3. TOPRAĞIN YAPISI VE BİLEŞİMİ

Transkript

1 3. TOPRAĞIN YAPISI VE BİLEŞİMİ Toprağın yapısı ve bileşimi bahsinde toprağın genel yapısı, toprağın mineralojik bileşimi, kil mineralleri, topraktaki canlılar, toprağın organik maddesi ve topraktaki organomineral bileşikler incelenmiştir Toprağın Genel Yapısı Toprağın, birisi anakayanın ufalanıp ayrışması ile oluşmuş anorganik anamateryalin, diğeri de canlıların artıklarından oluşan organik anamateryalin fiziksel ve kimyasal ayrışmaları sonucunda teşekkül ettiği daha önce belirtilmiştir. Birbirinden farklı bu iki anamateryalin ayrışma ürünlerinin biraraya 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 yanısıra kendisine özgü özelliklere sahip olan toprak suyu ile toprak havasını da ihtiva etmektedir. Bu kendisine özgü maddeler kompleksinin genel yapısı tablo 14 te gösterilmiştir. TABLO 14. TOPRAĞIN GENEL YAPISI TOPRAK CANSIZ BÖLÜM KATI KISIM TAŞ Ø > 20 mm ÇAKIL Ø 202 mm ANORGANİK MADDELER KUM Ø mm TOZ Ø mm KİL Ø < mm ORGANİK MADDELER BOŞLUK KISMI (GÖZENEKLER) ORGANİK ARTIKLAR (yaprak vd.) AYRIŞMAKTA OLAN ORGANİK MADDELER (çürüntü vd.) KOLLOİD ORGANİK MADDELER (humus vd.) GAZ KISMI (TOPRAK HAVASI) SIVI KISMI (TOPRAK SUYU) CANLI BÖLÜM TOPRAK HAYVANLARI (Mikrofauna, ilkel hayvanlar, gelişmiş hayvanlar) TOPRAK BİTKİLERİ (Bakteriler, mantarlar vd. ilkel bitkiler, gelişmiş bitkiler) M. Doğan Kantarcı

2 37 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. 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 ayırtedilmişlerdir (Tablo 14). 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. Kum ve toz boyutundaki mineral parçacıkları suyu ancak yüzey çekimi ile tutabilirler (Bkz.bölüm ). 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 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 17). Ayrıca killer katyonları tekrar toprak suyuna verebildikleri için bitki beslenmesi bakımından çok önemlidirler. 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 (Tablo 12). 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 organomineral bileşikler (çelat) oluştururlar. Humus ve diğer kolloid organik maddeler ve organomineral bileşikler ayrışmaları sonucunda toprağa verdikleri katyonlar ve anyonlar yanında su ve iyon tutma 17) Kil ile kum ve toz arasındaki farkın anlaşılması için kireçsiz ince toprak uzun bir cam kaba (ör.litrelik bir cam ölçek kabı) konulup üzerine su ilâve edilir. İyice çalkalanıp toprak taneciklerinin birbirinden ayrılması sağlanır. Sonra kabın ağzı kapanıp çalkalanarak su içinde ayrılmış tanecikler çökelmeye bırakılır. Elektriksel bakımdan dengede olan kum ve toz tanecikleri birkaç dakika içinde çökelirler. Negatif elektrik yüküne sahip olan kil mineralleri ise birbirlerini her yönde ittikleri için çökelmeyip, suda asılı (süspanse) durumda kalırlar. Kil minerallerinin birbirini elektrik yükleri nedeni ile itip yaptıkları harekete Brown Hareketi denir. Suya iki değerli katyon (Ca ++ veya Mg ++ ) ihtiva eden bir çözelti (meselâ CaCl 2 ) eklenirse kil mineralleri Ca ++ ile bağlar kurarak elektriksel bakımdan dengelenirler ve yerçekimi etkisi ile çökelirler. Bu olaya kil minerallerinin pıhtılaşması denir. Kil minerallerinin pıhtılaşma özelliği toprakların kırıntılı bir yapı kazanmalarını sağlar.

3 38 özellikleri ile de bitki beslenmesinde ve diğer mikrobiyolojik olaylarda ve toprağın gelişimi olaylarında önemli role ve etkilere sahiptirler. 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 % 4060 ını teşkil eder 18). 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). 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 19). 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. 18) 19) Gözenek hacmi ve etkileri konusunda bakınız : Irmak, A Kantarcı, M.D. Kantarcı, N Kantarcı, M.D.1980a. Kantarcı, M.D.1982b. Kantarcı, M.D Giriş bölümünde Toprak İlmi ve toprak ile ilgili tariflere bakınız.

4 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 (SchefferSchachtschabel 1970). Potasyumlu feldspatlar (ortoklas) ile sodyumlu feldspatlar (albit) daha güç ayrıştıkları halde kalsiyumlu feldspatlar (anortit) veya albitanortit karışımı olan plajyoklaslar daha kolay ayrışırlar. Ilıman bölgelerdeki topraklarda feldspat oranı % 530 arasında olup bunun % 8090 alkali feldspat denilen ortoklas ve albitten ibarettir (SchefferSchachtschabel 1970). Toprağın içinde piroksenler, amfiboller, olivin ve biotit genellikle pekaz 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 (% 12) 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 Topraktaki Oksitler Toprağın oluşumu ve gelişimi sırasında ayrışma ürünleri olarak meydana gelen maddeler arasında oksitler de vardır. Topraktaki oksitler adı altında demir, aluminyum, 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 (Tablo 15). 1) SİLİSYUM OKSİTLER Silikatların ayrışması sırasında bir kısım silisyumdioksit tetrahedronları kil mineralinin oluşumunda görev alır. Toprakta silisyumdioksidin ilksel kaynağı anakayadaki kuvarstır (Tablo 15). Silikatların ayrışması sırasında açığa çıkan silisyumdioksidin bir kısmı ile de; normal sıcaklıkta αkristobalit, yüksek sıcaklıklarda (volkanik tüflerde) βkristobalit teşekkül eder. Özellikle tortul materyallerde ve toprakta bulunan opal ise amorf silis asidi ile α kristobalit in karışımıdır (Tablo 15). Bir kısım opal biyolojik yoldan da teşekkül etmiştir.

5 40 Samanda % ve graminelerde (otlarda) % 5 e varan silisyum vardır 20) (Scheffer Schachtschabel 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 A p horizonunun bioopal bakımından Tablo 15. Topraklardaki oksitler (bileşimleri, yapıları, renkleri oluşumları ve bulundukları yerler Ele me nt Si Al Fe Mn Oksitin adı Kimyasal bileşimi Yapısı Rengi Oluşumu Bulunuşu αkristobalit SiO 2. nh 2 O Amorf Renksiz Normal sıcaklıkta silikatların ayrışması ile Sıcak ve nemli iklim etkisinde alkalen topraklarda (lateritleşme) βkristobalit SiO 2. nh 2 O Amorf Renksiz Yüksek sıcaklıkta silikatların Volkan tüflerinde ve ayrışması ile bunların topraklarında Opal SiO 2. nh 2 O Amorf Renksiz Amorf silis asidi ile Sıcak ve nemli iklim kristobalitin karışımı etkisinde alkalen topraklarda Bioopal SiO 2. nh 2 O Amorf Renksiz Tahıllar ile otların Tarla topraklarının A p ve (gramineler) yaprak ve otlakların A h horizonlarında saplarında Alüminyum Al(OH) 3.nH 2 O Amorf Renksiz Hafif asit veya nötr ortamda Toprak oluşumu sırasında, hidroksit silikatların hidrolizi ile Esmer Orman Topraklarında ve diğer toprakların A h horizonlarında Gibsit (hidrarjillit) Demir 3Hidroksit γal(oh) 3 Amorf Renksiz Kaolinitin ayrışması veya aluminyum hidroksitin su kaybetmesi Fe(OH) 3.nH 2 O Amorf Pas esmeri Organik madde etkisinde kahverengi hafif asit veya nötr ortamda silikatların hidrolizi ile Götit αfeooh İğne, lifli kristal Lepi dokrokit γfeooh Yaprağımsı kristal Hematit αfe 2 O 3 Altıgen prizmalı kristaller Pas esmeri kahverengi veya sarımsı kahve Turuncu Koyu kırmızı (kan kırmızısı) Mağhemit γfe 2 O 3 Prizmalı Kahveren gi koyu kırmızı Mangan Mn(OH) 3.nH 2 O Amorf 3Hidroksit Kara, koyu esmer Manganit αmnooh Kristalli Kara, koyu esmer Pirolusit βmno 2 Kristalli Kara, koyu esmer Toprakların birikme horizonunda asit ortamda kil minerallerinin ayrışması ile (podsollaşma) Esmer Orman Toprağının A h ve B v horizonunda, diğer toprakların A h horizonlarında Demir 3hidroksitin su Toprakların birikme kaybetmesi veya 2 değerli horizonlarında demir bileşiklerinin oksitlenmesi Fe(OH) 2 ve FeS ün CO 2 ce zengin hafif asit veya nötr ortamda oksitlenmesi ile Tropik ve yarı tropik bölgelerde hızlı hidroliz ile oluşan demir 3hidroksitin su kaybetmesi ile Organik maddece zengin topraklarda hızlı oksitlenme (yanma) sonucunda Hafif asit, nötr,hafif alkalen ortamda bazı piroksen ve amfiboller ile biotitin hidrolizi sonucunda Mangan 3hidroksitin su kaybı ile Mangan 3hidroksit ve manganitin su kaybı ile Durgun su ve taban suyu horizonlarında Plastosol lerde (Terra fuska ve Terra rosa) Toprak yangınları ve turbalık yangınları olan yerlerde Esmer Orman Toprağının A h ve B v horizonunda, diğer toprakların A h horizonlarında Toprakların horizonunda birikme Fe ve Mn konkresyonlarında M. Doğan Kantarcı 20) % 1 silisyum % 2.14 SiO 2 ye eşdeğerdir.

6 41 daha da zenginleşmesine sebep olmaktadır. Bioopalin mevcudiyeti toprağın önceki kullanımı hakkında fikir verir. Silikatların ayrışması sırasında teşekkül eden ortosilis asidi H 4 SiO 4 su kaybederek kuvarsa SiO 2 dönüşür 21). Esasen ortosilis asidi çok zayıf ve suda güç çözünen bir asittir. Ortosilis asidinin ph 28 arasında çözünürlüğü toprağın reaksiyonuna pek bağlı değildir. Ancak ph 89 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 (lateritleşmeye bakınız). Ayrıca organik maddenin fazla bulunduğu üst toprakta da silis asidinin suda fazla çözünebildiği ve bunun ise üst toprakta bioopalin fazla bulunuşuna bağlı olduğu belirtilmiştir (SchefferSchachtschabel 1970). 2) ALÜMİNYUM OKSİTLER 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 (kil minerallerine bak.). Ayrışma ürünlerinin bir kısmı yıkanıp gider, bir kısmı ise gibsit (hidrarjillit) γ Al(OH) 3 halinde çökelir (kaolinit desilifikasyonuhidroliz bahsi). Tropikal bölgelerin topraklarında böhmit γalooh ve Diaspor αalooh ayrışma ürünleri olarak bulunur. Serin ve nemli bölgelerde ise aluminyum özellikle asit reaksiyonlu topraklarda yıkanıp birikme olayına karışır (podsolleşmeye bakınız) (Tablo 15). 3) DEMİROKSİTLER Erüptif kayalardaki demirli minerallerin (biotit, piroksenler, amfiboller, olivin, vd.) ayrışması sırasında demir de oksitlenerek Fe 2 O 3 halinde ayrılır. İndirgenme şartlarının bulunduğu ortamlarda ise demir 2 değerli olarak demirkarbonat (siderit) FeCO 3, demir fosfat (vivianit) FeHPO 4, demir sülfat FeSO 4 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 2223). Nemli ve ılık iklim şartlarında 2 değerli demir hidroksit Fe(OH) 2 veya demir oksihidroksit FeOOH veya 3 değerli demirhidroksit Fe(OH) 3 teşekkül eder. Demirhidroksitler amorf yapıda esmer renkte ve kil çapındadırlar (Ø < mm). Bunlara kısaca amorf demir oksit denir. Amorf demir oksitler toprak taneciklerinin ve parçacıklarının (strüktür 21) O O HO OH Si Si O O HO OH Silisyumdioksit Orto silis asidi SiO 4 veya SiO 2 Si(OH) 4 veya H 4 SiO 4 Not: Silis asidi topraktan borat çözeltisi ile dışarı alınır. Boratlar silis asidi ile reaksiyona girmezler. Asit reaksiyonlu topraklarda silis asidi daha fazla olduğu için borat çözeltisine de daha fazla geçer. Alkali reaksiyonlu topraklarda silis asidi daha önce yıkanmış olduğu için borat çözeltisine geçen miktar da azdır. 22) * Kantarcı, M.D * Kantarcı, M.D ) Benzer topraklaşma ve gelişme özellikleri alüminyum oksitler ile mangan oksitlerin şekillerine ve bileşimine göre de tayin edilebilir. Ancak demirin laboratuvarda incelenmesi ve arazide renk farkları ile ayırtedilmesi daha kolaydır.

7 42 elemanlarının) yüzeyini kaplarlar. Toprağın esmerleşmesi bu amorf demirhidroksitin teşekkülü ile mümkün olur (Bak. Esmer Orman Toprağı Toprağın Gelişimi) 22). Amorf demir oksitler organik maddece zengin topraklarda veya toprak horizonlarında (A h horizonu) teşekkül ederler. Bunlar pozitif elektrik yüküne sahiptirler ve negatif elektrik yüklü olan kil mineralleri ile bağlanırlar. Böylece kilin kırıntılanmasını sağlarlar (Bak. Toprağın Strüktürü). Ancak amorf demir oksitlerin yıkanması kil taneciklerinin de serbest kalan toprak içinde yukarıdan aşağı taşınıp birikmesine sebep olur (Bak. Solgun Esmer Orman ToprağıKilin Taşınıp Birikmesi Toprağın Gelişimi) 2223). Asit şartların hakimiyeti sonucunda amorf demir oksitlerin organomineral bileşikler yaparak yıkanması toprağın yıkanması ve podsolleşme olayının en belirgin göstergesidir (Bak. BozEsmer Orman Toprağı Podsolleşme Toprağın Gelişimi) 2223). Amorf demir oksitler pozitif elektrik yüklerinden dolayı asit şartlarda organik maddelerin ayrışma ürünlerinden olan negatif elektrik yüklü ve küçük moleküllü polifenoller ve suda çözünebilir fulvik asitlerle organo mineral bileşikler (çelatlar) yaparlar. Organomineral bileşiklerin teşekkülü sırasında amorf demir oksitler indirgenirler. Çelatlar suda çözünebilir ve yıkanıp alt toprakta birikirler (Bak. Podsolleşme) 2223). Ilıman bölgelerin topraklarında organik maddenin de etkisi ile asit ortamda gelişen yavaş hidroliz sonucunda götit (α + FeOOH) teşekkül eder. Götit, FeSO 4 veya FeCl 2 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 Fe 2 O 3 ) 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 22). İki değerli Fe(OH) 2 ve FeS gibi demir bileşiklerinin oksijence fakir fakat CO 2 bakımından zenginleşmiş ortamda (durgun su şartları) oksitlenmesi ile lepidokrokit (γ FeOOH) teşekkül eder. Özellikle killi ve kireçsiz durgunsu topraklarında lepidokrokit teşekkül eder ve portakal kırmızısıturuncu rengi ile belli olur 1624). Lepidokrokit suda çözünebildiği için yıkanarak ortamdan ayrılabilir. Veya toprakta oksijenin arttığı devrede oksitlenerek götite dönüşür 1624). Organik maddelerin çok bulunduğu topraklarda iki ve üç değerli demir oksitlerin yüksek ısı altında hızla oksitlenmesi sonucunda (toprak ve turbalık yangınları gibi) mağhemit γfe 2 O 3 teşekkül eder 22). Demirin anakayadaki minerallere bağlı formuna topraklaşmamış demir, topraklaşmış formuna topraklaşmış veya pedogen demir denir (1). (1) Topraklaşmamış demir = Toplam demir ( Fe t ) Topraklaşmış demir (Fe d ) 2224). Topraklaşmış demir, aktif demir (Fe a = amorf demir hidroksit) ve kristalleşmiş demir (Fe k ) (demir oksitler) olarak ayırtedilir. Aktif demir suda çözünebilen ve yıkanabilen amorf demir hidroksitlerde bağlıdır. Suyunu kaybederek kristalleşmiş demir oksitler ise artık yıkanamaz (2). (2) Kristalleşmiş demir oksitler = Pedogen demir (Fe d ) aktif demir (Fe a ) 2224). Demir oksit ve hidroksitlerin teşekkül şartları, amorf veya kristal durumunda oluşları, kristal şekilleri toprak genetiğinde çok önemli olarak kabul edilir. Toprağın oluşum ve gelişim 24) Durgunsu toprakları ve lepidokrokit için bakınız: Kantarcı, M.D Kantarcı, M.D.19802

8 43 olaylarında demir bileşikleri değerli birer gösterge olarak incelenirler (Tablo 15 ve Toprağın Gelişimi). 4) MANGANOKSİTLER 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.nH 2 O amorf olarak teşekkül eder. Amorf mangan 3hidroksit aynen amorf demir 3hidroksit ve amorf aluminyum 3hidroksit gibi, toprakta yıkanma birikme olaylarında etkili olur, organik bileşiklerle organomineral bileşikler (çelat) yapar ve toprağın oluşumu ile gelişiminde rol alır (Bak.Toprağın Gelişimi). Mangan 3hidroksitin su kaybı ile manganit γmnooh kristalleri oluşur. Manganit toprakların birikme zonunda bulunur. Mangan 3hidroksitin veya manganitin su kaybı ile pirolüsit βmno 2 kristalleri teşekkül eder. 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 Kil Mineralleri 25) Toprağın Ø < 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 sekunder olarak teşekkül etmiş kalsit CaCO 3, götit αfeooh, hidrarjillit (Gibsit) Al 2 (OH) 6 (veya kısaca Al(OH) 3 ), opal ve bioopal SiO 2.nH 2 O, demir, aluminyum ve mangan oksit kristalleri kil mineralleri ile birlikte bulunmaktadır. Kil mineralleri silikatların ayrışması sonucunda sekunder 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.iki tabakalı kil minerali olan kaolinitin 1 gramında 80 m², üç tabakalı olan montmorillonitin 1 gramında 800 m² yüzey vardır 26). 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 yeralmış dört oksijen anyonundan, oktahedronlar ise bir aluminyum katyonunun etrafında yeralmış altı oksijen anyonundan oluşurlar. Tetrahedronlar ile oktahedronların üst 25) 26) Türkiye de orman topraklarındaki kil mineralleri için bakınız : Mitchell, W.A. A.Irmak, Gülçur, F Gülçur, F. 1964a ve b. Tunçkale, İ.H Irmak, A. F.Gülçur, W.A.Mitchell 1967 III. Şölen, V Eruz, E. M.Yeniyol Bu hesaba göre; 20 cm kalınlığında % 10 montmorillonit ihtiva eden bir toprakta kil mineralinden dolayı 24 km² lik bir iç yüzey sözkonusudur (Irmak, A.1972).

9 7.2 A A 14 A 44 üste gelip aralarındaki oksijen köprüleri ile birbirine bağlanmaları sonucunda tabakalı bir yaprakçık meydana gelir. Yaprakçıkların üst üste gelmesi ile de kil mineralleri oluşur (Şekil 6.1.). İKİ TABAKALI KİL MİNERALLERİ ÜÇ TABAKALI KİL MİNERALLERİ T T O O T T O O 2 Si +4 OH Al +6 T O T T : TEDRAHEDRON O : OKTAHEDRON Şekil 6.1. Kil minerallerinin yaprakçıklarında tetrahedron ve oktahedron tabakalarının sıralanışı. İki tabakalı yaprakçıkların yapısında yeralan tetrahedronların oksijenleri yaprakçığın T üst yüzeyinde T bir oksijen tabakası oluşturur. Oktahedronların alt yüzeyindeki oksijenler ise açıkta kalan () yükleri (elektronlar) ile hidrojenle birleşerek bir OHtabakası oluştururlar (Şekil 6.1 ve 6.2). O O O (OH) K Mg Al Si T : Tedrahedron O : Oktahedron O O T T Al Si O 2 Si +4 T OH Al + O O T T T T K K Si (Al) Al(Mg) Si (Al) O 6 O Mg (Al,Fe +3 ) O T T T Si (Al) Mg (Al,Fe +3 ) Si (Al) T 1. Yaprakçık Ortak oktahedron tabakası 2. Yaprakçık KAOLİNİT (İki tabakalı) İLLİT (Üç tabakalı) KLORİT (Dört tabakalı) Şekil 6.2. 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 yeralan H + iyonları bir OHO 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.

10 45 Yaprakçıkların su almadan önce aralarında 2.7 angström (2.7 Å) 27) olan mesafe su alma ile değişmez (Şekil 7). İKİ TABAKALI KİL MİNERALİ H 2 O H H H H H H T O T O Yaprakçıkların arasına su giremez ve kil minerali şişmez. ÜÇ TABAKALI KİL MİNERALİ T : Tedrahedron O : Oktahedron H 2 O T O T T O T Yaprakçıkların arasına su girer ve kil minerali şişer. M. Doğan Kantarcı Şekil 7. 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 6.2). Tetrahedronlardan dolayı yaprakçığın iki yüzeyinde de oksijen tabakaları yeralır. 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 1418 Å a çıkar. Yani kil minerali su alarak şişer (Şekil 7). 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 yerdeğiştirmesi (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 yerdeğiştirebilirler. Bu yerdeğiştirme olayı kil minerallerinin toprağın katyon tutabilmesi ve gerektiğinde katyon değişimi özelliğini 27) Å : Angström 1 Å = cm = 10 8 cm. ; 1 Å =10 10 m = 0.1 nm (nanometre); 1nm = 10 9 m

11 46 kazanmasını sağlar. Kil mineralleri katyon değişimi özelliklerinden dolayı bitki beslenmesinde çok önemli role ve etkiye sahiptirler Kil minerallerinin Sınıflandırılması Kil mineralleri kristal yapılarına ve mineralojik bileşimlerine göre sınıflandırılırlar. Kil minerallerinin kristal yapıları yaprakçıklarının kalınlığını, su alıp şişme yeteneklerini, katyonların izomorf yerdeğiştirebilme 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 16). Bu nedenle kil minerallerinin sınıflandırılmasında daha az değişken olan kristal yapıları esas alınır (Tablo 17). Tablo 16. Kil minerallerinin kimyasal bileşimi (ağırlığa göre %) (SchefferSchachtschabel 1970 ten) Kil mineralleri SiO 2 Al 2 O 3 Fe 2 O 3 TiO 2 CaO MgO K 2 O Na 2 O Kaolinit Montmorillonit ve Nontronit İllit Vermikulit Klorit 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 1418 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 17). 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 17). Tetrahedron ve oktahedronlarda aynı koordinasyon sayısına sahip katyonların yerdeğiştirebildiği kil minerallerinde, boşta kalan negatif yükler iç ve dış yüzeye yerleşen değiştirilebilir katyonlarca dengelenmişlerdir (Tablo 17) 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

12 47 yapıya sahip olan serpantin Mg 6 Si 4 O 10 (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 6.1 ve Şekil 6.2, Şekil 7). Üst üste gelen yaprakçıkların alt yüzeyindeki hidroksit tabakası (H + katyonu arada yeraldığı 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 27) (Tablo 17, Şekil 7). Kaolinitin yaprakçıkları arasındaki 2.7 Å lık aralığa katyonlar giremez. Ayrıca izomorf yerdeğiştirme 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 315 me/100 gr arasında olup pek düşük sayılır 28). 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 ıslâh 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 yeralmıştır. 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 510 me/100 gr dır (Tablo 17) Üç Tabakalı Kil mineralleri Üç tabakalı kil minerallerinin yaprakçıkları bir oktahedron tabakasının altına ve üstüne iki tetrahedron tabakasının birleşmesi sonucunda oluşmuşlardır (Şekil 6.1 ve 6.2, Şekil 7). Daha önce de belirtildiği gibi tetrahedronların dış yüzleri oksijen tabakası ile kaplı olduğundan yaprakçıklar arasında bu iki oksijen tabakasını bağlayacak bir katyon bulunmamaktadır (Şekil 6.1 ve 6.2, Şekil 7). Bu nedenle 3 tabakalı kil mineralleri su aldıklarında yaprakçıklar birbirinden uzaklaşırlar. Bu olay 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 yerdeğiştirebilirler. Üç tabakalı kil mineralleri 1:1:1 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 Al 2 Si 4 O 10 (OH) 2 ile Talk Mg 3 Si 4 O 10 (OH) 2 nadir olarak toprakta rastlanan üç tabakalı killerdendir (Tablo 17). 28) me : miliekivalan.

13 48 Tablo 17. Kil minerallerinin sınıflandırılması (ağırlığa göre %) (Irmak, A ile SchefferSchachtschabel 1972 den derlenmiştir. ) Tabaka sayısı Yaprakçık kalınlığı Kil mineralinin adı Ortahedral tabakanın yapısı İzomorf yer değiştirme Şişme (açılma) Ortahedral tabakanın katyonları Tetrahedral tabakanın katyonları Oksijen, Hidroksil veya su grubu İç ve dış yüzeyde tutulan katyonlar Katyon değişim kapasite si Å Kaolinit Dioktahedral Yok Yok Al 2 Si 2 O 5 (OH) Halloysit Dioktahedral Yok 10.1 Å Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4. 2H 2 O 510 1:1 Si:Al Serpantin (nadir) Trioktahedral Yok Yok Mg 3 Si 2 O 5 (OH) 4 Mika Dioktahedral Yok Yok 10 Å Glaukonit Yok Yok Al 0.35 Si 3.65 O 10 (OH) 2 K ve diğer (*) 3 2:1 Si:Al:Si İllit Dioktahedral Var Å Fe Al 1.55 Mg 0.25 Vermiküllit Trioktahedral Var 15 Å Mg 2.61 Fe Al 0.39 Montmorillonit Dioktahedral Var 1520 Å Al Å Mg 0.63 Si 3.50 Al 0.50 Si 2.95 Al 1.05 Si 3.91 Al 0.09 O 10 (OH) 2. yh 2 O K 0.58 Diğer (**) O 10 (OH) 2. yh 2 O Diğer (**) O 10 (OH) 2. yh 2 O Diğer (**) Pirofillit (nadir) Yok Yok Yok Al 2 Si 4 O 10 (OH) 2 Talk (nadir) Yok Yok Yok Mg 3 Si 4 O 10 (OH) 8 Dioktahedral 4 14 Å Klorit (Leptoklorit) Yok Yok Mg 4.65 Si :2 Si:Al:Si:Al Trioktahedral (Ortoklorit) Fe Al 0.90 Al 0.80 Amorf Alofan SiO 2 / Al 2 O (*) (**) Glaukonit te (K, Ca/2, Na) 0.85, (Al 0.47, Fe , Mg 0.40 ) Ca / 2, Mg / 2, K, Na, H 2 O yh 2 O : Su miktarı değişik

14 49 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 < mm), pek az kristalleşmiş olmaları 29), daha az potasyum (% 46), fakat daha fazla kristal suyu ihtiva etmeleri ile mikalardan ayırtedilirler. 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. Bir kısım illitlerin mikaların hidratlanması ile gelişmesi, bir kısmının toprak oluşumu sırasında silikatların ayrışması olayının sonucunda oluşmaları ve bir kısım illitlerin de denizel tortulların ayrışması ve yeniden oluşum sürecinden sonra oluşmaları (Glaukonit), illitlerin kimyasal bileşimlerinin birbirinden epeyce farklı olmasına sebep olarak gösterilir. 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 2050 me/100 g arasındadır. Mikamsı kil mineralleri arasında Glaukonit de (Glokoni) bulunur. Glaukonit denizel tortulların içinde bulunan yeşil renkli sekunder bir mineraldir. Bileşimi esas itibariyle magnezyumlupotasyumlu demir silikattır (K, Na) (Mg, Fe, Al, Ca) 3 (Si 3 Al) O 10 (OH) 2. Ancak Glaukonitin bileşimi çok değişkendir. Bu mineralin sığ denizlerde ve sahile yakın kesimlerde m derinlikte teşekkül ettiği ve glaukonitli kum taşlarını meydana getirdiği bildirilmiştir (Bayramgil, O.1959).Glaukonitin mikamsı bir kil minerali olarak formülü aşağıda verilmiştir (SchefferSchachtschabel 1970 ten). Glaukonitin katyon değişim kapasitesi 540 me/100 g dır. (K,Ca/2,Na) 0.85 (Al 0.47,Fe ,Fe Mg 0.40 )(Si 3.65, Al 0.35 )O 10 (OH) 2 VERMİKÜLLİT Vermiküllit biotit ten gelişmiş olan illitin fazla miktarda K + kaybetmesi ve yaprakçıkları arasında K + yerine Mg ++ katyonlarının girmesi ile gelişir (Şekil 8). 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 NH + 4 katyonları ile karşılaşırlarsa bu katyonlar değiştirilebilir durumdaki Mg ++ ve Ca ++ yerine geçerler. Bu durum vermiküllitli toprakların yüksek miktarda potasyumlu veya amonyumlu gübrelerle gübrelenmesi sonucunda oluşur. Yeniden K + ve NH + 4 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). 29) Hidratlanma olayı ile su alan ve K + kaybeden mikaların kristal yapıları bozulduğu ve mika giderek illite dönüştüğü için illitler mikalara oranla daha zayıf bir kristalleşme gösterirler.

15 50 MONTMORİLLONİT (SMEKTİT) Montmorillonit mineralleri illit ve vermikülite benzeyen bir kristal yapısına sahiptirler (Şekil 6.2, 8). 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 (Scheffer Schachtschabel 1970). Ortamda daha fazla sodyumun bulunması montmorillonitin yaprakçıklarının birbirinden bir daha biraraya gelemeyecek kadar uzaklaşmalarına sebep olur (Tuzlu topraklarda Namontmorillonit 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 (Şekil 8). Saf montmorillonitler daha çok volkanik tüflerin ayrışması ile oluşurlar (Bentonit ler). Montmorillonitlerden demirce zengin olanı Nontronit adını alır. Nontronitte demir katyonları oktahedronlara yerleşmiştir. Renk sarıdan esmer yeşile kadar değişir. MİKA MİKA YAPRAKLARININ AYRILMASI VE K + İYONLARININ SERBEST KALMASI MİKA İLLİT İLLİT (SU ALINCA ŞİŞMEZ) İLLİT KENARLARI AÇILMAYA BAŞLAMIŞ İLLİT AÇILMIŞ İLLİT VERMİKÜLLİT VEYA MONTMORİLLONİT POTASYUM DEĞİŞTİRİLEBİLİR KATYON M. Doğan Kantarcı Şekil 8. Mikanın İllit e ve daha sonra vermiküllit ve montmorillonit e dönüşmesi.

16 51 Montmorillonitlerin katyon değişim kapasitesi me/100 g arasında değişir. Yüksek miktarda K + veya NH 4 + katyonları ile illite dönüşmezler (Kfiksasyonu 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 6.2). 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 6.2). 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) sözkonusudur. 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 1:1:1:1 veya 2:2 veya Si:Al:Si:Al şeklinde gösterilirler. Dört tabakalı kil minerallerini klorit temsil eder. 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 1040 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 (Formül için bak. bölüm mikalar klorit) Amorf Killer (Alofan) Kristal özellikleri göstermeyen ve amorf yapıda olan killeri alofan temsil eder. Alofanlar bünye suyu fazla ve SiO 2 /Al 2 O 3 oranı düşük sekunder aluminyum silikatlardır. Alofanlar genellikle volkan külleri arasında yeralır ve volkanik bir oluşumu işaret ederler. Alofanların katyon değişim kapasitesi 100 me/100 g a kadar ulaşır (Tablo 17) Kil Minerallerinin Oluşumu Kil mineralleri erüptif 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

17 52 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. 1) SİLİKATLARIN AYRIŞMA ÜRÜNLERİNDEN KİL MİNERALLERİNİN 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 9 daki gibi şematik olarak gösterilir. ASİT ORTAMDA İKİ TABAKALI KİL MİNERALLERİ KAOLİNİT PRİMER AYRIŞMA İYONLAR VE SİLİKATLAR KOLLOİD BOL K + ÜÇ TABAKALI KİL İLLİT ÇÖZELTİLER MİNERALLERİ BOL Ca ++ ÜÇ TABAKALI KİL Mg ++ MİNERALLERİ MONTMORİLLONİT Şekil 9. Yaprakçıksız silikat minerallerinin ayrışma ürünlerinden kil minerallerinin teşekkülü ve oluşum ortamının reaksiyonu ile ilişkisi (Irmak, A.1972 den). 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 (Ortoklasın hidroliz yolu ile ayrışması bahsinde kaolinit oluşumuna bakınız (3) ). 2) TABAKALI SİLİKATLARIN ARALANMASI İLE KİL MİNERALLERİNİN 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 < 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 810). 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 810).

18 53 A L K A L E N O R T A M D A A S İ T O R T A M D A VERMİKÜLLİT AYRIŞMA MİKA İLLİT KAOLİNİT HİDRARJİLLİT MONTMORİLLONİT (GİBSİT) YAPRAKÇIKLARIN ARALANMASI YAPRAKÇIKLARIN YIKILMASI Şekil 10. Yaprakçıklı silikat minerallerinin aralanması ile kil minerallerinin teşekkülü ve ortamın reaksiyonu ile ilişkisi (Irmak, A.1972 den) 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 11). Daha sonra iki tabakalı kil mineralleri de ayrışıp silis kaybederek hidrarjillite (gibsit) dönüşürler (Şekil 11) (Podsollaşma ve hidroliz olayı ile ilişki kurunuz). + H 2 O + H 2 O Al 2 (OH) 2 (Si 2 O 4 ) 2 Al 2 (OH) 4 (Si 2 O 5 ) Al 2 (OH) 6 2 SiO 2 2 SiO 2 MONTMORİLLONİT KAOLİNİT HİDRARJİLLİT TET. Si TET. Si OKT. Al OKT. Al OKT. Al TET. Si Şekil 11. Asit ortamda kil minerallerinin bozunması (W.Laatsch 1957 ye göre Irmak, A.1972 den). Daha önce de belirtildiği gibi toprakların fazla miktarda potasyumlu veya amonyumlu gübrelerle gübrelenmesi sonucunda vermiküllit illite dönüşür (potasyum ve amonyum fiksasyonu) (bak.vermiküllit). Ortamda fazla miktarda sodyumun bulunması ise (tuzlanma) kil minerallerinin yaprakçıklarının bir daha biraraya gelemeyecek şekilde birbirinden uzaklaşmasına sebep olur (bak. montmorillonit).

19 Toprağın Canlıları ve Organik Maddesi Toprağın, anorganik anamateryal ve organik anamateryalin ayrışarak değişmesi ile ortaya çıkan ürünlerle yeniden oluşan ürünlerden ve bunların da yerdeğiştirmeleri sonucunda meydana geldiği daha önce belirtilmiştir (Toprağın oluşumu). Toprağın organik maddesi toprağın içinde ve kısmen dışında yaşayan toprak canlılarının artıklarından ibarettir. Sözkonusu Toprak canlıları toprağın organik maddesi içinde sayılmazlar. Ancak gerek artıkları, gerekse faaliyetleri ve türleri ile toprağın oluşumu, gelişimi ve özellikleri üzerindeki pek önemli etkilerinden ötürü toprak canlılarını da incelemek gerekir Toprak Canlıları, Yaşama Şartları ve Toprakta Bulunuşları Toprak canlıları toprağın içinde veya dışında fakat toprağa bağlı olarak yaşayan canlılardır. Toprak canlılarının yaşama faaliyetleri sonucundaki artıkları (yaprak, meyva, kabuk, dışkı, mayalar, yiyecek depolamaları ve artıkları vd.) ile ölümleri sonucunda kalan artıkları toprağın organik maddesinin kaynağıdır. Toprak canlıları bir yandan bu organik artıkları sağlarlar, öte yandan da bu organik artıkların parçalanması, ayrıştırılması, anorganik madde ile karıştırılması olaylarında ve organik maddelerin de ayrışma olaylarına önemli etkiler yaparlar. Toprak canlılarının bütün bu faaliyetleri toprağın fiziksel ve kimyasal özellikleri üzerinde toprağın verim gücünü azaltacak veya yükseltecek derecede etkili olur. Ormanda orman ağaçlarının yetişme ve büyüme hızları, orman topraklarının verim güçleri, toprak canlılarının faaliyetleri ile sıkı sıkıya bağlıdır Toprak Canlıları Toprak canlıları; toprak hayvanları (toprak faunası) ve toprak bitkileri (toprak florası) olmak üzere, bunlar da ilkel canlılar ve gelişmiş canlılar şeklinde ayrılarak incelenirler (Tablo 18). Toprak canlıları konusu çok geniş bir konu olmakla birlikte kitabın kapsamı açısından dar bir çerçeve içinde ele alınmıştır. Toprak canlılarının özellikleri, sınıflandırılmaları herbirinin ekolojik istekleri gibi konulara girilmekten kaçınılmıştır. Toprak canlıları; toprağın oluşumunda, gelişiminde ve toprak özellikleri (bitki beslenmesi dahil) üzerindeki etkileri bakımından bizi ilgilendirmektedir Toprak Canlılarının Yaşama Şartları Toprak canlıları toprağın içindeki boşluklarda ve gözeneklerde yaşarlar. Bitki kökleri için de durum pek farklı değildir. Gerek toprağın içinde yaşayan organizmalar, gerekse bitki kökleri, solunum için havaya (O 2 ), su ihtiyaçları için neme, yaşayabilmeleri için optimum sıcaklık değerlerine, beslenebilmeleri için besin maddelerine ve ortamın reaksiyonunun kendileri için optimum oluşuna önemle bağlıdırlar. Sıralanan bu beş yaşama şartının bir tanesinin optimumdan uzaklaşması canlıların faaliyetlerini olumsuz yönde etkiler veya durdurur (Şekil 12 ve 13). 1) HAVA Toprak taneciklerinin ve parçacıklarının (strüktür elemanları) arasındaki boşluklar hava ve su ile doludur. Bu havanın içindeki oksijen toprak canlıları tarafından devamlı

20 İLKEL BİTKİLER 55 Tablo 18. Toprak Canlıları T O P R A K C A N L I L A R I HAYVANLAR BİTKİLER İLKEL HAYVANLAR GELİŞMİŞ HAYVANLAR MİKROSKOPİK İLKEL HAVVANLAR (PROTOZOALAR) (AMİP LER FLAJELLAT LAR SİLİAT LAR) MAKROSKOPİK İLKEL HAYVANLAR EKLEMBACAKLILAR (ÇIYAN, KIRKAYAK, vd.) ÖRÜMCEKLER BÖCEKLER VE SIÇRAYAN BÖCEKLER (KOLLEMBOLLER) SÜMÜKLÜ BÖCEKLER SOLUCANLAR KARINCALAR SİNEKLER VD. (KÖSTEBEK, FARE, YILAN, TAVŞAN, TİLKİ, vd.) BAKTERİLER ( , BOY 1 3 ) OTOTROFİK BAKTERİLER (ÜRETİCİ KARAKTERLİ ) (TÜMÜ AERROB) NİTRİT (NİTROSOMONAS NH 3 NO 2 ) AZOT BAKTERİLERİ NİTRAT (NİTROBAKTER NO 2 NO 3 ) (AZOTOBAKTER N 2 NO 3 ) HİDROJENİ OKSİTLEYENLER KÜKÜRT BAKTERİLERİ (THIOBACILLUS THIOOKSIDANS) ph = 1 S DEMİR BAKTERİLERİ (TETANOS FERROBACILLUS) Fe FeO FeOOH Fe 2 O 3 HETEROTROFİK BAKTERİLER (TÜKETİCİ BAKTERİLER) AZOTU BAĞLAYANLAR SO 3 SO 4 SERBEST YAŞAYANLAR AEROB ANAEROB (DENİTRİFİKASYON BAKTERİLERİ) PSEUDOMANOS VE AKROMOBAKTER ORTAK YAŞAYANLAR (RIZOBIUM) AKTİNOMİSETLER (BATERİLER VE MANTARLAR ARASINDA GEÇİT) (DALLI BAKTERİLER: STREPTOMYCE, NOTARDİA, VEREM BASİLİ GİBİ) MANTARLAR AEROBİK MANTARLAR SELÜLOZU AYRIŞTIRANLAR (PHYCOMYCETES, ASCOMYCETES) LİĞNİNİ AYRIŞTIRANALAR (BASİDİOMYCETES, HYMENOMYCETES) ORTAK YAŞAYANLAR (MİKORİZA, PHOMA FUNDAGİLLERİN KÖKLERİNDE) ANAEROBİK MANTARLAR (KÜF MANTARLARI) YOSUNLAR SİLİSLİ ALGLER (DİATOMELER) ALGLER MAVİ ALGLER (CYANOPHYCEA) YEŞİL ALGLER (CHLOROPHYCEA) LİKENLER (MANTAR + YOSUN, v.d.) GELİŞMİŞ BİTKİLER OTSU BİTKİLER (OTLAR, vd.) ODUNSU BİTKİLER (AĞAÇLAR VE ÇALILAR) M. Doğan Kantarcı