluşum gösterirler. Alçak turbalıklar mineral maddelerce ve özellikle kalsiyum ile azotça zengin (eutroph) sularda teşekkül ederler. Alçak turbalıkların yüzeyi düz olup buralarda yetişen söğüt, kızılağaç, Carex, Hypnum, Typha, Phragmites gibi türlerin artıklarından teşekkül etmişlerdir. 73

74 Yüksek turbalıklar mineral maddelerce fakir (oligotroph) sularda teşekkül ederler. Bu sularda besin maddesi istekleri az olan sphagnum, çeşitli bodur çalılar (ve Orta Avrupa da Pinus montana da) yetişebilmektedir. Sphagnum türleri ortada yüksek, çevrede alçak bir kütle halinde yaşar ve gelişirler. Bundan dolayı Sphagnum turbalıkları yüksek turbalık olarak isimlendirilmişlerdir. Türkiye de turbalıklar tespit edilmiştir. Artvin-Ardahan arasında Yalnızçam Dağları nda sphagnumlar tarafından teşkil edilmiş yüksek turbalıklar. Uludağ da granit üstünde (2000 m de) bulunan turbalığın yüksek turbalık ile alçak turbalık arasında geçittir. Aladağ da Bolu Ovası na inen yamaçlarda (1200 m de) andezit üstünde Amca Gölü turbalığı geçit turbalık karakterindedir. Abant Gölü (Bolu) göl kenarında gelişmekte olan turbalık ile Amanos Dağları ndaki turbalık oluşumu vardır. Sapanca Gölü nün kenarında da giderek bir turbalık gelişimi söz konusudur. Yeniçağa (Reşadiye) Gölü kenarındaki turbalık ise Abant Gölü turbalığının daha ileri bir evresidir. Çatalca da (Trakya) Danamandıra Köyü yakınındaki Kokmuş göller (iki tane) de turbalıktır. Öte yandan Enez (Trakya da Meriç Nehri ağzında) yakınındaki balık gölü (Gala Gölü) de çevredeki çeltik tarım alanlarından verilen NO3 - ve HPO4-2 bakımından zengin sulama suyu ile turbalaşmaktadır. Benzer bir göl turbalaşması olayı da İstanbul yakınındaki Tuzla Balık Gölü nde gelişmektedir. Toprakta Organik Maddenin Bulunuşu Toprağın üstünde yatan ölü örtünün ayrışması sonucunda oluşan humus ile diğer ayrışma ürünleri mineral toprağa yağış suları ile sızar veya biyolojik faaliyet sonucunda karıştırılır. Mineral toprağa karışan organik maddenin toprağın fiziksel ve kimyasal özellikleri üzerindeki etkisi pek önemlidir. Orman topraklarında genellikle toprağın üst kesimi (Ah-horizonu) organik madde bakımından zengindir. Organik madde toprağın derinliklerine inildikçe azalır. Ancak humus podsollerinde veya bu tipe yakın topraklarda organik maddenin Ah horizonundan sonra yıkanma (Ae) horizonunda azalıp, humus birikimi (Bh) zonunda yeniden arttığı tespit edilmiştir (Şekil 22). Yükseklik arttıkça havanın serinlemesi bu humuslaşmaya ait organik maddenin daha yavaş ayrışmasına sebep olmaktadır. Yavaş ayrışma sonucunda toprakta organik madde daha fazla birikebilmektedir (Şekil 22). Kolloid humusa dönüşen organik madde ise yüksekliğe bağlı olarak artmış olan yağış sularının etkisi ile toprağın derinliklerine de taşınabilmektedir. Tablo 18. Toprakların organik madde içeriğine göre sınıflandırılması (Scheffer- Schachtschabel 1970 ten) 74

75 Şekil 22. Aladağ da (Bolu) Göknar ormanları altındaki topraklarda organik karbonun (Corg) toprağın derinliklerine doğru dağılımı ve yükselti-iklim kuşaklarına göre değişimi Organik Maddenin Önemi Ölü örtünün ve toprağın mineral kısmı ile karışmış olan organik maddelerin gerek toprağın fiziksel ve kimyasal özellikleri üzerinde, gerekse bitkilerin beslenmesinde çok önemli ve olumlu etkileri vardır. Organik madde özellikle tozlu ve killi toprakların ince tanelerini yapıştırıp kırıntılılığı sağlayarak toprağın gözeneklerinin daha iri olmasını sağlar. Toprağın su tutma kapasitesini arttırır. Toprağın havalanmasını olumlu yönde etkiler. Organik maddenin toprağın su tutma kapasitesini arttırması olayı özellikle kumlu topraklar için önemlidir. Organik madde özellikle orman ekosisteminde toprağın bitki besin maddelerinin deposu durumundadır. Gübrelenmesi her zaman mümkün olmayan veya gübreleme masrafları çok yüksek olan orman toprakları ile otlak topraklarında organik madde bitkisel üretimin en önemli faktörlerinden biridir. Organik maddenin ayrışmadan toprak üstünde yığılması ekolojik sistemde bitki besin maddelerinin dolaşımının engellenmesine, toprağın fakirleşmesine ve verimin düşmesine sebep olur. Organik maddenin hızla ayrışması ise mineralizasyon sonucunda serbest kalan iyonların yıkanıp sistem dışına çıkmalarına ve kaybedilmelerine yol açar. Özellikle ağaçlandırma alanlarında uygulanan toprak işlemesinde yanlış yöntemlerin seçilmesi organik maddenin kaybına veya hızlı ayrışma ile mineralize olup bitki besin maddelerinin sistem dışına çıkmasına sebep olduğu yapılan araştırmalarla tespit edilmiştir. 75

76 3. TOPRAĞIN ÖZELLİKLERİ Toprağın kendine özgü birçok fiziksel ve kimyasal özelliği vardır. Toprağın sözkonusu edilecek olan özellikleri; bir yandan toprağın gelişimi bakımından, öte yandan topraktan faydalanma açısından üzerinde önemle durulması gereken hususlardır. Toprak Genetiği toprağın oluştuğu anakayanın özelliklerini, toprağın bileşimini göz önüne aldığı kadar toprağın kazandığı özellikleri de göz önüne almak ve böylece genetik gelişimi incelemek durumundadır. Toprağı işlemek ve ondan ürün elde etmek isteyen her uygulama dalı da toprağın özelliklerini iyi incelemek ve gereğini yapmak zorundadır. Ormancılıkta da toprağın özellikleri bilinmeden ve bu özelliklere uygun bir tür seçimi veya uygulama yöntemi karşılaştırılmadan yapılacak her işlemin sonucunda başarısızlık söz konusudur. Ormancılıkta yanlış uygulamanın sebep olduğu başarısızlık tarımda olduğu gibi hemen anlaşılamaz. Aksine ormancılıkta uzun yıllar geçip yüksek masraflar yapıldıktan, emekler sarf edildikten sonra başarısızlığın farkına varılabilir. Bu nedenle toprağın özelliklerinin iyi incelenmesi gerekmektedir. Ancak toprak özelliklerinin tek tek incelenmesi de yeterli değildir. Toprak, çeşitli özelliklerinin birbirini dinamik bir şekilde etkilediği heterogen bir sistemdir. Toprağın belirli bir üretime tahsisi için birçok özelliğinin incelenmesi ve bir özellikler bileşkesinin çıkartılması gerekmektedir. Toprağın Fiziksel Özellikleri Toprağın fiziksel özellikleri; toprağın derinliği, taneliliği, iç yapısı (strüktürü) ve gözenekliliği, sıkılığı, taşlılığı ve bunlara bağlı olarak toprak suyu, toprak havası, toprağın sıcaklığı ve rengi gibi konuları kapsar. Toprağın Derinliği Toprağın derinliği teriminden Toprak Genetiğinde toprağın B- horizonunun alt sınırına kadar olan kalınlığı anlaşılır. Bu kesim toprak oluşumu ve gelişimi sonucunda topraklaşmış olan ve Toprak İlmi nde solum olarak tanımlanan kesimdir. Bitki yetiştiriciliğinde ise bitki köklerinin gelişebildiği materyalin derinliği söz konusudur (fizyolojik derinlik). Burada topraklaşmış olan kesimin (solum un) derinliğinden bahsedilecektir. Topraklar çeşitli derinliklerde olabilirler. Oluştukları anakayanın özelliklerine, yeryüzü şekline, bitki örtüsüne, iklim özelliklerine ve canlıların (özellikle insanın) etkilerine bağlı olarak toprakların derinliği değişir. Genellikle yamaçların üst kesiminde topraklar daha sığ, orta kesimde derin ve alt yamaçta daha derindirler. Dik eğimli yamaçlardaki topraklar, hafif eğimli yamaçlardakilerden daha sığdırlar. Kolay ufalanabilen kayalardan derin, güç ufalanabilen kayalardan sığ topraklar oluşur. Tabakaları arazinin yüzeyine dik durumda olan kayalar, tabakaları yatay durumda olanlardan daha derin toprak verirler. Kireç taşı topraklarının derinliği 76

77 taşın içindeki katık maddesine ve çatlak sistemine önemle bağlıdır. Gevşek tortul materyallerinin toprakları anamateryalin tane yapısına bağlı olarak farklı derinliklere sahip olurlar. Topraklar derinliklerine göre sınıflandırılırlar (Tablo 19). Toprağın derinliği ağaç köklerinin gelişebilecekleri toprak hacmini, bu toprakta tutulan su ve bitki besin maddesi kapasitesini etkiler. Tablo 19. Toprakların derinliklerine göre sınıflandırılması Toprağın Taşlılığı Topraklar oluştukları anakayanın özelliğine ve topraklaşmanın derecesine göre farklı miktarlarda taş içerirler. Toprağın taşlılığı topraklaşmanın derecesi hakkında fikir verebildiği gibi, toprağın su ve besin kapasitesi hakkında da önemli etkilere sahiptir. Toprakların taşlılık oranına göre de sınıflaması yapılmıştır. Tablo 20. Toprakların taşlılığa göre sınıflandırılması Toprağın taneliliği (Tekstür) ve Toprak Türleri Toprağın Taneliliği İnce toprak bölümü Ø <2 mm olan toprak taneciklerini kapsar. İnce toprağın içinde kum (Ø mm), toz (Ø mm) ve kil (Ø <0.002 mm) bölümleri ayırt edilir (Tablo 14). Toprağın mineral kısmı kaba bölümü olan taş (Ø >20 mm) ve çakıllar (Ø 20-2 mm) ile ince toprak bölümündeki kum, toz ve kilin karışımından meydana gelmiştir (Tablo 1). Toprağın taneliliği (tekstür) terimi toprağın mineral kısmını teşkil eden bu taneciklerin boyutlarını ve toprağın iri taneli veya ince taneli oluşunu ifade etmek için kullanılır. Yukarıda sıralanan ve tablo 1 de verilmiş olan tane çapları Uluslararası Toprak İlmi Derneğinin 1933 yılında kabul etmiş olduğu sınıflandırmadır. Bazı ülkeler ise değişik tane çapı sınıflandırmaları kullanırlar. (Tablo 21). 77

78 Toprağın tane çapı bölümlerinin farklı özellikleri ve etkileri vardır. Kaba kısmı oluşturan taş ve çakıllar toprağın nispeten daha gevşek bir yapıda olmasını (özellikle ince topraklarda) sağlarlar. Kum ve tozlar su ve bitki besin maddelerini tutamazlar. Bunların yüzeyine bağlanan (yüzey çekimi ile) ince bir film halindeki su ile birlikte tutulmuş olan iyonların pratik olarak pek değeri yoktur. Killer ise gerek iç yüzeyleri gerekse negatif elektrik yükleri ile iyonları ve özellikle katyonları tutabilirler. Kum tanelerinin toprakta bol bulunması toprağın sürekliliğini ve daha iyi havalanmasını sağlarlar. Toz toprağın gözeneklerinin tıkanmasına sebep olur. Kil toprağın süzekliğini ve havalanmasını büyük ölçüde engeller. Tane çaplarının bu özellikleri ve etkilerinden dolayı kumlu toprakların fiziksel, killi toprakların kimyasal özellikleri daha iyi olarak kabul edilir (Tablo 22). Ağaçların kökleri de iri taneli ve iri gözenekli topraklarda daha kolay gelişir ve saçaklanır, ince taneli topraklarda ise kök gelişimi önemli ölçüde engellenir. Tablo 23. Toprak taneciklerinin çap sınıflaması Toprak Türleri Kum, toz ve kilin bir araya karışması ile meydana gelen ince toprak bu karışımın tane çapı durumuna göre isimlendirilir. Kumun hâkim olduğu topraklar kumlu toprak, tozun hakim olduğu topraklar tozlu toprak, kilin hakim olduğu topraklar killi toprak, kum, toz ve kilin belirli oranlarda bulunduğu topraklar balçık (kumlu balçık, tozlu balçık, killi balçık, ağır balçık gibi) toprakları olarak tanınırlar. Bu toprak türlerinin adı ile belirli fiziksel ve kimyasal özellikleri de birlikte ifade edilmiş ve anlaşılmış olur. Toprak türlerinin fiziksel ve kimyasal özelliklerine ait ifadeler kesin özellikleri kapsamayıp oldukça genel ifadelerdir (Tablo 24). Toprak türlerinin 78

79 tane çapı sınırları, bu çapların tayin edildiği laboratuvar metoduna bağlıdır. Kullanılan farklı laboratuvar metodlarında toprak taneciklerinin farklı çaplarına göre farklı çökme zamanında ölçmeler yapılmaktadır. Toprak türünü tayin için kullanılan üçgenler de aşağıda verilmiş olan farklı çökme süresinde ölçülmüş çökelmeye göre düzenlenirler. Türkiye de pratik sonuçlar için uluslararası tane çapı sisteminin ve buna göre düzenlenmiş olan toprak türleri üçgeninin kullanılması yeterli bulunmuştur (Şekil 35). Toprak türlerinin arazideki tayininin el muayenesi ile yapılması gerekmektedir. El muayenesi ile toprak türünün tayini oldukça kaba bir işlemdir. Bu nedenle fazla ayrıntıya gidilmeden kum, balçıklı kum, kumlu balçık, balçık, ağır balçık (killi balçık ve balçıklı kil) ve kil türündeki toprak türlerinin tayini yapılabilmektedir El muayenesi ile toprak türü tayininde esas alınacak özellikler. Kum toprağı: Tanecikler bağlı değil, kuru iken parmaklar arasından kolayca akar, bağsız bir yığın halinde görülür. Islak halde iken gıcırtı yapar; şekil verilemez, ele ve herhangi bir cisme yapışıp bulaşmaz. Balçıklı kum: Tanecikler kuru halde iken bağlı, yani toprak kırıntı halinde, fakat parmaklar arasında ezilince kırıntılar kolayca toza döner ve parmaklar arasından akıp gider. Nemlendirilince avuçlar arasında yuvarlanırsa kurşun kalem kalınlığında çubuklar meydana gelmeden dağılır. Kumlu balçık: Toprak kuru halde iken kırıntılı yapıdadır. Parmaklar arasında kuvvetlice ezilirse ince kırıntı şeklinde (toz değil) dağılır. Nemlendirilince kurşun kalem kalınlığında çubuklar yapılabilir. Bu çubuklar dayanıklı değildir. Kuruduklarında dağılırlar. Fakat kum taneleri halen hissedilir. İşaret ve başparmaklar arasında ezilirse kum gıcırtısı duyulur. Balçık: Kum muhtevası ancak kulağa yakın götürülerek parmaklar arasında ezilince duyulacak gıcırtıdan anlaşılır. Nemlendirildikten sonra işaret ve baş parmaklar arasında ezilince mat ve pürtüklü bir yüzey meydana gelir. Avuçlar arasında yuvarlanırsa kaytan kalınlığına kadar incelebilen çubuklar elde edilir. Ağır balçık (killi balçık): Kum muhtevası ancak toprağın dişler arasına alınmasında duyulacak gıcırtı ile anlaşılır. Nemlendirilip parmaklar arasında ezilince parlak ve pürtüksüz bir yüzey meydana gelir. Parmaklara iyice yapışır. Şekil verilebilir. Kil toprağı: Nemlendirilip parmaklar arasında ezilince cilalı bir yüzey meydana gelir. Dişler arasında dahi belirgin bir kum gıcırtısı duyulmaz. Şekil verilebilir. İplik inceliğine kadar çubuklar yapılabilir ve bunlar halka haline getirilince kırılmaz. Fazla yapışkandır. Nemlendirildiğinde ele ve herhangi bir cisme yağlı hissi verecek şekilde yapışır (A. Irmak 1954 ten). 79

80 Şekil 23. Toprak türleri üçgeni (Uluslararası tane çapı sınıflarına göre) KUM TOPRAKLARI VE KUMLU TOPRAKLAR Kum toprakları ve kumlu topraklarda tane çapları 0.02 mm den büyük olan bölüm hakimdir. Bu iri tane çapları arasında kalan iri çaplı boşluklar (gözenekler) nedeni ile kum toprakları süzek (suyu tutamayan), iyi havalanabilen ve çabuk ısınan topraklardır. Kuraklığın hakim olduğu mıntıkalarda veya mevsimlerde kum toprakları kurudur (Tabansuyu etkisi altında değillerse). Kilin bulunmayışı veya az bulunuşu kum topraklarında bitki besin maddelerinin de az tutulmasına sebep olur (Tablo 24). Bu nedenle kum toprakları genellikle fakir topraklardır. Kumların mineralojik yapısına ve organik madde miktarına bağlı olarak kum topraklarının verim derecesi yükselir. Kum topraklarının özellikleri organik madde ile iyileştirilebilir. Kimyasal gübreleri tutamadıkları için gübrelemenin etkisi kalıcı değildir. Bazı yerlerde kum topraklarına bir miktar kil (üç tabakalı killerden) karıştırmak uygun olur. BALÇIK TOPRAKLARI Kum ile kilin ve bir miktar da tozun karışması ile balçık toprakları meydana gelir. Kumun hakim olduğu balçıklar kumlu balçık, tozun hakim olduğu balçıklar tozlu balçık, kilin hakim olduğu balçıklar killi balçık (ağır balçık) adını alır. Eğer bu üç tane çapı sınıfı arasında dengeli bir karışım oranı varsa, toprak balçık olarak isimlendirilir. Balçık toprakları iri, orta ve ince gözeneklere sahip, aşırı süzek olmayan fakat çok fazla ölü su tutmayan topraklardır. Bu sebeple bitkiler tarafından faydalanılabilir su tutma kapasiteleri yüksek, havalanmaları yeterlidir. Kumlu topraklardan daha geç, kil topraklarından daha erken ısınırlar. Kil bölümünden dolayı bitkiler için yeterli besin maddelerinin tutulması da mümkündür (Tablo 24). Balçık topraklarının verim gücü yüksektir. Kimyasal gübrelerin de etkisi yeterli ve belirli bir süre için devamlıdır. 80

81 KİL TOPRAKLARI Kil bölümünün (Ø <0,002 mm) hakim olduğu topraklardır. İnce çaplı kil tanecikleri arasında kalan küçük gözeneklerde suyun ve havanın hareketi güçleşmiştir. Bu nedenle kil toprakları sıkı, ıslandıkları vakit havalanmaları çok güç, ısınmaları da o derece geç olan topraklardır. Genellikle süzek değillerdir. Kil topraklarının kireçli olanlarında iyi bir kırıntı bünyesi gelişmiştir. Kireçli kil toprakları daha iyi havalanabilen ve suyun da belirli bir ölçüde sızabildiği topraklardır. Kireçsiz kil topraklarında suyun sızması genellikle engellenmiş ve su durgunlaşmış olabilir (Durgunsu toprakları pseudogleyleşme). Kilin yüksek miktarda bulunuşu kil topraklarının bitki besin maddelerince zenginliğini ve gübrelemelerin etkisinin kalıcılığını sağlar. Buna karşılık kök gelişimi için fiziksel özellikler pek elverişli sayılmaz veya bazı şartlarda yetersiz dahi kalabilir (Tablo 24). Kil topraklarının özelliklerinin iyileştirilmesi için kil mineralinin cinsini de bilmek veya tahmin etmek gerekir. Üç tabakalı kil minerallerinin bulunduğu kil topraklarını kireçlemek ve böylece kırıntı bünyesini geliştirmek mümkündür. Ayrıca organik madde ilavesi de toprağın fiziksel ve kimyasal özelliklerini iyileştirir. Buna karşılık iki tabakalı kil minerallerinin bulunduğu topraklara kireç ilavesi ile toprağın kırıntılanması pek sağlanamaz. Bu topraklara organik madde karıştırılarak toprağın özellikleri iyileştirilebilir. Tablo 22. Kum, balçık ve kil topraklarının fiziksel ve kimyasal özelliklerinin karşılaştırılması 81

82 Aktif Toprak Tane Boyutu Sınıfı Olarak Kil Kil tane boyutu sınıfı, toprakların fiziksel ve kimyasal özellikleri üzerinde çeşitli şekilde etkili olmaktadır. Bu karakteristikleri, orijinal bir mineralojik yapıya sahip olmaları ve boyutlarının mikronla ifade edilecek kadar küçük olmasından kaynaklanmaktadır. Örneğin, toprakların su, hava ve besin ekonomisi, genellikle içindeki kil miktarına göre değişir. Bunun dışında belirli kil türleri, seramik endüstrisinin önemli bir hammadde kaynağıdır. Bu ve buna benzer nedenlerle killer, toprağın en çok incelenip araştırılan bir tane boyutu sınıfıdır. Bundan sonraki bölümlerde açıklanmış olan, toprağın kimyasal özellikleri ile toprak su ilişkilerini daha iyi kavrayabilmek için, killer hakkında, ana çizgileri ile literatüre dayalı, özet bilgiler verilmeye çalışılacaktır. Toprağın Ø <0.002 mm olan bölümü kil bölümü olarak kabul edilir. Kil bölümünde çok küçük çapa kadar öğütülmüş primer mineraller veya çok küçük çaplı kuvars parçacıkları ve kristalleri ile mika pulları ile sekonder olarak teşekkül etmiş kalsit CaCO3, götit α-feooh, hidrarjillit (Gibsit) Al2(OH)6 (veya kısaca Al(OH)3), opal ve bioopal SiO2.nH2O, demir, alüminyum ve mangan oksit kristalleri kil mineralleri ile birlikte bulunmaktadır. Kil mineralleri silikatların ayrışması sonucunda sekonder olarak oluşmuş hidroksilli aluminosilikatlardır. Kil mineralleri alçak basınç ve düşük sıcaklıkta oluştukları için pulcuklar halindedirler. Yapıları tabakalı ve yaprakçıklıdır. Basıncın ve sıcaklığın düşüklüğü iri kristalli kil minerallerinin gelişimini önlemiştir. Yaprakçıklı yapıdan dolayı kil mineralleri su alınca şişerler ve yaprakçıklar birbirinden belirli bir mesafeye kadar uzaklaşır. Böylece kil minerallerinin yüzeyleri de (iç yüzey) artmış olur. Kil minerallerinin yaprakçıkları 2, 3 veya 4 tabakalıdır. Tabaka sayısına göre kil minerallerinin iç yüzeyi değişiktir. İki tabakalı kil minerali olan kaolinitin 1 gramında 80 m², üç tabakalı olan montmorillonitin 1 gramında 800 m² yüzey vardır. Su alıp şişen kil minerallerinin bu iç yüzeyine bazı katyonlar da girerek yerleşirler. Böylece kil mineralleri bir yandan toprağın su tutma kapasitesini bir yandan da katyon tutabilme kapasitesini arttırırlar. Kil minerallerinin toprakta bulunuşu toprağın bitki besleme gücünde çok önemli etkiler yapar. Kil Minerallerinin Kristal Yapısı Kil mineralleri yaprakçıklı bir yapıya sahiptirler. Yaprakçıkların herbiri iki, üç veya dört tetrahedron ve oktahedrondan meydana gelmişlerdir. Tetrahedronlar bir silisyum katyonu etrafında yer almış dört oksijen anyonundan, oktahedronlar ise bir aluminyum katyonunun etrafında yer almış altı oksijen anyonundan oluşurlar. Tetrahedronlar ile oktahedronların üst üste gelip aralarındaki oksijen köprüleri ile birbirine bağlanmaları sonucunda tabakalı bir yaprakçık meydana gelir. Yaprakçıkların üst üste gelmesi ile de kil mineralleri oluşur. 82

83 Şekil 24. Kil minerallerinin yaprakçıklarında tetrahedron ve oktahedron tabakalarının sıralanışı. İki tabakalı yaprakçıkların yapısında yer alan tetrahedronların oksijenleri yaprakçığın üst yüzeyinde bir oksijen tabakası oluşturur. Oktahedronların alt yüzeyindeki oksijenler ise açıkta kalan (-) yükleri (elektronlar) ile hidrojenle birleşerek bir OH-tabakası oluştururlar. Şekil 25. İki, üç ve dört tabakalı kil minerallerinin kristal yapısı. Böyle iki tabakalı bir kil yaprakçığının diğer bir kil yaprakçığı ile üst üste gelmesi sonucunda tetrahedronların oksijen tabakası ile oktahedronların hidroksit tabakası karşı karşıya gelmiş olur. İki tabakanın arasında yer alan H+ iyonları bir OH-O bağlantısının kurulmasını sağlarlar. Böylece iki tabakalı kil minerallerinin yaprakçıkları arasında elektriksel bir çekim gücü meydana gelir. Bu nedenle iki tabakalı kil minerallerinin yaprakçıklarının arasına su molekülleri giremez ve yaprakçıklar birbirinden pek fazla uzaklaşamaz. Yaprakçıkların su almadan önce aralarında 2.7 angström (2.7 Å) olan mesafe su alma ile değişmez. 83

84 Şekil 26. Kil minerallerinin yaprakçıklarının arasına su moleküllerinin girişinin mineralin tabakalı yapısı ile ilişkisi. Üç tabakalı yaprakçıkların yapısı ortada bir oktahedron, alt ve üstte birer tetrahedron tabakası şeklindedir (Şekil 23). Tetrahedronlardan dolayı yaprakçığın iki yüzeyinde de oksijen tabakaları yer alır. Kil yaprakçıklarının üst üste gelmesi ile oksijen tabakaları da karşı karşıya gelmiş olurlar. Negatif yüklü oksijen iyonlarını birbirine bağlayan katyon olmadığı için yaprakçıklar birbirine elektriksel olarak bağlanamaz. Bu nedenle 3 tabakalı kil minerallerinde yaprakçık aralığı meselâ montmorillonitte 3.4 Å kadar iken, su alınca yaprakçıkların arasındaki mesafe Å a çıkar. Yani kil minerali su alarak şişer (Şekil 24). Tetrahedronlardaki Si +4 ve oktahedronlardaki Al +3 katyonları yerine Fe, Mn veya Mg katyonları geçebilir. Tetrahedronlardaki Si +4 yerine Al +3 katyonu da geçer. Birbirine yaklaşık çapta (aynı koordinasyon sayısına sahip katyonlar) fakat farklı pozitif elektrik yüküne sahip katyonların yer değiştirmesi (izomorf yer değiştirme = izomorf substitusyon) ile kil minerallerinde negatif yük fazlası ortaya çıkar. Negatif yük fazlası Na+, K+, Ca+2, Mg+2 ve diğer katyonların kil minerallerine bağlanması ile nötrleştirilir. Ancak bu katyonlar kendilerinden daha aktif bir katyon (meselâ H + ) ile yer değiştirebilirler. Bu yer değiştirme olayı kil minerallerinin toprağın katyon tutabilmesi ve gerektiğinde katyon değişimi özelliğini kazanmasını sağlar. Kil mineralleri katyon değişimi özelliklerinden dolayı bitki beslenmesinde çok önemli role ve etkiye sahiptirler. 84

85 Kil minerallerinin Sınıflandırılması Kil mineralleri kristal yapılarına ve mineralojik bileşimlerine göre sınıflandırılırlar. Kil minerallerinin kristal yapıları yaprakçıklarının kalınlığını, su alıp şişme yeteneklerini, katyonların izomorf yer değiştirebilme durumunu da etkiler. Kil minerallerinin kimyasal bileşimi oluştukları anamateryalin mineralojik bileşimine bağlı olarak değişiklik gösterir. Kil minerallerinin kimyasal yapısındaki elementler ve bunların oksitlerinin oranları farklı kil mineralleri arasında belirgin bir ayırımın yapılamayacağını göstermektedir (Tablo 23). Bu nedenle kil minerallerinin sınıflandırılmasında daha az değişken olan kristal yapıları esas alınır. Tablo 23. Kil minerallerinin kimyasal bileşimi (ağırlığa göre %) İki tabakalı kil minerallerinin esas kalınlığı 7.2 Å olup bunlardan kaolinit su alınca şişmez, halloysit su alınca l0.1 Å a kadar şişer. Üç tabakalı kil minerallerinin esas kalınlığı 10 Å olup su aldıklarında kil mineralinin cinsine göre Å a kadar şişerler. Dört tabakalı kil minerallerinin ise esas kalınlığı 14 Å olup bunlar su alıp şişmezler. Amorf kil mineralleri ise röntgen ışınlarında kristal yapısı göstermeyen bol su ihtiva eden alüminyum silikatlardır (Tablo 15). Kil minerallerinde oktahedral tabaka daha önce de belirtildiği gibi çevresine 6 oksijen toplanabilen (koordinasyon sayısı) katyonlar tarafından meydana getirilir. Çevresine 6 oksijen toplayabilen katyonlar Al +3 ve Mg +2 veya Fe, Mn olabilir. Oktahedral tabakada bu katyonların girebileceği yerlerin 2/3 ü 2 Al +3 ile doldurulmuşsa bu yapıya dioktahedral, eğer sözkonusu yerlerin her üçü de 3 Mg +2 tarafından doldurulmuşsa trioktahedral yapıdan bahsedilir (Tablo 15). Tetrahedron ve oktahedronlarda aynı koordinasyon sayısına sahip katyonların yer değiştirebildiği kil minerallerinde, boşta kalan negatif yükler iç ve dış yüzeye yerleşen değiştirilebilir katyonlarca dengelenmişlerdir (Tablo 15). 85

86 Topraktaki Önemli kil Mineralleri İki Tabakalı Kil Mineralleri İki tabakalı kil minerallerinin yaprakçıkları bir tetrahedron bir de oktahedron tabakasının oksijen köprüleri ile birbirine bağlanması sonucunda meydana gelmişlerdir. Bunların arasında en yaygın olarak bulunanları kaolinit ve halloysit tir. Trioktahedrik bir yapıya sahip olan serpantin Mg6Si4O10(OH)8 nadir olarak bulunur. İki tabakalı mineraller 1:1 veya Si:Al (tetrahedrondaki silisyumdan dolayı Si, oktahedrondaki alüminyumdan dolayı Al ile belirtilerek) olarak gösterilir. KAOLİNİT Kaolinitin iki tabakalı olan yaprakçıklarının tetrahedronların bulunduğu yüzeyi oksijen tabakası, oktahedronların bulunduğu yüzeyi hidroksit tabakası ile kaplıdır (Şekil 24-26). Üst üste gelen yaprakçıkların alt yüzeyindeki hidroksit tabakası (H+ katyonu arada yer aldığı için) birbirini elektriksel olarak çeker. Bu nedenle esas kalınlığı 7.2 Å, yaprakçık arası açıklığı 2.7 Å olan kaolinit su alıp şişmez ve yaprakçıklar birbirinden uzaklaşmaz. (Tablo 24, Şekil 26). Kaolinitin yaprakçıkları arasındaki 2.7 Å lık aralığa katyonlar giremez. Ayrıca izomorf yer değiştirme olmadığı için negatif elektrik yükü de pek yoktur. Kaolinit, bu özelliğinden dolayı iç ve dış yüzeyi su alma ile değişmediği gibi değiştirilebilir katyonları da negatif elektriksel güç ile pek az bağlayabilir. Kaolinitin katyon değişim kapasitesi 3-15 me/100 gr arasında olup pek düşük sayılır. Kaolinit ihtiva eden topraklar ıslandıkları vakit suyu emmedikleri için cıvıklaşırlar. Katyon değişim kapasiteleri de düşük olur. Bu topraklara kireç karıştırılarak kırıntılılık ve süzeklik sağlanamaz. Ancak bol organik madde (humus) ile ıslah edilebilir. Bu nedenlerle kaolinitli topraklar sorun çıkaran ve bitki beslenmesi bakımından da zayıf topraklar olarak kabul edilirler. HALLOYSİT Halloysit de kaolinit gibi bir tetrahedron, bir oktahedron tabakasının üst üste gelmesi ile teşekkül etmiştir. Ancak kaolinitin aksine silikat tabakaları arasında su molekülleri yer almıştır. Bu nedenle 7.2 Å olan esas kalınlık su alıp şişerek 10.1 Å a kadar artabilir. Yaprakçıklar arasındaki 2.7 Å olan kaolinit de değişmediği halde Halloysit de su alıp şişme sonucunda artar. Halloysit su alıp şişebildiği için toprakta suyun tutulmasında faydalı olur. Halloysitin katyon değişim kapasitesi 5-10 me/100 gr dır (Tablo 24). Üç Tabakalı Kil mineralleri Üç tabakalı kil minerallerinin yaprakçıkları bir oktahedron tabakasının altına ve üstüne iki tetrahedron tabakasının birleşmesi sonucunda oluşmuşlardır (Şekil 24-26). Daha önce de belirtildiği gibi tetrahedronların dış yüzleri oksijen tabakası ile kaplı olduğundan yaprakçıklar arasında bu iki oksijen tabakasını bağlayacak bir katyon bulunmamaktadır (Şekil 24-26). Bu nedenle 3 tabakalı kil mineralleri su aldıklarında yaprakçıklar birbirinden uzaklaşırlar. Bu olay 86

87 su alan kil minerallerinin şişmesi olarak tanımlanır. Yaprakçıklar arasındaki açıklığa katyonlar girerek yerleşirler ve iki yandaki negatif elektrik yüklerine sahip oksijen tabakaları arasında elektriksel bağ ile tutulurlar. Ancak bu katyonlar daha aktif bir katyon ile yer değiştirebilirler. Üç tabakalı kil mineralleri 2:1 veya Si:Al:Si (tetrahedron Si, oktahedron Al, tetrahedron Si) olarak gösterilirler. Üç tabakalı kil mineralleri arasında toprak özellikleri bakımından önemli olanlar illit, vermikulit ve montmorillonit tir. Ayrıca pirofillit Al2Si4O10(OH)2 ile Talk Mg3Si4O10(OH)2 nadir olarak toprakta rastlanan üç tabakalı killerdendir. İLLİT İllitlerin bir kısmı mikaların (muskovit, biotit) hidratlanması ile, bir kısmı da silikatların ayrışması ve yeniden teşekkül sonucunda oluşurlar. İllit mineralleri esas itibariyle mikaların pulcuklarının aralanması ve bu aralıkların su alıp şişebilir bir duruma gelmesi ile teşekkül eder. Mika pullarının aralanması önce kenarlardan su alarak başlayıp iç kesime doğru gelişir. Bu olay mika pullarının ve özellikle potasyumun hidratlanması olayıdır. Potasyum katyonlarının (su dipolleri ve hidronyum etkisi ile) hidratlanması sonucunda mika pulcukları birbirinden ayrılır. Bu arada hidratlanan K+ katyonu da hidronyum tarafından yaprakçıklar arasından dışarıya alınır. Böylece yaprakçıkların arası daha da açılır ve giderek mika illit e dönüşmüş olur (Şekil 8). Bu nedenle illit ile mika arasında birçok ara safhası bulunur. İllitler daha küçük tane çapında oluşları (Ø <0.002 mm), pek az kristalleşmiş olmaları, daha az potasyum (%4-6), fakat daha fazla kristal suyu ihtiva etmeleri ile mikalardan ayırt edilirler. Buna karşılık diğer kil minerallerinden daha fazla potasyum ihtiva ettikleri ve mikalarla aralarında birçok geçiş safhası bulunduğu için illitler mikamsı kil mineralleri olarak tanınırlar. İllitlerin kimyasal bileşimi oluştukları mikalara bağlı olarak değişir. İllit minerallerinin esas kalınlığı 10 Å olup su alıp şiştiklerinde kalınlık artar Kalınlığın artması illitin vermikulite geçiş safhasında 15 Å e, montmorillonite geçiş safhasında 20 Å e ulaşır. İllitlerin katyon değişim kapasiteleri me/100 g arasındadır. VERMİKÜLLİT Vermiküllit biotit ten gelişmiş olan illitin fazla miktarda K+ kaybetmesi ve yaprakçıkları arasında K+ yerine Mg++ katyonlarının girmesi ile gelişir (Şekil 25). Vermiküllitin esas kalınlığı 10 Å olduğu halde su alıp şişerek Mg++ veya Ca++ ile doyurulduğunda kalınlık 15 Å e ulaşır (Gliserin ile 14 Å). Vermiküllitin katyon değişim kapasitesi me/100 g arasındadır. Eğer vermiküllit mineralleri yüksek miktarda K+ veya NH4 + katyonları ile karşılaşırlarsa bu katyonlar değiştirilebilir durumdaki Mg++ ve Ca++ yerine geçerler. Bu durum vermiküllitli toprakların yüksek miktarda potasyumlu veya amonyumlu gübrelerle gübrelenmesi sonucunda 87

88 oluşur. Yeniden K+ ve NH4 + ile doygun hale gelen vermiküllit minerallerinin su kaybedip kururlarsa tekrar su almakla şişmediği kalınlığın 10 Å e indiği ve illite dönüştüğü görülür. İllite dönüşme ile artık potasyumun toprak suyuna geçmesi zorlaşır veya mümkün olmaz (potasyumun ve amonyumun fiksasyonu). MONTMORİLLONİT (SMEKTİT) Montmorillonit mineralleri illit ve vermikülite benzeyen bir kristal yapısına sahiptirler (Şekil 22,25). Ancak su alıp şiştiklerinde ve Mg++ ile doyurulduklarında 10 Å olan esas kalınlık 20 Å e, 3.4 Å olan yaprakçık aralığı ise 14 Å e kadar şişer (gliserinle de aynı şişme görülür). Montmorillonitlerde su alıp şişme ve yaprakçıkların birbirinden uzaklaşması olayı mineralin doyurulduğu katyona önemle bağlıdır. Ca++ veya Mg++ ile doyurulmuş montmorillonitler esas kalınlık olan 10 Å den 20 Å e kadar şiştikleri halde, Na+ ile doyurulmuş montmorillonitlerde 160 Å e kadar şişme tesbit edilmiştir (SchefferSchachtschabel 1970). Ortamda daha fazla sodyumun bulunması montmorillonitin yaprakçıklarının birbirinden bir daha bir araya gelemeyecek kadar uzaklaşmalarına sebep olur (Tuzlu topraklarda Na-montmorillonit teşekkülü). Vermiküllit ise Na+ ile doyurulduğunda ancak 15 Å e kadar şişebilir. Montmorillonitler illitlerden veya bazalt gibi bazik erüptif kayalardaki minerallerden gelişebilirler. Genellikle tortul materyallerde bulunan montmorillonitler illitlerden gelişmiştir. Saf montmorillonitler daha çok volkanik tüflerin ayrışması ile oluşurlar (Bentonit ler). Tablo 24. Kil minerallerinin sınıflandırılması (ağırlığa göre %) 88

89 Şekil 27. Mikanın İllit e ve daha sonra vermiküllit ve montmorillonit e dönüşmesi. Montmorillonitlerin katyon değişim kapasitesi me/100 g arasında değişir. Yüksek miktarda K+ veya NH4 + katyonları ile illite dönüşmezler (K-fiksasyonu yok). Su kaybedip kuruduktan sonra yeniden su alıp şişebilirler. Dört Tabakalı Kil Mineralleri Dört tabakalı kil mineralleri tetrahedron ve oktahedron tabakalarının tet/okt/tet/okt olarak üst üste sıralanması ile teşekkül ederler (Şekil 22). Bu tip bir tabakalanma ile oluşan yaprakçıkların alt yüzünde tetrahedronlara ait oksijen tabakası, üst yüzünde de oktahedronlara ait hidroksilli tabaka bulunur. Yaprakçıkların üst üste dizilmesi sonucunda bir yaprakçığın oksijen tabakası ile diğer yaprakçığın hidroksilli tabakası karşı karşıya gelmiş olur (Şekil 22). İki oksijen tabakası arasında kalan ve hidroksil iyonlarına ait olan H+ katyonları yaprakçıkların birbirine kuvvetle bağlanmalarına sebep olur. Benzer durum iki tabakalı kil minerallerinde (kaolinit) söz konusudur. Bu nedenle dört tabakalı kil minerallerinin esas kalınlığı 14 Å olmasına rağmen su alıp şişme yetenekleri hemen yok gibidir. Dolayısıyla katyon değişim kapasitesi de düşüktür. Dört tabakalı kil mineralleri 2:2 veya Si:Al:Si:Al şeklinde gösterilirler. Dört tabakalı kil minerallerini klorit temsil eder. 89

90 KLORİT Klorit bir magnezyum silikat olup klorit şistlerinde (başkalaşım kayalarından) bulunur. Kloritlerin yaprakçıkları 4 tabakalı yapıda olduğundan su alıp şişmezler. Kloritlerin esas kalınlığı 14 Å dur. Su alıp şişmedikleri için iç yüzey genişleyemez ve katyon değişiminde kullanılamaz. Bu nedenle kloritlerin katyon değişim kapasitesi me/100 g arasındadır. Asit topraklarda ayrışma sonucunda klorit yaprakçıklarındaki tabakalar arasından bir oktahedron tabakasının ayrılması sonucunda Al(OH)3 (Gibsit = Hidrarjillit) teşekkülü ile dört tabakalı klorit yaprakçığı üç tabakalı sekunder klorit e dönüşür. Sekunder klorit yaprakçıkları tet/okt/tet/okt yapısı bozulduğu için su alınca şişme özelliği gösterirler Amorf Killer (Alofan) Kristal özellikleri göstermeyen ve amorf yapıda olan killeri alofan temsil eder. Alofanlar bünye suyu fazla ve SiO2/Al2O3 oranı düşük sekunder aluminyum silikatlardır. Alofanlar genellikle volkan külleri arasında yer alır ve volkanik bir oluşumu işaret ederler. Alofanların katyon değişim kapasitesi 100 me/100 g a kadar ulaşır (Tablo 24). Kil Minerallerinin Oluşumu Kil mineralleri mağmatik kayalardaki silikat minerallerinin ayrışma ürünlerinden, tabakalı silikat minerallerinin (mikaların) hidratlanması ve yaprakçıklarının aralanmasından sekunder olarak oluşurlar. Ayrıca tortul materyallerdeki kil mineralleri olduğu gibi toprağa intikal edebilirler. Kil minerallerinin oluşumunda temel prensip şudur; aynı mineralden farklı iklim ve ortam (ph ve katyonlar) şartları altında farklı kil mineralleri oluşabildiği gibi, farklı minerallerden aynı iklim ve ortam şartlarında aynı kil mineralleri de oluşabilir. O halde kil minerallerinin oluşumu, oluştukları mineralin özelliklerine bağlı olduğu kadar iklim, ph ve ortamdaki katyonlara da bağlıdır. Silikatların Ayrışma Ürünlerinden Kil Minerallerinin Oluşumu Silikat minerallerinden feldspatlar, piroksenler ve amfibollerin ayrışması ve kristal yapılarının bu ayrışma sırasındaki değişimi ile kil mineralleri sekunder olarak teşekkül ederler. Silikatlardan kil minerallerinin teşekkülü sırasında iklim özellikleri, ortamın reaksiyonu (ph, asit veya alkali) ve ortamdaki katyonların cinsi ile miktarı oluşacak kil mineralinin cinsini tayin eder. Genel olarak silikatların ayrışması sonucunda kil minerallerinin teşekkülü olayı şekil 28 deki gibi şematik olarak gösterilir. 90

91 Şekil 28. Yaprakçıksız silikat minerallerinin ayrışma ürünlerinden kil minerallerinin teşekkülü ve oluşum ortamının reaksiyonu ile ilişkisi Ortamda reaksiyonun alkalen oluşu, yüksek miktarda K+, Na+, Ca++ ve Mg++ bulunuşu öncelikle üç tabakalı kil minerallerinin teşekkülüne sebep olur. Eğer K+ iyonları fazla ise illit mineralleri, Mg++ iyonları fazla ise montmorillonit mineralleri, çok fazla Mg++ iyonunun varlığı halinde klorit teşekkül eder. Ortamda reaksiyonun asit oluşu ayrışma ürünlerinin hızla yıkanıp ortamdan ayrılmalarına sebep olur. Bu defa serbest kalan silis asidi ile ortamda bulunabilen K+, Na+, Ca++ ve Mg++ iyonları tarafından iki tabakalı kil mineralleri meydana getirilir. Tabakalı Silikatların Aralanması İle Kil Minerallerinin Oluşumu Tabakalı silikat mineralleri olan mikalar (muskovit ve biotit) tabakalarının aralanması ile kil minerallerine dönüşürler. Öncelikle fiziksel etkiler sonucunda mikalar parçalanarak kil boyutuna kadar (Ø <0.002 mm) ufalanır. Yüzeyin artışı kimyasal ayrışmanın daha da artmasına ve mika yaprakçıklarının kenarlarındaki K+ iyonlarının hidratlanarak yerlerine H+, Ca++, Mg++ gibi iyonların geçmesine sebep olur. Bu fiziksel ve kimyasal ayrışmaların sonucunda K+ kaybeden mika illite dönüşür (Şekil 28-30). Eğer illitin K+ kaybı devam eder ve yaprakçıklar aralanmaya devam ederlerse potasyumun yerine (ortamda varsa) Mg++ ve Ca++ geçer. Bu gelişme ile illit, vermiküllite veya montmorillonite dönüşür. Şekil 29. Yaprakçıklı silikat minerallerinin aralanması ile kil minerallerinin teşekkülü ve ortamın reaksiyonu ile ilişkisi 91

92 Kil Minerallerinin Değişimi ve Ayrışması Kil mineralleri oluşumlarını sağlayan faktörlerin devam eden etkisi altında bazı değişimlere uğrarlar veya bu faktörlerin değişimi ile ayrışırlar. İllit in vermiküllite veya montmorillonite dönüşümü üç tabakalı kil minerallerinde kloritin sekunder klorite dönüşümü dört tabakalı kil minerallerinde özetlenmiştir. Ortam şartlarının değişimi ile kil minerallerinin de yapısında değişiklik olabilir. Özellikle ortamın asitleşmesi sonucunda (ph 4.5) kil mineralleri tahrip olmaya başlarlar. Ortamın reaksiyonunun ph 3 ve ph 3 ün altına düşmesi kil minerallerinin hızla bozunmasına sebep olur. Ortamın asitleşmesi ile üç ve dört tabakalı kil mineralleri Ca++, Mg++, K+ ve Na+ kaybederek iki tabakalı kil minerallerine dönüşürler (Şekil 30). Şekil 30. Asit ortamda kil minerallerinin bozunması 92

93 Toprağın İç Yapı Elemanları Toprağın iç yapısını oluşturan tanecikler ve parçacıklar şekillerine göre gruplandırılıp, çaplarına göre sınıflandırılırlar. İç yapı elemanlarının şekilleri ve çapları toprağın önemli birçok özelliğinin anlaşılmasını ve yorumlanmasını sağlar. Toprak tanecikleri eğer bir yapıştırıcı madde tarafından bir araya getirilmemişse bu duruma tek tane yapısı denir. Tek tane yapısı kum ve killerde görülür. Kum tanecikleri birbirine yapışmadan serbest tek tane yapısını oluştururlar. Kil tanecikleri ise çok küçük oldukları için birbirlerine yapışarak bağlı -masif yapıyı oluştururlar (kalsiyum ile bağlanmamış, kireçsiz killer). Toprak taneciklerinin yapıştırıcı bir madde (kil, organik kolloidler, katyonlar, oksitler, vd.) ile birbirine yapıştırılması ve parçacıkların oluşması ise, birleşik yapı adını alır. Birleşik yapı; kırıntılı, topaklı, prizmalı ve levhamsı olmak üzere başlıca dört grupta toplanabilir (Şekil 31). Şekil 31. Toprağın iç yapı (strüktür) elemanları. KIRINTILI YAPI : Toprak taneciklerinin birbirine yapışıp ufak parçacıklar halinde bir iç yapı kazanmalarına toprağın kırıntılanması denir. Kırıntıların çapı en fazla 10 mm ye kadardır (Şekil 31). Toprağın kırıntılanmasında özellikle kolloid humusun (mul tipi humus altında) kalsiyumun ve toprak canlılarının faaliyetinin büyük etkisi vardır. Kırıntılar köşeli kırıntı ve yarı köşeli kırıntı olarak iki alt tipe ayrılır. Köşeli kırıntılar daha çok kilce zengin humuslu topraklarda meydana gelir. Yarı köşeli kırıntılar ise kumlu-humuslu topraklarda görülür. Solucanların yaşamasına uygun ortamlarda (ph nötr civarında, mul tipi humus ve ince taneli toprak gibi) solucan dışkılarından oluşan solucan kırıntısı tipinde kırıntılara da bolca rastlanır. Solucan kırıntıları köşeli veya yarıköşeli kırıntılı yapının arasında yuvarlak solucan dışkıları halinde bulunur. Bu yapı genellikle toprağın humusça zengin, Ah horizonunda veya hemen Ah horizonunun altında bulunur. 93

94 TOPAKLI YAPI : Topraklar, toprak taneciklerinin birbirine yapışarak oluşturdukları ve eni, boyu, derinliği birbirine yakın ölçülerde, kırıntıdan daha iri olan parçacıklardır. Topakların çapı 550 mm arasında değişir (Şekil 31). Topaklar köşeli topak ve yarıköşeli topak olarak iki alt tipe ayrılır. Kil ve humusca daha zengin topraklar ile kil toprakları köşeli topakları, balçıklar ve bilhassa kumlu topraklar yarı köşeli topakları geliştirirler. Topaklı yapı genellikle Esmer Orman Toprağının balçıklanma zonunda (Bv) ve diğer toprakların yıkanma zonunda (A) gelişmiş olarak bulunur. PRİZMALI YAPI : Toprak tanecikleri birbirine yapışarak boyu eninden fazla olan pirizma şeklindeki parçacıkları da geliştirirler. Pirizmalı yapıda boy mm arasında olabilir (Şekil 36). Pirizmalı yapı, pirizmalı ve sütunlu olmak üzere iki alt tipe ayrılır. Pirizmalı yapıda köşeler belirgindir. Sütunlu yapıda ise köşeler yuvarlanmıştır. Pirizmalı yapıya toprakların birikme zonunda rastlanır. Sütunlu yapı ise genellikle tuzlu topraklarda gelişir. LEVHALI YAPI : Toprak taneciklerinin bazen basınç altında bazen asit ortamda birbirine yapışarak eni boyundan daha uzun olan iç yapı elemanları geliştirdikleri görülmüştür. Bu yapı levhalı yapı olarak isimlendirilir. Levhalı yapıda parçacıkların kalınlığı 1-10 mm arasında değişir (Şekil 31). Basınç etkisi ile tortul materyallerden oluşan toprakların anamateryal (Cv) horizonlarında, asit ortam etkisi ile podsolların yıkanma (Ae) horizonlarında görülürler. İç Yapının Oluşumu ve Devamlılığı Üzerinde Etkili Faktörler Toprağın iç yapısının oluşumu ve iç yapı elemanlarının şekillerinin (dolayısı ile aralarındaki boşluk hacminin) bozulmadan devamı toprağın fiziksel özelliklerinin ve bunlara bağlı olarak toprakta meydana gelen kimyasal olayların ve canlı faaliyetinin önemli dayanaklarından biridir. İnce kırıntılı bir toprak canlı faaliyeti ve bitkisel verim için ne kadar olumlu ise, masif yapılı bir toprak da o kadar olumsuzdur. Toprağın iç yapısının oluşumu veya devamı bir takım faktörlerin etkisi altında bulunur. Bu faktörlerin değişimi toprağın iç yapısının olumlu veya olumsuz yönde gelişimine sebep olur. Söz konusu faktörleri dış faktörler ve iç faktörler olarak ikiye ayırıp incelemek gerekmektedir. Tarım topraklarında toprağın her yıl sürülmesi iç yapı elemanlarının gelişmesini ve olumlu etkiler yapmasını sağlar. Orman ve otlak topraklarında böyle bir toprak işlemesi ancak özel amaçlarla ve uzun dönemlerle yapılabilir. Bu sebeple orman ve otlak topraklarında iç yapıyı etkileyen faktörler çok önemlidir. DIŞ FAKTÖRLER : Toprağın iç yapısının oluşumunda etkili dış faktörler iklim, bitkiler, toprak hayvancıkları ve insan olarak sıralanabilir. 94

95 İKLİM : İklim özelliklerinden bilhassa sıcaklık değişimleri-aşırı sıcaklık değerleri etkisi ile kuruma ve donma olayları, yağışlı ve kurak devreler toprağın iç yapısı üzerinde etkili olurlar. Kurak devrelerde suyunu kaybeden topraklarda oksitlerin ve katyonların yoğunluğu giderek artar. Oksitlerin, katyonların ve kilin etkisi ile toprak tanecikleri birbirine daha fazla ve sıkıca yapışarak, toprağın büzülmesi kırıntıların veya daha iri topakların oluşumu sağlanır. Bu sırada toprak parçacıkları arasındaki aralık ve çatlak sistemi daha da genişler. Soğuk mevsimde toprak içindeki suyun donması ve hacminin genişlemesi sonucunda toprak tanecikleri arasında bir basınç gelişir. Bu basınç taneciklerin birbirine yapışıp kırıntılanmasını sağlar. Bu kırıntılanma olayında humus veya kilin (veya her ikisinin) ve oksitlerin yapıştırıcı etkileri vardır. Toprak suyunun bir kısmının donması geri kalan toprak suyundaki katyon yoğunluğunun artmasına da sebep olur. Bu artış da taneciklerin birbirine yapışmasını sağlayan diğer bir etkendir. Yağışlı devrelerde ve dolayısıyla toprağın ıslak olduğu yerlerde toprak taneciklerini birbirine bağlayan katyonların suya geçip serbest kalması toprağın gelişmiş yapısının bozulmasına sebep olabilir. Bu durum özellikle kumlu topraklarda söz konusudur. Killi topraklarda ıslak devre ile birlikte eğer sodyumun da etkisi varsa toprağın kırıntılı yapısı bozulabilir. BİTKİLER : Bitki köklerinin çap gelişimi sırasında çevreye yaptıkları basınç toprak taneciklerinin sıkışmasına ve kırıntılanmaya yol açar. Saçaklı bir kök sistemi iyi bir kırıntılı yapının gelişmesini de sağlar. Köklerin çürümesi ile oluşan organik kolloidler özellikle kil ve oksitlerin biraraya gelip yapışmasını ve kırıntılanmayı sağlarlar. Mantarların iplikçikleri (miseller) ve bakteri kolonileri de toprak taneciklerini birbirine yapıştırırlar. Mikroflora tarafından (bakteriler) salgılanan sümüğümsü maddeler (mayalar vd.) de toprağın kırıntılanmasına sebep olurlar. Bitkilerin ve ölü örtünün toprak yüzeyini sıkça örtmeleri toprağın yağmur damlalarının darbe etkisinden korunmasını sağlar. Damlaların darbe etkisi ıslanan üst topraktaki kırıntıların dağılmasına yol açar (özellikle kum topraklarda). TOPRAK HAYVANCIKLARI : Toprağın organik maddesini mineral maddesi ile birlikte yiyebilen hayvancıklar bu iki maddenin çok iyi bir şekilde karışımını ve taneciklerin de birbirine yapışmasını sağlarlar (solucanlar, kırkayaklar gibi). Bu hayvancıkların dışkıları kendine özgü şekilleri ile toprak kırıntıları arasında solucan kırıntısı olarak seçilir. Özellikle nötr reaksiyondaki ince taneli topraklarda solucanlar önemli ölçüde faaliyet gösterirler ve kırıntılanmaya sebep olurlar. Toprak içindeki yuvalarını yapıp yaşayan hayvanların da depo ettikleri organik maddeler ve dışkıları ile salgıları toprağın kırıntılanması üzerinde etkili olmaktadır (fare, karınca, vd.). 95

96 İNSANLAR : Toprak işlemesi, atmosfer etkisinin toprağın derinliklerine nüfuzunu sağlamaktadır. Sıcaklık farklarının veya don etkisinin toprağın derinliklerine nüfuzu buralarda kırıntılanmaya sebep olmaktadır (kuru tarımda nadas işlemi). Organik maddenin toprağa karıştırılması da kırıntılanmayı sağlar. Ayrıca toprağın gübrelenmesi sonucunda artan katyon miktarı kırıntılanmayı sağlar. Tarlalardaki anız yakma ve orman yangınları (örtü yangınları ) da üst topraktaki katyon miktarını arttırdığı (kül) gibi, yüksek sıcaklık etkisi ile su miktarını da azaltır. Yangınların etkisi ile toprağın kırıntıları artar. İÇ FAKTÖRLER : Toprağın iç yapısı kendi özelliklerine göre farklı oluşum şekilleri gösterir. Toprağın iç yapısının oluşumu ve devamlılığı üzerinde etkili olan toprak özellikleri iç faktörler adı altında toplanır. İç faktörler arasında toprağın türü, toprağın horizonlaşması, organik madde ve organik maddenin yapısı, topraktaki oksitler, toprağın katyonları ve reaksiyonu sayılabilir. Ayrıca toprağa karıştırılan gübreler ve sentetik maddeler de iç yapının gelişimini ve devamlılığını etkiler. TOPRAĞIN TÜRÜ : Toprakta iç yapının gelişiminde en etkili ve baş faktör durumunda olan toprağın tane çapı karışımı yani toprak türüdür. Kumlu topraklarda tek taneli ve bağsız yapının, kireçsiz kil topraklarında ise masif yapının, kum+toz+kil in belirli ölçüde karışımı sonucunda ortaya çıkan balçıklarda ise birleşik yapı elemanlarının oluşumu tamamen toprak türüne bağlıdır. Şekil 32. Orman topraklarında strüktürün toprağın türüne ve horizonlarına göre değişimi TOPRAĞIN HORİZONLARI : Toprağın oluşumu ve gelişiminde teşekkül eden toprak horizonları birbirinden farklı özelliklerin geliştiği kesimlerdir. Toprağın horizonlarındaki farklı özelliklere göre iç yapının oluşumu ve şekillenmesi de farklı olur. Genellikle organik maddenin karıştığı Ah horizonunda kırıntılı, yıkanma (Ae veya Ael) horizonunda topaklı, birikme (Bts) horizonunda ise prizmalı ve topaklı şekillerde bir iç yapının geliştiği gözlenmiştir (Şekil 32). 96

97 ORGANİK MADDE : Toprağa karışan organik maddelerden kolloidal yapıda olanlar toprak taneciklerinin yapışmasını ve kırıntılanmasını sağlarlar. Öte yandan organik maddenin toprak canlıları için besin maddesi oluşu topraktaki canlı faaliyetini arttırır, kırıntılanmayı hızlandırır ve geliştirir. Balçık toprağında her iki yılda bir hayvan gübresi ve yeşil gübre ile yapılan gübrelemelerin sonucunda (20 yıllık işlem ve ölçme) suya dayanıklı (su etkisi ile dağılmayan) kırıntıların miktarının arttığı tesbit edilmiştir. Hayvan gübresi ile gübrelenmemiş toprakta Ø < 0.1 mm olan kırıntılar % 65.3 oranında bulundukları halde, gübrelenmiş toprakta % 80.4 oranına yükselmişlerdir. Çapı 1 mm den iri olan kırıntılar ise gübrelenmemiş toprakta % 25.1 oranında iken gübrelenmiş toprakta % 44.6 oranına yükselmişlerdir (Scheffer-Schachtschabel 1970 ten). Orman topraklarında mul ve çürüntülü mul humusu altında özellikle Ah horizonlarındaki organik madde iyi kırıntılanmış bir iç yapının gelişimini sağlar (Şekil 32). TOPRAKTAKİ OKSİTLER :Özellikle demir ve alüminyum oksihidroksitlerin (amorf oksitler) ve oksitlerin toprak taneciklerini yapıştırma özelliği vardır. Amorf Fe - ve Al - oksitlerin kırıntılanmaya olan olumlu etkisi, kristalleşmiş olan (Fe2O3 ve Al2O3) oksitlerden daha fazladır. Amorf oksitler (oksihidroksitler FeOOH ile AlOOH) kil çapında olup pozitif yüklüdürler. Bunların negatif yüklü kil tanecikleri ile biraraya gelmesi sonucunda kilin pıhtılanması ve devamlı-sağlam bir kırıntı yapısını kazanması mümkün olmaktadır. Toprağın yıkanması ve bu arada amorf oksitlerin de yıkanıp ortamdan uzaklaşmaları kırıntılı yapının kaybına sebep olmaktadır (özellikle asit reaksiyonlu yıkanma zonunda-podsollaşma). TOPRAĞIN KATYONLARI VE REAKSİYONU : Topraktaki katyonların cinsi ve miktarı toprağın özellikle kil bölümünün biraraya gelip pıhtılaşmasını veya birbirinden ayrılıp serbest kalmasını sağlayabilmektedir. Özellikle Ca++ ve Mg++ gibi iki değerli katyonlar negatif değerli kil mineralleri ile zincirler teşkil ederek kilin pıhtılaşmasına ve kırıntılı bir yapının oluşumuna sebep olmaktadır. Buna karşılık toprakta K+ ve özellikle Na+ miktarının artışı toprağın kırıntılı olan yapısının bozulmasına ve taneciklerin serbest kalmasına sebep olur. Topraktaki H+ iyonu miktarının artması toprak reaksiyonunun asitleşmesini sağlar. Toprak reaksiyonunun asitleşmesi ile iki değerli katyonların yıkanması kırıntıların bozulmasına sebep olur. Buna karşılık H+ iyonunun azalması toprağın nötr veya alkalen reaksiyonda olmasını sağlar. Alkalen reaksiyonlu topraklarda ise yeterli miktarda bulunan Ca++ ve Mg++ katyonları kırıntılanmaya sebep olurlar. KİMYASAL GÜBRELER : Kimyasal gübreler ve özellikle kalsiyumlu gübreler ile kireç yukarıda da belirtildiği gibi toprağın kırıntılılığını arttırır. Buna karşılık NH4+ ve K+ lu gübreler ise kırıntılılığı olumsuz yönde etkileyebilir. Bu nedenle kimyasal gübrelerin karşılıklı iyon dengeleri gözetilerek dengeli olarak veya toprağın yapısı gözönüne alınarak kullanılması gerekir. 97

98 SENTETİK MADDELER : Toprağın içinde mikroorganizmalar tarafından salgılanan veya oluşturulan organik kolloidler arasında poliüronid ve polisakkaridler kırıntılanmaya sebep olurlar. Bunların sentetik olarak yapılanları da su ve rüzgâr erozyonunun olabileceği yerlerde üst toprağın kırıntılanması ve erozyondan korunması amacı ile kullanılırlar. Toprağın Bağlılığı Toprağın iri veya ince taneli oluşu veya iri tanelerin ince taneler tarafından birbirine yapıştırılmış olması toprak taneciklerinin birbirine bağlılığına dikkatimizi çeker. İri taneli kum toprakları taneleri birbirine yapışmadıkları için bağsız durumda bulunurlar. Buna karşılık kil topraklarının taneleri birbirine yapıştıkları için bağlı ve pek sıkı durumdadırlar. Kum, toz ve kilin biraraya gelmesi ile oluşan balçıklar hakim tane çapına ve yapıştırıcı kilin miktarına göre gevşek, gevrek veya sıkı olarak bağlı bulunurlar. Toprağın bağlılığı aynı zamanda toprağın sıkılık dereceleri ile ifade edilir (Tablo 25). Gevşek ve gevrek topraklar geçirgen yani süzek oldukları gibi kök gelişimi için de uygun topraklardır. Buna karşılık sıkı ve pek sıkı topraklar güç geçirgen veya geçirimsiz topraklardır. Bunlarda köklerin gelişimi fiziksel bir dirençle karşılaştığı gibi havalanma güçlükleri ve suyun durgunlaşması kökler ve diğer canlıların faaliyeti için sorunlar yaratır. Toprağın bağlılığı ve sıkılık derecesi organik maddenin karışması, katyonların yıkanması veya birikmesi veya oksitlerin bulunuşu ile ilişkili olarak değişir. Bu nedenle toprağın sıkılığını gidermek için yapılan toprak işlemeleri yanında, kum veya organik maddenin karıştırılması veya kireçleme gibi işlemlerin de yapılması gerekebilir. Tablo 25. Toprağın bağlılığı-sıkılık dereceleri ile bazı toprak özellikleri arasındaki ilişki 98

99 Toprağın Gözenekliliği Toprak tanecikleri ve toprak kırıntıları arasında irili ufaklı boşluklar bulunmaktadır. Bunlara toprak gözenekleri denmektedir. Bu gözeneklerin veya boşlukların birim toprak hacmindeki miktarına toprağın gözenek hacmi veya toprak gözenekliliği ya da gözenek oranı denmektedir. Böylece bu deyimler birbirinin eşdeğeri olmaktadır. Toprağın gözenekleri, toprak tanelerinin çapları veya toprak parçacıklarının çaplarına göre çeşitli iriliktedir. Toprakların gözenek hacmi %30-70 arasında değişmektedir. Organik maddenin karışımına göre gözenek hacmi daha da artar. Kum topraklarının gözenekleri iri, fakat toplam gözenek hacmi küçüktür. Kil topraklarında ise gözenekler ince fakat toplam gözenek hacmi fazladır. Kaba gözenek oranı yüksek olan kum topraklarına organik madde verilirse, kaba gözenek oranı düşer, orta ve ince gözenek oranı artar. Kil topraklarında ise kaba gözenek oranı çok düşük olup, ekstrem hallerde %2-3'e kadar inebilmektedir. Buna karşılık ince gözenek oranı yüksek olup, bazı durumlarda %70'e kadar yükselebilmektedir. Tablo 26. Gözenek hacmi ile toprak türü arasındaki ilişki (Scheffer-Schachtschabel 1960 tan) Toprak gözeneklerinin çapları en ince 0.2 mikrondan küçük, en kaba 75 mikrondan geniş olabilirler (Tablo 27). Çapı 75 mikrondan daha büyük olan gözenekler yağış anında bile su ile dolu bulunmazlar. Çapı mikron arasındaki gözeneklerdeki su yağışın hemen arkasından sızıp gider. Bu gözenekler ancak durgun su şartlarında dolu bulunabilirler. Çapı mikron arasında bulunan gözeneklerde su sızıntı suyu halinde yerçekimi etkisi ile hareket eder. Bu gözeneklerde suyun hareketi pek hızlı olmaz. Ancak suyun yerçekimine karşı tutulması da mümkün olamaz. Çapı mikron arasında bulunan gözeneklerde ise su yerçekimine karşı tutulur ve ancak bitki köklerinin geliştirdikleri emme gücü ile alınabilir. Çapı 0.2 mikrondan küçük olan gözeneklerde tutulan su bitkiler tarafından da alınamaz. Bitkilerin kılcal kökleri ancak çapı 10 mikrondan geniş olan iri gözeneklere girebilir ve gelişebilirler. Mantar iplikçiklerinin (miselleri) çapı 3-6 mikron arasında, bakterilerin ise çapları mikron, boyları ise 1-3 mikron arasında (çok küçükleri 0.2 mikron kadar) olup bunlar ancak orta ve iri gözeneklere girebilirler. Bu nedenle çapı 0.2 mikrondan küçük olan ince gözenekler gerek biyolojik faaliyet gerekse su-hava değişimi bakımından elverişli değildir. 99

100 Tablo 27. Toprağın gözenek çapları Topraklarda gözenek hacmi toprağın organik madde karışan kesiminde (Ah horizonu) ve üst toprakta fazla olduğu halde derinlikle azalır. Toprağa organik madde karıştırılması toprağın gözenek hacmini arttırır. Ancak orman topraklarında yapılan mekanik işlemeler toprağın gözenek hacminin ilk yıllarda artmasını sağlamakta ise de ileriki yıllarda organik maddenin hızla mineralize olup ayrışması ve toprağın oturuşması sonucunda gözenek hacmi eski haline dönüşmektedir. Yani toprak gene sıkışmaktadır. Daha ileriki yıllarda ise toprak eskisinden daha sıkı bir durum almaktadır. Bu nedenle orman topraklarının gözenek hacmini arttırmak için başvurulacak işleme yöntemlerinin toprağın özelliklerine uygun olarak seçilmesi gerekir. Ancak çok fazla organik maddenin karıştırıldığı topraklarda gözenek hacminin arttığı belirlenmiştir. Toprağın Hacim Ağırlığı ve Tane Yoğunluğu (Toprağın Özgül Ağırlığı) Hacim ağırlığı, belirli bir toprak hacminde ne kadar katı toprak maddesi bulunduğunu ifade eden bir deyimdir. Hacim ağırlığı toprak taneciklerinin istiflenme düzenine göre, aralarında az veya çok boşluklar bulunan bir toprak kitlesinin ağırlığı olduğu için buna boşluklu ağırlık, istiflenme yoğunluğu denmektedir. Bu nedenle tane yoğunluğu deyimi ile karıştırılmamalıdır. Tane yoğunluğu, toprak taneciklerinin özgül ağırlığını ifade etmektedir. Mineral toprağın özgül ağırlığı arasında değişir (ortalama 2.65). Kilin özgül ağırlığı , ağır minerallerin özgül ağırlığı , organik maddenin özgül ağırlığı ise ortalama 1.4 kadardır. Toprakların hacim ağırlığını belirleme için, araziden hacmi bilinen kaplar içine, doğal istiflenme düzeni bozulmamış toprak örnekleri alınır. Bunlar 105 'de değişmez ağırlığa kadar kurutulur ve bu toprak örneği tartılarak ağırlığı bulunur. Bu örneğin hacim ağırlığı şu şekilde hesaplanır: Hacim ağırlığının ölçü birimi, gr/cm 3, gr/lt veya kg/lt olarak ifade edilebilir. Toprakların hacim ağırlığı, yaklaşık olarak 1,3 gr/cm 3 kabul edilmekle birlikte, bu değer gözenek hacmine ve toprak türlerine göre çok değişir. Hacim ağırlığı üzerinde, toprağın katı fazını oluşturan çeşitli 100

101 maddelerin tane yoğunluklarının farklı oluşu da etkilidir. Gerçekten kuvars ve çeşitli feldispatların tane yoğunluğu ortalama 2,65 gr/cm 3 olduğu halde humus için bu değer çok daha azdır (1,3-1,5 gr/cm 3 ) Toprağın özgül ağırlığı birim hacimdeki gözenek hacminin veya ince toprak ağırlığının tayini için kullanılır. Gözenek hacminin hesaplandığı bu formülde hacim ağırlığı duyarlı bir şekilde belirlenebilir. Fakat toprağın mineralojik bileşimi çok çeşitli minerallerden meydana geldiği için özgül ağırlık (tane yoğunluğu) 2,65 olarak alınmaktadır. Yalnız, toprakta belirli oranlarda humus (organik madde) da bulunduğundan, araştırma sonuçlarına göre şöyle bir pratik yol önerilmektedir. Topraklardaki her %1 oranındaki organik madde miktarı için, 2,65 sayısından 0,02 değeri çıkarılarak bulunan değer, formüldeki özgül ağırlık terimi yerine konur. Örnek: Toprak hiç organik maddeye sahip olmasa, özgül ağırlık 2,65, %1 organik madde içerse (2,65 0,02 = 2,63) özgül ağırlık 2,63 alınır. Örnek: Hacim ağırlığı 1,49 gr/cm 3 olan ve %4 oranında organik madde içeren bir toprak örneğinin gözenek hacmini hesaplayınız? Çözüm: Toprak hiç organik madde içermese idi özgül ağırlık 2,65 gr/cm 3 alınacaktı (Kuvarsın özgül ağırlığı). Ancak %4 oranında organik madde içerdiği için her %1 organik madde için özgül ağırlık değerinden 0,02 değeri çıkarılmalıdır. Dolayısıyla bu örnek için 2,65 değerinden 4x0,02=0,08 çıkarılarak özgül ağırlık yerine yazılacaktır. Buna göre formül; Toprağın hacim ağırlığı Ø <2 mm olan ince toprak için konuşulur. Özellikle toprak suyunun ve toprakta tutulabilen bitki besin maddelerinin hesabında % değerlerle yeterli bilgi edinilemediği için birim hacimdeki değerler ile çalışmak gerekir. Bu durumda toprağın derinliklerine veya 101

102 horizonlarına göre 1 litredeki hacim ağırlıkları tayin edilir. Bu hacim ağırlıklarından 1 m² (veya hektar) yüzeye ve belirli bir derinliğe sahip toprak hacmindeki ince toprak miktarı hesap edilir. Toprak suyu ve topraktaki besin maddeleri de bu hacim değerlerine göre hesaplanır. Toprağın derinliği, taşlılığı, türü, organik madde miktarı ve horizonların özellikleri hacim ağırlığı üzerinde etkilidirler. Toprağın hacim ağırlığı üzerinde yükselti-iklim özelliklerinin (ve buna bağlı olarak organik maddenin) etkisi de saptanmıştır. Toprak Strüktürünün Verimlilik Bakımından Değerlendirilmesi Toprak strüktürü, bitki gelişimi üzerinde doğrudan doğruya etkili olan bir faktör değildir. Fakat bitki gelişimi üzerinde doğrudan doğruya önemli roller oynayan birçok faktörleri etkilemektedir. Örneğin, toprakta suyun tutulması, drenaj koşulları, havalanma, kök gelişimi, bitki besin maddelerinin alınabilirliği, mikroorganizma aktivitesi gibi çeşitli toprak özelliklerini kontrolü altında bulunduran bir faktördür. Bu sayılan faktörleri olumlu yönde etkileyebilmesi için kırıntı büyüklüğü ve miktarı, gözenek büyüklüğü ve miktarı ile gözenek boyutu sınıflarının optimum derecede iyi olması gerekir. Fakat Strüktür niteliği olarak isimlendirilen bu özelliklerin optimum dereceleri nin ölçüsü ne olmalıdır? Bu soruya doğrudan doğruya kesin bir yanıt verme olanağı yoktur. Yalnız gözeneklilik, kırıntılılık, bağlılık ve suyu geçirgenlik gibi strüktür niteliğinin ölçüsü olarak kabul edilen özellikler yakından incelenirse, bu hususta pratik bazı sonuçlar çıkarılabilir. Bitki gelişimi için arzu edilen toprak strüktürü, büyük bir infiltrasyon kapasitesine sahip, perkolasyon kapasitesi orta, havalanması da ekstrem olmayacak derecede iyi olan koşulları sağlayan toprak yapısıdır. Bu koşulların gerçekleşmesi için üst toprakta geniş kaba gözenek oranının en yüksek derecede olması, alt toprakta ise dar kaba gözenekler ile orta gözeneklerin eşdeğer şekilde bulunması gerekir. Bu koşullarda, havalanmanın ekstrem derecede iyi olmasının arzu edilmeyişinin nedeni; Ekstrem derecede iyi havalanan toprağın çabuk kuruması ve içindeki organik maddenin hızla ayrışarak, humus rezervlerinin çok çabuk azalıp tükenmesidir. Toprağın Geçirgenliği Toprak içinde suyun kolayca sızabilmesi veya sızmanın bazı güçlüklerle karşılaşıp engellenmesi toprağın geçirgenliği (süzekliği) adı altında incelenir. Toprak gözenekleri (primer gözenekler) suyun sızabildiği veya hareket edebildiği boşluk sisteminin önemli bir kısmını oluştururlar. Toprağın çatlak sistemi, toprak hayvancıklarının yuvaları ve yolları çürüyen bitki köklerinin yerlerinde kalan kanallar (sekunder gözenekler) orman topraklarında suyun derinlere kadar hızla ulaşmasını sağlayan ve gözeneklerle bir arada işleyen kapsamlı bir sızıntı sistemini meydana getirirler (Şekil 33). Genel olarak toprağın geçirgenliği toprağın türüne, organik madde 102

103 miktarına, gözenekliliğine ve gözeneklerin iriliğine ve iç yapısına (strüktür) bağlıdır. Üst toprağın daha kumlu, organik maddece zengin, iri gözenekli ve kırıntılı iç yapıda oluşu toprağın geçirgenliğinin yüksek olmasını sağlamaktadır. Buna karşılık alt toprağın sıkı oturması, daha killi oluşu ve gözeneklerinin inceliği, iç yapı elemanlarının iriliği, organik maddenin azlığı, toprağın geçirgenliğini önemli derecede azaltmaktadır. Şekil 33. Sızıntı suyunun toprak içindeki hareketi Orman topraklarında toprak üstündeki ölü örtünün bulunuşu ve organik maddenin toprağa karışmış olması (Ah horizonu) toprağın geçirgenliği bakımından çok önemlidir. Aynı şekilde toprak içindeki kanallar ve tüneller ile çatlak sistemi de (toprağın sekunder gözenekleri-toprağın mimarisi) alt toprağın geçirgenliği üzerinde önemle etki yapmaktadırlar. Bu nedenle orman topraklarının işlenmesi ve alt toprağın sekunder gözeneklerinin bozulması çok tehlikeli sonuçlar verebilir. Özellikle yüzeysel akışın ve toprak taşınmasının (erozyon) söz konusu olduğu yerlerde toprağın geçirgenliği ayrıca üzerinde durulması gereken özelliklerden biridir. Toprakların geçirgenliğinin anakaya özelliklerine göre de değişkenlik gösterdiği anlaşılmaktadır 103

104 Toprak Suyu Toprağa giren ve toprak tarafından tutulan, gözeneklerde biriken veya sızan veya buharlaşıp atmosfere geri dönen su toprak suyu adını alır. Toprak suyu gerek tutulması gerekse hareketi ve toprağa girdikten sonra kazandığı kimyasal özellikleri ile ve bitki yetişmesindeki çok önemli etkisi ile Toprak İlmi nin önemli konularından biridir. Toprak; yağışlarla veya sulama ile gelen suyun bir kısmını emerek depo eder. Toprakta tutulan bu su, bitkilerin yetişmesini ve ekonomik faydalar sağlayacak şekilde yetiştirilebilmelerini sağlayan, en önemli üretim faktörüdür. Toprak içinde suyun hareketi, tutulabilmesi ve geri alınması (bitki kökleri tarafından emilmesi) kendine özgü bazı kanuniyetlere bağlıdır. Toprakta suyu tutan kuvvetler, toprak suyunun çeşitleri, toprak nemi, toprak suyunun hareketi ve toprakların özelliklerine göre faydalanılabilir su kapasitesinin değişimi aşağıda sıra ile incelenmiştir. Toprakta Suyu Tutan Kuvvetler Su toprakta adhezyon ve kohezyon kuvvetleri ile tutulur. Adhezyon katı maddelerin yüzey çekimi kuvvetidir. Toprak taneciklerinin sahip oldukları katyonların hidratlanma gücü ile su dipollerini çekmesi yüzey çekim (adhezyon) gücü ile olarak tanımlanır. Kohezyon ise su moleküllerinin birbirini çekme gücüdür. Adhezyon gücü ile toprak taneciklerinin yüzeyinde su ince filmler halinde tutulur (Şekil 34.a). Bu su filmlerindeki su molekülleri kohezyon güçleri ile diğer su moleküllerini tutarlar. Böylece toprak tanecikleri arasındaki gözenekler (kapillar gözenekler) su ile dolmuş olur (Şekil 34.a). Daha geniş gözeneklerde ise (Ø >10 mikron) su yerçekimi kuvveti ile sızmağa başlar (Şekil 34.a ve b.) Çünkü bu gözeneklerde toprak taneciğini yüzey çekimle (adhezyon) kaplayan su moleküllerine kohezyon ile tutunan su molekülleri artmakta ve bu ikinci su tabakası kalınlaştıkça kohezyon ile tutabilme gücü zayıflamaktadır. Yerçekiminin kohezyonla tutulabilme gücünü aştığı gözeneklerde ise su artık tutulamayıp sızmağa başlamaktadır. Sıcaklık arttıkça su moleküllerinin birbirlerini tutma gücü (kohezyon) zayıflamakta, buna karşılık sızıntı suyu artmaktadır. Su ısındıkça iki su molekülünde yani oksijen atomları arasındaki uzaklık artmaktadır. Su moleküllerinin oksijenleri arasındaki mesafe buz durumunda 2.76 Aº olduğu halde, sıvı durumunda sıcaklığa göre değişir. İki molekül arasındaki uzaklığın sıcaklıkla artması (suyun genleşmesi) kohezyon gücünün zayıflamasına, yerçekimi etkisi ile sızıntı suyunun artmasına sebep olur. 104

105 Şekil 34 a. Toprak taneciklerinin yüzeyinde adhezyon ile tutulan su, tanecikler arasında kohezyon ile tutulan su ve geniş gözeneklerde sızıntı suyu. Şekil 34b. Geniş çaplı (> Ø 10 µ) gözeneklerde toprak yüzeyinde adhezyon ve kohezyon ile tutulan su molekülleri ve yer çekimi etkisi ile sızan su moleküllerinin (dipollerinin) şematik görünümü ve etkili kuvvetler. Suda erimiş olan tuzların (organik bileşikler dahil) anyon ve katyonları veya bu nitelikteki kimyasal bileşiklerin kökleri adhezyon ve kohezyon kuvvetleri ile tutulan su miktarının artmasına sebep olur. Bitki kökleri toprakta yüzey çekim gücü (adhezyon) ile tutulan suyu ememezler. Kohezyon ile tutulan su, bitki kökleri tarafından kohezyon gücü zayıfladığı oranda, daha kolay emilir. 105

106 TOPRAKTA SUYU TUTAN KUVVETLERİN İFADESİ Toprağın tuttuğu suyun geri alınması için uygulanması gerekli güç, suyun toprakta tutulma gücü olarak tanımlanır. Toprakta suyu tutan kuvvetlerin çeşitli şiddetlerde oluşu farklı toprak suyu çeşitlerinin ortaya çıkmasına sebep olmuştur. Farklı kuvvetlerle tutulan bu toprak suyu çeşitlerinin geri emilmesi için de farklı güçlerin uygulanmasını gerektirir. Toprak suyunun geri alınması (veya emilmesi) için uygulanabilecek güçler milibar veya atmosfer cinsinden ifade edilir (Şekil 35). Toprakta tutulan suyun geri alınması (veya emilmesi) için uygulanması gereken gücün, tabanı 1 cm² olan su sütununun yüksekliği ile yani milibar cinsinden ifadesi ve kullanımı, logaritmik değerlerin alınması ve kullanılmasına imkân vermektedir. Örnek olarak; cm lik bir su sütununun 1 cm² alana yaptığı basıncı hesaplarda kullanmak veya grafiklerde göstermek imkânsızdır. Bunun yerine logaritma değerleri kullanılabilmektedir (Yani cm lik su sütununun basit logaritması olan 6 sayısını kullanmak tercih edilmektedir). Bu basit logaritma değerleri pf değerleri olarak tanımlanmaktadır). Böylece pf değerleri kullanılarak toprağın tuttuğu suyun tutulma gücü grafikler halinde ifade edilebilmektedir (Şekil 35). Adhezyon kuvveti ile tutulan suyun geri alınabilmesi için cm (yani cm) yüksekliğinde su sütunlarının 1 cm² alana yaptıkları basınca denk bir güç uygulanması gerekmektedir. Bu güç (Şekil 40); cm su sütunu/1 cm² için = ( milibar) = 10 5 milibar = 5 pf = 100 at dir cm su sütunu/1 cm² için = ( milibar) = 10 6 milibar = 6 pf = 1000 at dir Kohezyon kuvveti ile tutulan suyun bitki kökü tarafından emilebilmesi için ortalama güç 1000 cm lik (10 4 ) bir su sütununun 1 cm² alana yaptığı basınca denk bir gücün uygulanması gerekmektedir (Şekil 40). Bu güç; 1000 cm su sütunu/1 cm² için = (1000 milibar) = 10³ milibar = 3 pf = 1 atm dir. Toprakta suyun tutulmasına, adhezyon ve kohezyon kuvvetleri yanında toprağın tane iriliği (tekstürü) ve taneler arasındaki gözeneklerin çapları ile tanelerin yapısı (kum, toz ve kil gibi) da etkili olabilmektedir. Bu nedenle aynı pf veya atm değerlerinde toprakta tutulan suyun miktarı toprak türüne göre değişiklik göstermektedir (Şekil 35). Bir atmosfer basıncı deniz kıyısında 15ºC sıcaklıkta yüksekliği 760 cm olan cıva sütununun 1 cm² alana yaptığı basınçtır. Bu basınç 1000 milibar olarak da ifade edilir. Daha hassas bir ifade ile; 1 Atm = bar = 1013 milibar = 1 kg/cm² dir. 1 bar =1 din/cm²;1000 bari = 1 milibar = 1 gr/cm²; 1000 milibar = 1 bar = 1 kg/cm². log (yani 10 6 ) = 6 106

107 pf sembolünde; p 10 taban sayısının üstü olan sayıyı (10 5, 10 6 gibi) logaritmik olarak göstermekte, F ise, serbest enerjiyi ifade etmektedir. Diğer bir deyimle pf uygulanan milibar (gr/cm²) cinsinden enerjinin basit logaritmasıdır. Şekil 35. Toprak gözeneklerinde tutulan su cinslerinin tutulma-emilme gücü ile gözenek çapları ve toprak türü arasındaki ilişki (Laatsch, W ile Scheffer-Schachtschabel 1956 dan derlenmiştir) Toprak Suyu Çeşitleri Toprak suyu toprak içindeki durumuna göre birbirinden farklı çeşitlere ayrılır. Toprağa giren suyun bir kısmı toprak taneciklerinin yüzeyinde tutulduğu halde, bir kısmı küçük (kapillar) gözenekleri doldurur. Suyun bir bölümü ise toprağın içindeki iri gözenekbçatlak sistemi boyunca yer çekimi etkisi ile sızar. Suyun sızmasını engelleyen toprak tabakalarının içinde ve üstünde toprak suyu birikebilir. Toprakta suyu tutan kuvvetlerin, suyun tutulmasına veya birikmesine etkili toprak özellikleri ile toprak içindeki boşluk sisteminin ve suyun sızmasını sağlayan yerçekiminin birlikte etkileri altında toprak suyu çeşitlere ayrılır (Şekil 35 ve 36). Higroskopik su, Kapillar su, Sızıntı suyu, Tabansuyu, Durgun su 1) HİGROSKOPİK SU Toprağın tanelerinin yüzeyinde adhezyon kuvveti ile tutulan su pörsüme (solma) sınırı, 105 ºC de toprak parçacıkları ile çok küçük çaplı gözeneklerde (< Ø 0.06) tutulan su higroskopik su (adsorpsiyon suyu) olarak tanımlanır. Higroskopik su 4.7 (4.5) pf (50 atm, 31Atm) den daha yüksek güçlerle toprakta tutulur (Şekil 35). 107

108 Pratik olarak toprağın hava kurusu durumunda tutmakta olduğu su higroskopik su olarak tanımlanır. Toprakların tane çapı ve buna bağlı olarak değişen yüzey ile ince gözeneklerin miktarı hava kurusu durumuna ve higroskopik su miktarına etki eder. Bu nedenle higroskopik su miktarı toprak türüne göre farklıdır. Kumlu topraklarda daha az, killi topraklarda daha fazla higroskopik su tutulur. Toprak suyunda katyonların bulunuşu ve miktarı da higroskopik suyun tutulmasına etkili olur. Katyonların artması (özellikle Ca ve Mg gibi iki değerliler) higroskopik suyu da arttırır. Higroskopik su bitkilerin alamadığı su olduğu için ölü su olarak da adlandırılır. Kapilar su uzaklaştıktan sonra toprak taneciklerinin yüzeyini kaplayan bir film şeklindeki toprak nemidir. Büyük ölçüde sıvı olmayan formda bulunur ve genellikle hareketi buhar halindedir. 2) KAPİLAR SU Su ile doymuş toprakta geniş gözeneklerdeki su sızıntı suyu halinde sızıp gittikten sonra iri ve orta çaplı gözeneklerde (kapilar gözenekler) tutulan su kapilar su olarak tanımlanır. Kapilar su yaklaşık µ çapındaki gözeneklerde tutulur. Ancak µ çapındaki gözeneklerde tutulan su yerçekiminin etkisi ile yavaş yavaş sızdığı için yavaş sızan su olarak tanımlanır. Çapı µ arasındaki gözeneklerde tutulan su ise bitki kökleri tarafından emilemez. Bu nedenle çapları µ arasındaki gözeneklerde (orta çaplı gözenekler) tutulan su kapilar su olarak kabul edilir. Kapilar suyun toprakta tutulma gücü (veya bu suyun emilmesi için gerekli güç) 2.5 (2.45) 4.2 pf ( atm) değerleri arasındadır (Şekil 35). Kapilar suyun miktarı toprağın taneliliğine (tekstürüne) bağlıdır. Kum topraklarında gözenekler iri ve kapilar gözenekler az olduğu için tutulabilen kapilar su miktarı daha azdır. Kil topraklarında da gözenekler çok ince ve kapilar gözenekler az olduğu için tutulabilen kapilar su miktarı daha azdır. Kireçsiz (veya iki değerli katyonlarca, özellikle kalsiyumca fakir) kil toprakları pek sıkı bağlılıkta oldukları için ince gözenekler çoğunluktadır ve bu topraklarda kapilar su miktarı daha azdır. Buna karşılık kireçli veya kalsiyumca zengin kil topraklarında kırıntılı bir iç yapı (strüktür) geliştiği için kapilar gözenekler de fazladır. Bu nedenle kireçli kil topraklarında tutulan kapilar su kireçsiz kil topraklarında tutulan kapilar sudan daha fazladır. Balçık topraklarında ise kapilar gözenekler daha fazla olduğu için bu toprakların kapillar su kapasiteleri de kum ve kireçsiz kil topraklarına göre daha fazladır. 3) SIZINTI SUYU Toprağın 10 µ dan geniş çaplı gözeneklerini dolduran su yerçekiminin etkisi ile sızar. Sızıntı suyun çapı 50 µ dan geniş gözeneklerde hızlı, çapı µ arasında oldukça yavaş ve çapı µ arasındaki gözeneklerde daha yavaş hareket eder (Şekil 35). Sızıntı suyu toprakta 2.5 pf (

109 atm) den daha düşük kuvvetlerle tutulur. Bitkiler sızıntı suyundan faydalanabilirler (vejetatif faaliyet sırasında). Ancak bu faydalanma suyun kök çevresinden sızma süresine bağlıdır. Sızıntı suyu tarım yapılan topraklarla orman topraklarında farklı bir sızma yoluna ve sürecine sahiptir. Her yıl işlenen tarla topraklarında yağış veya sulama suları öncelikle toprağın üst kesimi doygunluğa ulaştıktan sonra bir alt kesime, alt kesim doygunluğa ulaştıktan sonra daha alt kesime geçer. Böylece tarla toprakları yağışın veya sulama suyunun miktarına göre yukarıdan aşağı kesim-kesim doygunluğa ulaşabilirler. Sızıntı suyu da üst toprak doygunluğa ulaşmadan alt toprağa ulaşamaz. Buna karşılık orman topraklarının iç yapısı (toprağın mimarisi) çok başkadır. Orman toprakları gerek toprak hayvancıklarının gerekse çürüyen köklerin bıraktıkları tünellerle kendilerine özgü bir iç yapı gösterirler. Yağış suları bu tünellerden toprağın derinliklerine doğru hızla sızar. Böylece toprağın üst kesimleri tam anlamı ile doymadığı halde su toprağın derinliklerine ulaşabilir. Orman toprağında sızıntı suyunun hareketi toprağa ulaşabilen az miktardaki yağış sularının dahi toprağın derinliklerine (kök yayılış alanına) erişmesini ve ağaçların bu yağışlardan da faydalanabilmesini sağlamaktadır. Kireç taşlarından oluşmuş orman topraklarında ise sızıntı suyu ile topraktaki tünel ve anakayalardaki çatlak sisteminin ilişkileri daha farklıdır. Kireç taşı topraklarında topraktaki tünel sisteminden derinlere sızan su çevresindeki toprağı ıslatmakla birlikte, anakayanın çatlak sistemine ulaştığı yerlerde daha derinlere sızıp gider. Anakayanın çatlak sisteminin toprakla dolduğu ve köklerin buralarda geliştiği durumlarda orman ağaçları sızıntı suyunu kullanabilirler. Fakat kireç taşı anakayasının çatlak sistemi genellikle sızıntı suyunu sistem dışına (ekosistem) kaçıran bir drenaj sistemi olarak kabul edilmelidir. Bu nedenle orman topraklarının oluştuğu anakayanın yapısı da sızıntı suyunun hareketinde ve bitkilerin bundan faydalanmasında etkilidir. Şekil 36. Toprak suyu çeşitleri. 109

110 Sızıntı suyu toprak içinde kil bölümünün ve anyonlarla katyonların hareketini de sağlamaktadır. Toprak içinde sızıntı suyu ile anyon ve katyonların yukarıdan aşağı hareketi ormanların beslenmesinde çok önemli bir etkiye sahiptir. Ölü örtünün ayrışması ile mineralize olan bitki besin maddeleri ve kolloidal humus sızıntı suyu yardımı ile toprağın derinliklerine taşınır. Böylece orman ağaçlarının derinlere ulaşmış kökleri de bitki besin maddelerini alabilirler. Sızıntı suyunun demir bileşiklerini üst topraktan alt toprağa taşıması toprakta yıkanma ve birikme horizonlarının gelişimini ve bu horizonları fark etmemizi sağlar. Sızıntı suyunun yardımı ile toprağın kil bölümü de yukarıdan aşağı taşınıp birikir. Böylece üst toprakta kil bakımından bir fakirleşme, alt toprakta ise zenginleşme görülür. Sızıntı suyunun söz konusu edilen kolloid maddeleri (kil ve humus) taşıyıp biriktirmesi ile iyonları yıkayıp biriktirmesi kendine özgü iklim ve toprak özelliklerinin etkisi altında gerçekleşir. Toprak İlminde bu konu ile Toprak Genetiği dalı meşgul olur. 4) TABANSUYU Toprakta derinlere doğru sızan su geçirimsiz bir tabakaya rastlarsa daha derinlere sızamayarak toprağın gözeneklerini doldurur. Su bu defa geçirimsiz tabakanın eğimine veya bazı yerlerde arazinin eğimine bağlı olarak hareket eder (Şekil 37) Tabansuyu devamlı hareket halinde olduğu gibi mevsimlere bağlı olarak toprak içinde belirli bir üst ve alt seviyelere sahiptir. Tabansuyunun üst ve alt seviyeleri kırmızı renkte yatay yükseltgenme (oksidasyon) çizgileri ile (3 değerli demir oksit) belirgindir. Tabansuyunun devamlı bulunduğu kesim ise gri (yerine göre yeşil ve mavimsi yeşil) indirgenme (redüksiyon) rengi ile belirgindir (Şekil 38) Şekil 37. Tabansuyu ile yeryüzü şekli ve geçirimsiz tabaka ilişkileri 110

111 Şekil 38. Tabansuyunun yükseltgenme (oksitlenme) ve indirgenme (redüktlenme) zonları. Tabansuyunun üst yüzeyinden itibaren su topraktaki kapilar gözeneklerde (kapilarite ile) yükselir. Bu kesim kapillar saçak olarak tanımlanır. Bitki kökleri kapilar saçağa veya tabansuyuna ulaştıkları takdirde bu sudan faydalanabilirler (Şekil 39). Tabansuyunun toprak içinde yukarı doğru tırmanması toprağın taneliliğine (tekstürüne) bağlı olarak değişir. Tabansuyunun kapilarite ile yükselmesi kapilar gözeneklerin miktarına bağlıdır. Bu nedenle kapilar saçak kum topraklarında dar, killi topraklarda daha geniştir. Tabansuyu genel olarak yağışlı mevsimde ve özellikle ilkbaharda (karların erimesi ile) daha yüksek, kurak mevsimde (yazın) daha düşüktür. Orman altında tabansuyu tarım ve mera alanlarındakinden daha derindedir. Kök sistemi derinde olan orman tabansuyunu emip kullanmaktadır. 5) DURGUN SU Toprakta geçirimsiz bir tabakada veya bu tabakanın üstünde gözenekleri dolduran su hareket edemediği veya çok yavaş hareket edebildiği için durgunlaşır. Durgun su yerçekimi ile derinlere sızıp gidemediği için ya bitkiler tarafından kullanılır veya kapilarite ile üst toprağa yükselir ve buharlaşıp atmosfere geri döner. Durgun suyun oluştuğu topraklar kışın ve ilkbaharda (yağışlı devrede) ıslak, yazın (kurak devrede) ise kurudurlar. Durgun sudaki serbest oksijen bitki kökleri ile diğer mikroorganizmaların solunumu sonucunda kısa sürede tükenir. Solunum için yeterli oksijeni bulamayan aerob organizmalar ölürler veya anaerob olanlar topraktaki oksitleri indirgeyerek serbest kalan oksijeni kullanırlar. Özellikle üç değerli demir oksitlerin (Fe2O3) iki değerli demir oksitlere (FeO) indirgenmesi ile toprakta kırmızı (pas rengi) ve boz (gri-yeşil-mavimsi yeşil) renkli bir mermer deseni görünümü ortaya çıkar. Boz renkli kesimler topraktaki üç değerli demir oksitlerin iki değerli demir oksitlere 111

112 indirgendiği yerlerdir. Bu boz-pas lekeli oluşum durgun suyun varlığının en belirgin göstergesidir. Boz-pas lekeli durgun su zonunun üst kesiminde lekelerin arasında koyu pas renginde demir oksit çökelekleri (konkresyonlar) de görülür. Demir çökeleklerinin bulunduğu toprak zonu durgun suyun oluştuğu fakat alttaki kesime oranla daha hızlı kuruduğu bölgedir. Durgun su zonunda ölen kök ve mikroorganizma artıkları anaerobik (oksijensiz) ayrışmaya uğrarlar. Anaerobik ayrışmanın sonucunda organik maddede (aminoasitlerde) bağlı olan kükürt hidrojen sülfüre (H 2 S), azot ise amonyağa (NH 3 ) dönüşür. Karbon da indirgenerek metan a (CH4) dönüşür. Özellikle hidrojen sülfürün çürük yumurta kokusu durgunsu toprakları kazıldığında (ilkbaharda) belirgin olarak hissedilir. Şekil 39. Tabansuyu ve kapilar saçak. Gerek serbest oksijenin çok çabuk tükenmesi, gerekse anaerobik ayrışma ürünleri (özellikle CH 4, NH 3 ve H 2 S) durgun su zonlarında köklerini geliştiremezler. Bu nedenle durgun su toprakları ormancılıkta problemli topraklar olarak kabul edilirler. Özellikle durgun suyun toprak yüzeyine yakın bulunuşu, bu toprakların ilkbaharda ıslak, yazın ise kuru oluşlarına ve fizyolojik derinliklerinin de sığlığına sebep olur. Bilhassa kireçsiz pliosen tortulları ile alüvyonlarda killi anamateryalden oluşan topraklarda durgun su oluşumu görülür. Bu topraklar derin ve anamateryalleri taşlaşmamış (gevşek) bir tortul olduğu halde fizyolojik derinlikleri durgun sudan dolayı azdır. 112

113 Toprakta Suyun Hareketi Toprak suyu sıvı durumda toprağın gözenek ve çatlak sisteminde yukarıda bahsedilen adhezyon ve kohezyon kuvvetleri ile yerçekiminin etkisi altında hareket halinde bulunur. Sıcak ve kurak mevsimlerin etkisi ile toprağın ısınması toprak suyunun da buharlaşmasına ve buhar halinde hareket etmesine sebep olur. TOPRAK SUYUNUN SIVI DURUMDA HAREKETİ Su toprağa girdikten ve onu doygun duruma getirdikten sonra sızıntı suyu halinde henüz doymamış kesimlere doğru hareket eder. Suyun sızıntı suyu durumundaki hareketi Şekil 38 de görüldüğü gibi farklı işletme ve farklı toprak özelliklerine göre değişiklik gösterir. Sızıntı suyu sızmağa devam edip sistem dışına çıkabilir, taban suyuna veya durgun suya dönüşebilir (Şekil 37). Suyun sıvı durumdaki hareketi genel olarak yukarıdan aşağı yerçekimi etkisinde olmakla beraber kapilar gözeneklerin etkisi ile aşağıdan yukarı (Şekil 44) veya yatay yönde de gelişebilir. Bu nedenle suyun sıvı olarak hareketini (1) iri gözenek-çatlak sistemi boyunca ve (2) kapilar gözeneklerde (Ø µ) olmak üzere ikiye ayırmak mümkündür. İri gözenekler ile çatlak ve tünellerin oluşturduğu sistem boyunca ve yerçekimi etkisinde suyun hareketi ile toprağın süzekliği (infiltrasyonu-geçirgenliği) arasında yakın ilişki vardır. Orman topraklarında üst toprağın organik madde bakımından zengin oluşu yağışlarla gelen suyun hızla toprağa sızmasını mümkün kılmaktadır. Suyun sıvı durumda iken yukarıdan aşağı toprağın alt kesimlerine doğru hareket hızı ise azalmaktadır. Yağış sularının bir yandan hızla toprak tarafından emilmesi (yüzeysel akış ve sel oluşumunun önlenmesi), bir yandan da derinlerdeki kök sistemine ulaşabilmesi gerekmektedir. Suyun kapilar gözeneklerdeki hareketi ise yerçekiminin etkisine bağlı olarak sadece yukarıdan aşağı doğru değil, hemen her yöne doğru olur. Toprağın bir kesimindeki kapilar gözeneklerin su ile doygun duruma gelmesi ile henüz su ile doymamış olan diğer toprak kesimlerindeki kapilar emme gücü doygun kesimdeki gözeneklerden suyun emilmesini sağlar. Diğer bir deyimle su kapilar gözeneklerde alçak pf gücü ile tutulduğu bölgelerden yüksek pf ile tutulabileceği bölgelere doğru hareket eder. Bu hareket orman topraklarında çatlak-tünel sistemi ile derinlere ulaşan sızıntı suyunun yatay yönde yayılmasını ve kök sisteminin sudan yararlanmasını sağlar. 113

114 Kapilar gözeneklerde suyun sıvı durumdaki hareketi gözenek çapına dolayısı ile toprak türüne bağlıdır. Kumlu topraklarda kapilar gözenek çapları daha iri olduğu için kapilarite ile suyun yükselmesi iri taneli kumlarda 35 cm, ince taneli kumlarda 70 cm kadardır. Buna karşılık ince taneli ve dolayısıyla kapilar gözenekleri de küçük çaplı olan ağır balçıklarda kapilarite ile suyun yükselmesi 85 cm den daha fazladır (Irmak, A. 1972). Kapilar suyun hareketi, sızıntı suyu ile toprağın alt kesimine taşınmış olan bitki besin maddelerinin tekrar üst kesimlere taşınmasını sağlayabilmektedir ( kapilar saçak). Suyun kapilarite ile yatay yönde yayılmasının da bitki besin maddelerinin kök sisteminin çevresine taşınmasında etkisi vardır. TOPRAK SUYUNUN BUHAR HALİNDE HAREKETİ Toprak yüzeyinin ısınması ile sıvı durumdaki su buharlaşır ve atmosfere geri döner. Toprak içindeki çok iri gözeneklerde ve çatlak-tünel sistemindeki hava su buharı ile doygundur. Toprağın yaz devresinde veya gündüz ısınması toprak suyunun da buharlaşıp toprak havasına geçmesini ve çatlak-tünel sistemi boyunca yukarı yükselip atmosfere ulaşmasını sağlar. Bu olay toprak içinde yüksek buhar basıncının gelişmesi ve su buharı ile doygun havanın daha alçak buhar basıncına sahip olan atmosfere doğru hareketinin sonucudur. Atmosferin daha nemli olduğu hallerde su buharı ile doygun havanın toprak içine doğru hareketi de mümkündür (Toprak ile atmosfer arasındaki gaz alış-verişi). Sıcak ve kurak iklim etkisi altında (özellikle bozkırda) yazın toprakların üst kesiminin kuruması derin ve genişçe bir çatlak sisteminin gelişmesine sebep olur. Bu durum; Türkiye de bozkırlarda olduğu kadar, Akdeniz ve Ege Bölgesi nde de yaz mevsiminde görülür. Ancak benzer olaylar Bahçeköy de, Belgrad Ormanı ndaki ağır balçık ve kil topraklarında da görülmektedir. Yaz mevsiminin kurak geçtiği bölgemizde özellikle kil ve ağır balçık topraklarında derin çatlak sisteminin gelişmesi toprak suyunun daha derinlerde buharlaşmasına ve çatlak sisteminden yukarı hareketle atmosfere ulaşmasına sebep olmaktadır. Toprak suyu daha aşağıdaki taban suyu, durgun su veya kapilar su bölgesinde, toprağın suda çözünebilen tuzlarını ve kil ile organik maddeden suya geçebilen katyonlarla anyonları da içerir. Kapilarite ile yukarı yükselen su buharlaşma zonunda çözünmüş olarak taşıdığı katyon ve anyonların çökelmelerine sebep olur. Kireçli topraklarda toprak suyunda çözünmüş olan karbonatlar ve özellikle kalsiyum bikarbonat Ca(HCO 3 ) 2 buharlaşma zonunda kalsiyum karbonata (CaCO 3 ) dönüşerek çökelir (kireç çiçeklenmeleri ve çökelekleri) (Şekil 39a). Durgun suyun bulunduğu topraklarda ise durgun su zonunda indirgenerek iki değerli duruma dönüşmüş olan demir bileşikleri ve özellikle oksitleri Fe(OH) 2 veya FeO suda çözünebilirler. Kapilarite ile yükselen su buharlaşma zonunda taşıdığı bu demir oksitleri çökeltir. Yeterli serbest oksijeni bulan demir oksitler yükseltgenerek Fe (OH) 3 e dönüşür. Fe(OH) 3 giderek oksitlenir ve FeOOH 114

115 safhasından geçerek Fe 2 O 3 çökeleklerini (demir konkresyonları) oluştururlar. Yoğun bir yapıda olan kireç ve üç değerli demir çökelekleri kolay erimedikleri için teşekkül ettikleri toprak zonunda kalırlar. Bu demir 3 oksit çökelekleri Mn- oksitlerce de zengin oldukları için pas renginde değil, kara renkte görünürler. Kurak mıntıkalarda derinde tuz yoğunlaşmasının söz konusu olduğu topraklarda da buharlaşma zonunda tuz çökeleklerinin oluşumu gözlenir. Kurak mıntıkalarda tuz birikimi toprak yüzeyinde de görülür (Konya-Karapınar Ovası gibi). Derinde tuz tabakası veya tuzlarca zengin zonların bulunduğu toprakların sulanması dikkatli bir şekilde yapılmalıdır. Yetersiz su yukarıdan aşağı sızarak tuzlu kesime ulaştıktan sonra kuraklığın etkisi ile tekrar yukarı doğru harekete geçerse kök derinliğinde veya toprak yüzeyinde tuzlanmalara sebep olur (Şekil 39-c ve d). Şekil 39. Toprak suyunun buhar halindeki hareketi sonucunda toprakta çökelek zonunun oluşması. Suyun buhar halinde toprak içinde hareket ederek çatlak sisteminden atmosfere ulaşması toprak yüzeyinin çapalanması ile önlenebilmektedir. Çapa ile toprak yüzeyinde oluşan ve derinlere uzanan çatlak sisteminin kırılması-bozulması üst toprağın bir yalıtım zonu görevi görmesini 115