4. TOPRAĞIN ÖZELLİKLERİ

Transkript

1 4. 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 gözönüne aldığı kadar toprağın kazandığı özellikleri de gözönüne 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 sözkonusudur. Ormancılıkta yanlış uygulamanın sebep olduğu başarısızlık tarımda olduğu gibi hemen anlaşılamaz. Aksine ormancılıkta uzun yıllar geçip yüksek masraflar yapıldıktan, emekler sarfedildikten 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 (Ekolojik toprak sınıflandırması bkz. Bölüm7.1) 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 sözkonusudur (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 taşın içindeki katık maddesine ve çatlak sistemine önemle bağlıdır. Gevşek tortul materyallerinin toprakları anamateryalin tane yapısına bağlı olarak farklı derinliklere sahip olurlar (Şekil 17).

2 83 Topraklar derinliklerine göre sınıflandırılırlar (Tablo 36). Toprağın derinliği ağaç köklerinin gelişebilecekleri toprak hacmini, bu toprakta tutulan su ve bitki besin maddesi kapasitesini etkiler. Şekil 17. Belgrad Ormanı nda aynı iklim şartları altında farklı türdeki pliosen tortullarından gelişmiş olan toprakların derinlikleri (solum derinliği) (Kantarcı, M.D.1980 den). Tablo 36. Toprakların derinliklerine göre sınıflandırılması Pek sığ Sığ Orta derin Derin Pek derin < 25 cm 2550 cm 5075 cm cm > 100 cm 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 37). Tablo 37. Toprakların taşlılığa göre sınıflandırılması Az taşlı < % 10 Taşlı % 1025 Orta taşlı % 2550 Çok taşlı % 5075 İskelet toprağı > % 75

3 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 < mm) bölümleri ayırtedilir (Tablo 14). Toprağın mineral kısmı kaba bölümü olan taş (Ø > 20 mm) ve çakıllar (Ø 202 mm) ile ince toprak bölümündeki kum, toz ve kilin karışımından meydana gelmiştir (Tablo 14). 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 14 te verilmiş olan tane çapları Uluslararası Toprak İlmi Derneğinin 1933 yılında kabul etmiş olduğu sınıflandırmadır. Bazı ülkeler ise değişik tane çapı sınıflandırmaları kullanırlar. Türkiye de İstanbul Üniversitesi Orman Fakültesi Toprak İlmi ve Ekoloji Anabilim Dalında kurulduğu 1942 yılından beri uluslararası tane çapı sınıflandırması kullanılmaktadır (Tablo 38). Tablo 38. Toprak taneciklerinin çap sınıflaması Kaba Kısım İnce kısım İri kum Orta kum İnce kum Kaba toz Orta toz İnce toz Kil Uluslararası sınıflama Taş Ø > 200 mm İri çakıl Ø mm İnce çakıl Ø 20 2 mm Kum Toz Kil Ø mm Ø mm < Ø mm İngiltere de kullanılan sınıflama Ø mm Ø mm Ø mm Ø mm Ø mm Ø mm Ø < mm Amerika Birleşik Devletlerinde Kullanılan sınıflama Çok iri kum Ø mm İri kum Ø mm Orta kum Ø mm İnce kum Ø mm Çok ince kum Ø mm Toz Ø mm Kil Ø mm Federal Almanya da kullanılan sınıflama İri taş Taş İri çakıl Orta çakıl İnce çakıl İri kum Orta kum İnce kum (Çok ince kum Kaba toz Orta toz İnce toz Kil İnce kil Ø > 200 mm Ø mm Ø 6020 mm Ø 206 mm Ø 62 mm Ø mm Ø mm Ø mm Ø mm) Ø mm Ø mm Ø mm < Ø mm < Ø mm 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 26), 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 39). Ağaçların kökleri de iri taneli ve iri gözenekli topraklarda daha kolay gelişir ve saçaklanır, ince taneli topraklarda ise kök gelişimi önemli ölçüde engellenir (Tablo 39, 43, 44 ve Şekil 30 arasında ilişki kurunuz).

4 Toprak Türleri Kum, toz ve kilin biraraya karışması ile meydana gelen ince toprak bu karışımın tane çapı durumuna göre isimlendirilir. Kumun hakim 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 39 ve 40). Toprak türlerinin tane çapı sınırları, bu çapların tayin edildiği laboratuvar metoduna bağlıdır. Kullanılan farklı laboratuvar metodlarında toprak taneciklerinin farklı çaplarına göre farklı çökme zamanında ölçmeler yapılmaktadır 39). 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 18). 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, ağırbalçık (killi balçık ve balçıklı kil)ve kil türündeki toprak türlerinin tayini yapılabilmektedir 40). Arazide el muayenesi ile tayin edilen toprak türleri ve laboratuvarda çamur analizi ile tayin edilen toprak türleri arasındaki ilişkiyi kurabilmek için şekil 19 daki üçgenin düzenlenmesi gerekmiştir 41). 39) Uluslararası Toprak İlmi Derneği nin kabul ettiği çap sınıfları ile bunların 20ºC taki çökme süresi (Stokkes prensibine göre) (Irmak, A.1954 ten): Kum (Ø mm) çökme süresi 4' 48'' Toz (Ø mm) çökme süresi 2 saat Kil (Ø < mm) çökme > süresi 24 saat (kaba kil için) Alman ve İngiliz sistemlerindeki çap sınıfları ile bunların 20ºC taki çökme süresi (SchefferSchachtschabel 1970 ten): Kaba ve orta kum (Ø ) 5'' İnce kum (Ø ) 31'' Kaba toz (Ø ) 4' 38'' Orta toz (Ø ) 51' 26'' 2 saat İnce toz Kil (Ø ) (Ø mm) suda kalan süspansiyon 7 saat 43' 8 saat 40) 41) 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). Bu üçgenin düzenlenebilmesi için el muayenesi ile toprak türü tayin edilmiş örneklerde laboratuvarda çamur analizleri yapılmıştır. Çamur analizlerinin sonuçları şekil 18 deki üçgene uygulanmıştır. Aynı toprak örneğinde elde edilen arazi ve laboratuvar sonuçları ile şekil 19 daki üçgen düzenlenmiştir.

5 86 KİL K TOZ KUM TK BK KuK TKB KB KuKB TB B KuB BKu Kumlu Topraklar: BKu : Balçıklı kum KuB : Kumlu balçık Balçıklı Topraklar: B : Balçıklı kum KuKB : Kumlu killi balçık KB : Killi balçık Killi Topraklar: K BK KB : Kil (ağır kil) : Balçıklı kil : Killi balçık Tozlu Topraklar: TB : Tozlu balçık TKB : Tozlu killi balçık TK : Tozlu kil Şekil 18. Toprak türleri üçgeni (Uluslararası tane çapı sınıflarına göre) (E.C. Tommerup1934 ten) KİL TK TOZLU KİL AĞIR BALÇIK TOZ AĞIR BALÇIK TB 30 BALÇIK KUM KUMLU BALÇIK Toprak türü Toz + Kil (%) Kum (%) Balçıklı kum < Kumlu balçık Balçık (tozlu balçık) Ağır balçık (tozlu ağır balçık) Kil (tozlu kil) <10 80 BKu 90 Şekil 19. Arazide el muayenesi ile tayin edilen toprak türlerinin laboratuvarda çamur analizi ile yapılan toprak türü tayinlerine göre toprak türü üçgenindeki yeri (Kantarcı, M.D.1980 den).

6 87 Farklı anakayalardan ve anamateryallerden benzer oluşum şartları altında farklı türde topraklar meydana gelmektedir. Özellikle anakayada kuvarsın bulunup bulunmayışı, kireçtaşlarında katık maddesi, tortul materyallerde materyalin taneliliği gibi özellikler toprağın türü üzerinde etkili olmaktadırlar (benzer oluşum şartlarında) (Tablo 40). 1) 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 39). 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. 2) 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 39). Balçık topraklarının verim gücü yüksektir. Kimyasal gübrelerin de etkisi yeterli ve belirli bir süre için devamlıdır. Tablo 39. Kum, balçık ve kil topraklarının fiziksel ve kimyasal özelliklerinin genel olarak karşılaştırılması Toprak özelliği Kum toprakları Balçık toprakları Kil toprakları Süzeklik Sıkılık Faydalanılabilir su kapasitesi Su tutma gücü 1) Durgun su oluşumu 2) Havalanma Isınma (İlkbahar) Soğuma(SonbaharKış) İşlenebilirlik Besin maddesi kapasitesi Yıkanma hızı Kimyasal gübre etkisi Genel değerlendirme Fiziksel özellikler Kimyasal özellikler Arazi kullanma Aşırı Gevşek Düşük Az Yok İyi Erken Erken Kolay Fakir Çok hızlı Hızla geçici Çok iyi Kötü Orman Orta Sıkıca Yüksek Orta Yok Orta Orta Orta Orta İyi Orta Kalıcı (orta süre) İyi İyi OrmanTarım Meyvacılık vd. Kötü Pek sıkı Orta Yüksek Var Kötü Geç Geç Güç Ortaiyi 3) Güç Kalıcı (uzun süreli) Kötü İyi 3) Çayırotlaktarım M. Doğan Kantarcı 1) Toplam su tutma kapasitesi = faydalanılabilir su+faydalanılamayan (ölü) su. 2) Yeryüzü şekli veya altta bulunan geçirimsiz bir tabaka daima suyun durgunlaşmasına sebep olabilir. 3) İki tabakalı kil minerallerinin hakim olduğu kil topraklarının bitki besin maddelerini tutma gücü düşük, üç tabakalı kil minerallerinin bulunduğu topraklarınki ise yüksektir.

7 88 3) KİL TOPRAKLARI Kil bölümünün (Ø < 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 39). 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 Toprağın İç Yapısı (Bünyesi = Strüktürü) Toprağın katı kısmı serbest tanecikler veya birbirine yapışmış parçacıklar durumunda bulunur. Katı taneciklerin veya parçacıkların toprağın özelliklerine ve toprak horizonlarına bağlı bir düzenleme şekli vardır. Toprağın bu iç düzenine toprağın iç yapısı (toprağın bünyesi veya toprağın strüktürü) denir 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 biraraya 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).

8 89 89 Tablo 40. Farklı anakayalardan oluşan toprakların tane çapları ve türleri Horizon Tane çapı mm Granit 1 Andezit 2 Kuvarsit Mikaşist 3/58 (*) 3/120 Toztaşı şisti 4/22 Pliosen kumlu balçığı 4/15 Pliosen balçığı 4/24 Pliosen ağır balçığı 4/7 Kireç taşı 5/1 (*) A el Kum % Toz % Kil % KuKB BK KuKB BK BK KuB KuB BK BK 35 B ts Kum % Toz % Kil % BK K KuB BK K KuK KuK K BK 40 C v Kum % Toz % Kil % KB KuKB BKu BK K KuK BK K B 19 1) Kantarcı, M.D.1981 Toprak No.39 4) Kantarcı, M.D.1980 Toprak No.22 (*) Toprak No.58 de Bts 2) Kantarcı, M.D Toprak No.10 Toprak No.15 Toprak No.5/1 de Bv 3) Kantarcı, M.D.1979 Toprak No.58 Toprak No. 24 Toprak No.120 Toprak No.7 5) Kantarcı, M.D.1974 Toprak No.1 NOT: Buradaki pliosen yaşlı anamateryaller kireçsiz akarsu tortullarıdır (Pliosen I).

9 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 20). T O P R A Ğ I N İ Ç Y A P I (S T RÜ K T Ü R ) E L E M AN L A R I TEK TANELİ YAPI BİLEŞİK YAPI KIRINTILI TOPAKLI PRİZMALI LEVHALI SERBEST BAĞLI KÖŞELİ KIRINTI YARI KÖŞELİ KIRINTI KÖŞELİ TOPAKLI YARI KÖŞELİ TOPAKLI PRİZMALI SÜTUNLU Ç. UFAK < 1 mm Ç. UFAK < 5 mm Ç. UFAK < 10 mm Ç.UFAK < 1mm UFAK 12 mm UFAK 12 mm UFAK 1020 mm UFAK 12 mm ORTA 25 mm ORTA 1020 mm ORTA 2050 mm ORTA 25 mm İRİ 510 mm İRİ 2050 mm İRİ mm İRİ 510 mm Ç. İRİ >10 mm Ç. İRİ > 50 mm Ç. İRİ > 100 mm Ç. İRİ > 10 mm Şekil 20. 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 20). 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 kumluhumuslu 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. Kırıntılı yapı genellikle toprağın humusça zengin, A h horizonunda veya hemen A h horizonunun altında bulunur. TOPAKLI YAPI Topraklar, toprak taneciklerinin birbirine yapışarak oluşturdukları ve eni, boyu, derinliği birbirine yakın ölçülerde, kırıntıdan daha iri olan parçacıklardır. Topakların çapı 5 50 mm arasında değişir (Şekil 20). 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 (B v ) ve diğer toprakların yıkanma zonunda (A) gelişmiş olarak bulunur. PİRİZMALI YAPI Toprak tanecikleri birbirine yapışarak boyu eninden fazla olan pirizma şeklindeki parçacıkları da geliştirirler. Pirizmalı yapıda boy mm arasında olabilir (Şekil 20). Pirizmalı yapı, pirizmalı ve sütunlu olmak üzere iki alt tipe ayrılır. Pirizmalı yapıda köşeler

10 114 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 20). Basınç etkisi ile tortul materyallerden oluşan toprakların anamateryal (C v ) horizonlarında, asit ortam etkisi ile podsolların yıkanma (A e ) 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. Sözkonusu 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. 1) DIŞ FAKTÖRLER Toprağın iç yapısının oluşumunda etkili dış faktörler iklim, bitkiler, toprak hayvancıkları ve insan olarak sıralanabilir. İKLİM İklim özelliklerinden bilhassa sıcaklık değişimleriaşırı 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 (1ºC ta 130 atm, 20ºC ta 2000 atm). 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

11 115 bozulmasına sebep olabilir. Bu durum özellikle kumlu topraklarda sözkonusudur. 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.). 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. 2) 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.

12 116 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 21). O O O TANELİ VE A h TANELİ VE KIRINTILI A h 4 KIRINTILI A h 5 KIRINTILI 8 TANELİ VE YARI YARI KÖŞELİ TOPAKLI KÖŞELİ TOPAKLI(İNCE) (İNCE VE ORTA) TANELİ A el A el 18 A le TANELİ VE YARI YARI KÖŞELİ A B KÖŞELİ TOPAKLI B ts KÖŞELİ TOPAKLI TOPAKLI (İRİ)VE PİRİZMALI (AZ MİKTARDA) (ORTA) KÖŞELİ TOPAKLI KÖŞELİ TOPAKLI TANELİ VE YARI B st (ORTA)VE PİRİZMALI B ts (İRİ)VE PİRİZMALI BC KÖŞELİ TOPAKLI (İNCE) (ORTA) (İNCEORTA) KÖŞELİ TOPAKLI KÖŞELİ TOPAKLI TANELİ BC (ORTA)VE PİRİZMALI BC (ÇOK İRİ) C v (İNCE ORTA) TOPRAK NU.14 TOPRAK NU.11 TOPRAK NU.12 KUMLU BALÇIK BALÇIK AĞIR BALÇIK Şekil 21. Orman topraklarında iç yapının (strüktür) toprağın türüne ve horizonlarına göre değişimi (Kantarcı, M.D.1980 den). 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 A h horizonunda kırıntılı, yıkanma (A e veya A el ) horizonunda topaklı, birikme (B ts ) horizonunda ise prizmalı ve topaklı şekillerde bir iç yapının geliştiği gözlenmiştir (Şekil 21). 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 (SchefferSchachtschabel 1970 ten). Orman topraklarında mul ve çürüntülü mul humusu altında özellikle A h horizonlarındaki organik madde iyi kırıntılanmış bir iç yapının gelişimini sağlar (Şekil 21).

13 117 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 (Fe 2 O 3 ve Al 2 O 3 ) 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 devamlısağlam 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 zonundapodsollaşma). 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 NH + 4 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. 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. Ayrıca fidanlık topraklarında bu sentetik maddeleri kullanmak gerekebilir. Keza hidrolize edilmiş poliakrinitril, ayrıca vinilasetat ile anhidritmaleik asitin yaptıkları bileşikler toprağın kırıntılanması için kullanılmaktadırlar 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

14 118 göre gevşek, gevrek veya sıkı olarak bağlı bulunurlar. Toprağın bağlılığı aynı zamanda toprağın sıkılık dereceleri ile ifade edilir (Tablo 41). 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 (Tablo 41). Bu nedenle toprağın sıkılığını gidermek için yapılan toprak işlemeleri yanında, kum veya organik maddenin karıştırılması veya kireçleme gibi işlemlerin de yapılması gerekebilir. Tablo 41. Toprağın bağlılığısıkılık dereceleri ile bazı toprak özellikleri arasındaki ilişki Sıkılık Derecesi Bağsız : Tanecikler birbirine yapışık değil. Kum toprakları Gevşek : Tanecikler birbirine çok zayıf bağlı olup, parmaklar arasında hafif bir basınç ile dağılırlar. Kum ve balçıklı kum toprakları. Toprakların organik maddece zengin kesimi A h horizonu Gevrek : Tanecikler birbirine oldukça bağlı olup, parmaklar arasında az bir basınç ile dağılırlar. Sıkı : Tanecikler birbirine sıkıca bağlı olup, parmaklar arasında orta derecede bir basınç ile dağılırlar. Kumlu balçık toprakları. Toprakların az humuslu olan kesimi ile yıkanma zonu. Balçık ve killi balçık toprakları. Toprakların yıkanma zonu ve bilhassa birikme zonu. Pek sıkı : Tanecikler birbirine pek sıkı bağlı olup Parmaklar arasında kuvvetli basınç ile güç dağılır. Balçıklı kil ve kil toprakları. Toprakların birikme zonu Toprağın Gözenekliliği Toprak tanecikleri arasında kalan boşluklar toprağın gözenekleri olarak isimlendirilir. Toprağın gözenekleri, toprak tanelerinin çapları veya toprak parçacıklarının çaplarına göre çeşitli iriliktedir. Toprakların gözenek hacmi % 3070 arasında bulunmaktadır. 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 (Tablo 42.a). Tablo 42.a. Gözenek hacmi ile toprak türü arasındaki ilişki (SchefferSchachtschabel 1960 tan) Toprak Toplam gözenek Gözenek çaplarına göre dağılım (%) Türü hacmi % İri gözenekler Orta gözenekler İnce gözenekler Kum Balçık Kil

15 cm cm 119 Toprak gözeneklerinin çapları en ince 0.2 mikrondan küçük, en kaba 75 mikrondan geniş olabilirler (Tablo 42.b). Çapı 75 mikrondan daha büyük olan gözenekler yağış anında bile su ile dolu bulunmazlar. Çapı 5075 mikron arasındaki gözeneklerdeki su yağışın hemen arkasından sızıp gider. Bu gözenekler ancak durgun su şartlarında dolu bulunabilirler. Çapı 5010 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 (Toprak suyu bölümü ile ilişki kurunuz). Bitkilerin kılcal kökleri ancak çapı 10 mikrondan geniş olan iri gözeneklere girebilir ve gelişebilirler. Mantar iplikçiklerinin (miselleri) çapı 36 mikron arasında, bakterilerin ise çapları 0.51 mikron, boyları ise 13 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 suhava değişimi bakımından elverişli değildir. Tablo 42.b. Toprağın gözenek çapları Ø (mikron) Çok iri gözenekler > 50 su hızla sızar (< 0.05 atü) İri gözenekler 5010 su yavaş sızar (< atü) Orta gözenekler kapillar su ( atü) İnce gözenekler < 0.2 ölü su (> 15 atü) (Şekil 24 ile ilişki kurunuz). Topraklarda gözenek hacmi toprağın organik madde karışan kesiminde (A h horizonu) ve üst toprakta fazla olduğu halde derinlikle azalır (Şekil 22). 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 (Tablo 43.a) (%) (%) Katı kısım (%) Su ile dolu gözenekler Hava ile dolu gözenekler Gözenek hacmi (%) Şekil 22. Belgrad Ormanındaki ağır balçık topraklarında katı kısım ile gözenek hacminin derinliğe göre durumu ve gözenek hacmindeki su ile hava oranının mevsime göre değişimi (Irmak. A tan).

16 120 Tablo 43.a. Sarıçam ağaçlandırma alanlarında çeşitli toprak işleme yöntemlerine göre işlemden 8 yıl sonra toprağın gözenek hacmi % (Kantarcı, M.D. Kantarcı, N.1975 ten) Derinlik cm Yaşlı Meşcere Toprağı İşlenmemiş toprak Ağır Balçık Toprağında Freze ile işlenmiş toprak (20 cm e kadar) Pulluk ile sürülmüş toprak (40cm e kadar) Kumlu Balçık Toprağında Yaşlı Meşcere Toprağı Pulluk ile sürülmüş toprak (40cm e kadar) Not: 1) Ağır balçık toprağın üstünde yatan ve m² de 7.58 kg olan kalın ölü örtü tabakası freze ile toprağa 20 cm derinliğe kadar, pulluk ile toprağa 40 cm derinliğe kadar karıştırılmıştır. Kumlu balçık türündeki toprağın üstünde yatan m² de 4.65 kg olan ölü örtü tabakası pulluk ile toprağa 40 cm e kadar karıştırılmıştır. Sonuçlar toprağın işlenmesinden (veya işlenmeden bırakılan parselde) 8 yıl sonra yapılan ölçmelerde elde edilmiştir. 2) Ağır balçık toprağında açık alanda toprağın işlenmediği parselde organik maddenin kısmen ayrışması sonucunda (yaşlı meşcere etkisinin kalkması sonucunda meydana gelen) üst toprakta gözenek hacminin azaldığı fakat hemen altta bir miktar arttığı görülmektedir. 3) Toprağa fazla organik madde karıştırılmış olmasına rağmen, pulluk ile işlenen toprağın 05 cm lik üst kesiminde gözenek hacmi azalmıştır Toprağın Özgül Ağırlığı ve Hacim Ağırlığı 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. Toprağın özgül ağırlığı birim hacimdeki gözenek hacminin veya ince toprak ağırlığının tayini için kullanılır 42). 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 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 hesabedilir. 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 (Tablo 43.b). Toprağın hacim ağırlığı üzerinde yükseltiiklim özelliklerinin (ve buna bağlı olarak organik maddenin) etkisi de saptanmıştır (Tablo 43.b) 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, 42) Toprağın özgül ağırlığıkuru haldeki hacim ağırlığı Gözenek hacmi % = x 100 Toprağın özgül ağırlığı

17 121 çürüyen bitki köklerinin yerlerinde kalan kanallar (sekunder gözenekler) orman topraklarında suyun derinlere kadar hızla ulaşmasını sağlayan ve gözeneklerle birarada işleyen kapsamlı bir sızıntı sistemini meydana getirirler (Şekil 26). Genel olarak toprağın geçirgenliği toprağın türüne, organik madde miktarına, gözenekliliğine ve gözeneklerin iriliğine ve iç yapısına (strüktür) bağlıdır (Tablo 44). Üst toprağın daha kumlu, organik maddece zengin, iri gözenekli Tablo 43.b. Toprağın hacim ağırlığının a) anakayaya ve toprak horizonlarına, b) yükseltiye ve toprak horizonlarına göre değişimi a) Hacim ağırlığının anakayaya ve toprak horizonlarına göre değişimi (g/lt) Horizonlar A h g/lt A el g/lt AB g/lt B ts g/lt BC g/lt C v g/lt 1 m²/1m (1m³ teki) hacim ağırlığı kg/m³ Kuvarsit 1) Toprak Nu Serisit şist 1) Toprak Nu Klorit şist 1) Toprak Nu Taşlı toprak 1) Kantarcı, M.D.1976 yayınlanmamış çalışma ve Kantarcı, M.D ) Kantarcı, M.D. 1980a Granit 1) Toprak Nu KuB 2) Toprak Nu B 2) Toprak nu AB 2) Toprak Nu b) Hacim ağırlığının yükseltiiklim kuşaklarına ve horizonlara göre değişimi (g/lt) (Kantarcı, M.D.1979 dan)* Horizonlar Yükselti İklim Kuşakları m m m m A h gr/lt A el gr/lt AB gr/lt B ts gr/lt BC gr/lt C v gr/lt Hacim ağırlığı kg/m³ (*) 1) Andezit anakayasından oluşmuş, Uludağ Göknarı ormanları altındaki topraklara ait ortalama değerler. 2) Yükselti arttıkça toprak daha fazla taşlı ve daha fazla organik maddeli bulunduğu için ince toprak miktarı daha az bulunmuştur. 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. Orman topraklarında toprak üstündeki ölü örtünün bulunuşu ve organik maddenin toprağa karışmış olması (A h horizonu) toprağın geçirgenliği bakımından çok önemlidir. Aynı şekilde toprak içindeki kanallar ve tüneller ile çatlak sistemi de (toprağın sekunder gözenekleritoprağın 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) sözkonusu olduğu yerlerde toprağın geçirgenliği ayrıca üzerinde durulması gereken özelliklerden biridir 43). Toprakların geçirgenliğinin anakaya özelliklerine göre de değişkenlik gösterdiği anlaşılmaktadır (Tablo 44). 43) Toprağın geçirgenliği ve erozyona kabiliyeti konusunda bak. Özyuvacı, N.1976.

18 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 bir takım 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. Tablo 44. Toprağın geçirgenliği ile anakaya, toprak derinliği, toprak türü ve organik madde miktarı arasındaki ilişki (Özyuvacı, N.1976 da verilmiş ortalama değerlerden derlenmiştir) Derinlik Kum % Toz % Kil % Toprak türü Kuvarsit (Kuvarsserisit şist) BK BK BK Granit Arkoz Neojen (Pliosen ağır balçığı) Kil şisti Kristalen şistler KuK KuK KuK BK BK BK BK K K BK K K BK BK K Geçirgenlik cm/saat Taş % Suyun verilmiş derinliği, sızma süresi Saat dakika Kaynak: Kantarcı, M. D Toprakta Suyu Tutan Kuvvetler (1) 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 23.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 23.a). Daha geniş gözeneklerde ise

19 TOPRAK VEYA KRİSTAL YÜZEYİ 123 (Ø > 10 mikron) su yerçekimi kuvveti ile sızmağa başlar (Şekil 23.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 KAPILAR SU ADHEZYON SUYU KOHEZYON SUYU KATI TANE SIZINTI SUYU M. Doğan Kantarcı Şekil 23.a. Toprak taneciklerinin yüzeyinde adhezyon ile tutulan su, tanecikler arasında kohezyon ile tutulan su ve geniş gözeneklerde sızıntı suyu. 2 H + H + Su dipolü ADHEZYON (Yüzey Çekimi) > 4.5 pf ( > 31 atm) KOHEZYON pf ( atm) SIZINTI SUYU YERÇEKİMİ < 2.5 pf (< 0.33 atm) M. Doğan Kantarcı Şekil 23 b. 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.

20 124 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. 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. 1) 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 44 cinsinden ifade edilir (Şekil 24). 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 45). Bu basit logaritma değerleri pf değerleri olarak tanımlanmaktadır 46). Böylece pf değerleri kullanılarak toprağın tuttuğu suyun tutulma gücü grafikler halinde ifade edilebilmektedir (Şekil 24). 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 24); 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. 44) 45) 46) 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 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.

21 Suyun Tutulma Kuvveti Gözenek Çapları, (mikron) 125 (atm) (pf) ,00 6, ,00 5, , ,50 HİGROSKOPİK SU SINIRI (0.06 ) ,00 KİL PÖRSÜME SINIRI, ( 0.2 ) 0.2 3,50 1 3,00 BALÇIK Kapilar su ,50 2,00 1,50 1,00 0,50 0,00 BALÇIKLI KUM KUM (Su çeşitleri) Higroskopik su su SIZMA SINIRI, (10 ) Yavaş sızan su Hızlı sızan su Gözeneklerdeki Su, (%) Şekil 24. Toprak gözeneklerinde tutulan su cinslerinin tutulmaemilme gücü ile gözenek çapları ve toprak türü arasındaki ilişki (Laatsch, W ile SchefferSchachtschabel 1956 dan derlenmiştir) 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 24). 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 24) 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 gözenekçatlak 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 24 ve 25).

22 126 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 molekülleri ile çok küçük çaplı gözeneklerde (< Ø 0.06) tutulan su higroskopik su (adsorpsiyon suyu) olarak tanımlanır. Higroskopik su 4.7 pf (50 atm) den daha yüksek güçlerle toprakta tutulur (Şekil 24). 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 (Şekil 24 deki eğrileri karşılaştırınız). 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. 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 5010 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 24). 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

23 127 toprakların kapillar su kapasiteleri de kum ve kireçsiz kil topraklarına göre daha fazladır (Şekil 24 de eğrileri karşılaştırınız ve toprak nemi bölümünde tarla kapasitesine bakınız). Buharlaşan su Adhezyon suyu (Higroskopik su) Kohezyon suyu (Kapillar su) Sızıntı suyu Durgun su Şekil 25. Toprak suyu çeşitleri. 3) SIZINTI SUYU Taban suyu M. Doğan Kantarcı Toprağın 10 µ dan geniş çaplı gözeneklerini dolduran su yerçekiminin etkisi ile sızar. Sızıntı suyun çapı 50 µ dan geniş gözeneklerde hızlı, çapı 5030 µ arasında oldukça yavaş ve çapı 3010 µ arasındaki gözeneklerde daha yavaş hareket eder (Şekil 24). Sızıntı suyu toprakta 2.5 pf (0.33 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 kesimkesim doygunluğa ulaşabilirler. Sızıntı suyu da üst toprak doygunluğa ulaşmadan alt toprağa ulaşamaz (Şekil 26 a). 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 (Şekil 26 b). Orman toprağında sızıntı suyunun hareketi toprağa ulaşabilen az miktardaki yağış sularının dahi toprağın derinliklerine (kök yayılış alanına) erişmesini ve ağaçların bu

24 128 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 (Şekil 26 c). Bu nedenle orman topraklarının oluştuğu anakayanın yapısı da sızıntı suyunun hareketinde ve bitkilerin bundan faydalanmasında etkilidir. 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 (Şekil 26 b ile Şekil 15 te m arasında ilişki kurunuz). Sızıntı suyunun demir bileşiklerini üst topraktan alt toprağa taşıması toprakta yıkanma ve birikme horizonlarının gelişimini ve bu horizonları ayırdetmemizi sağlar (Kantarcı, M.D.1979 a bakınız). Sızıntı suyunun yardımı ile toprağın kil bölümü de yukarıdan aşağı taşınıp birikir. Böylece üst toprakta kil bakımından bir fakirleşme, alt toprakta ise zenginleşme görülür (Kantarcı, M.D.1980 e bakınız). Sızıntı suyunun sözkonusu 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. YAĞIŞ VEYA SULAMA YAĞIŞ YAĞIŞ A p 1 A h 0 A h 0 B t A el AB B ts B v BC 2 BC BC C v C v a Tarla toprağı C n b Orman toprağı C v c Orman toprağı (Toprağın ıslanması 1.,2.,3...derinlik kesimlerini izler). (Çatlaklı olmayan anakayalar üstünde) (Çatlaklı anakayalar üstünde. Kireçtaşı v.b.) Şekil 26. Sızıntı suyunun toprak içindeki hareketi M. Doğan Kantarcı

25 129 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 27). Y A Ğ I Ş Y A Ğ I Ş Sızıntı suyu Yamaç taban suyu Kaynak Sazlık Bataklık Dere Geçirimsiz tabaka Taban suyu M. Doğan Kantarcı Şekil 27. Tabansuyu ile yeryüzü şekli ve geçirimsiz tabaka ilişkileri. 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 28). A h A el AB B ts BC G 0 G r Taban suyunun yükselmealçalma seviyeleri Taban suyu zonu (Kırmızı yatay çizgiler) (Griyeşilmavimsi renkte) Şekil 28. 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 29). Tabansuyunun toprak içinde yukarı doğru tırmanması toprağın taneliliğine (tekstürüne) bağlı olarak değişir. Tabansuyunun kapilarite ile yükselmesi kapilar gözeneklerin miktarına bağlıdır.

26 130 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 (Şekil 30, 37 ve 38 i karşılaştırınız). Şekil 29. Tabansuyu ve kapilar saçak. 5. DURGUN SU M. Doğan Kantarcı 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 (Fe 2 O 3 ) iki değerli demir oksitlere (FeO) indirgenmesi ile toprakta kırmızı (pas rengi) ve boz (griyeşilmavimsi yeşil) renkli bir mermer deseni görünümü ortaya çıkar. Boz renkli kesimler topraktaki üç değerli demir oksitlerin iki değerli demir oksitlere indirgendiği yerlerdir. Bu bozpas lekeli oluşum durgun suyun varlığının en belirgin göstergesidir. Bozpas 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 4 OH) dönüşür. Karbon daindirgenerek metan a (CH 4 ) dönüşür. Özellikle hidrojen sülfürün çürük yumurta kokusu durgunsu toprakları kazıldığında (ilkbaharda) belirgin olarak hissedilir. 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

27 131 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 (Şekil 30) (Fazla bilgi için bak. Kantarcı, M.D.1980a). Toprak Nu : 13 Yamaç şekli : Orta yamaç, Eğim : % 40, Bakı : Güney, Ormanın kapalılığı : %70 Anamateryal : Pliosen ağır balçığı Toprak tipi : Boz Esmer Orman Toprağı, Drenaj : Serbest Toprak Horizonu A h 04 A el 414 AB 1429 B ts 2954 BC 5490 C v 90 Kum (%) Toz (%) Kil (%) Toprak türü KuB B B AB AB AB Taşlılık (%) Derinlik (cm) Ağaç Dibinden Uzaklık,m P E K S I K S I K O R T A S E Y R E K Y O K Toprak Nu : 7 Yamaç şekli : Üst yamaç, Eğim : % 10, Bakı : Doğu, Ormanın kapalılığı : %90 Anamateryal : Pliosen kili Toprak tipi : Pseudogleyli Solgun Esmer Orman Toprağı Drenaj : Engellenmiş Toprak Horizonu A h 08 A el 826 B ts 2645 C ts / S d 45 Kum (%) Toz (%) Kil (%) Toprak türü AB AB K K Taşlılık (%) Derinlik (cm) Ağaç Dibinden Uzaklık, m P E K O R T A S I K S E Y R E K Y O K Şekil 30. Belgrad Ormanı nda pliosen tortullarından oluşmuş geçirgen bir toprak ile geçirimsiz bir durgun su (pseudogley) toprağında Çoruh Meşesi nin (Quercus petrea ssp. iberica syn. Q. dschrochensis) geliştirdiği kök sistemleri (Kaynak : M.D.Kantarcı 1980a).

28 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. 1) 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 26 da görüldüğü gibi farklı işletme ve farklı toprak özelliklerine göre değişiklik gösterir. Sızıntı suyu sızmağa devam edip sistem dışına çıkabilir (Şekil 26 c ve 27), taban suyuna veya durgun suya dönüşebilir (Şekil 27, 28). Suyun sıvı durumdaki hareketi genel olarak yukarıdan aşağı yerçekimi etkisinde olmakla beraber kapilar gözeneklerin etkisi ile aşağıdan yukarı (Şekil 29) veya yatay yönde de gelişebilir. Bu nedenle suyun sıvı olarak hareketini (1) iri gözenekçatlak 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 (infiltrasyonugeçirgenliği) arasında yakın ilişki vardır. Orman topraklarında çatlaktünel sistemi olmayan kesimlerden alınan toprak örneklerinde geçirgenlik ölçmeleri yapılmıştır. Farklı anakayalardan oluşan toprakların üst, orta ve alt kesimlerinden alınmış örneklerde kil oranı ile toprağın geçirgenliği arasında belirgin ilişkiler vardır (Tablo 44 ve Şekil 3l, 32, 33). Sözkonusu ilişkiler suyun sıvı durumdaki hareketinin toprağın kil miktarına veya toz+kil miktarına önemle bağlı olduğunu göstermektedir. Ancak toprağın derinliği ve üst toprak ile alt toprakta farklı iç yapı (strüktür) ve toprağın oluştuğu anakayanın cinsi de (anakayadan kazanılmış özellikler nedeni ile) suyun toprak içindeki hareketini belirgin olarak etkilemektedir. 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. Tablo 44 ile şekil 31 ve 32 nin incelenmesinden; toprağın orta ve alt kesiminin geçirgenliğinin pek az olduğu ve suyun çok yavaş sızabildiği sonucu elde edilmektedir. Bu sonuç orman topraklarındaki çatlaktünel sisteminin toprak suyunun hareketindeki önemini ortaya koymaktadır (Şekil 26b). Sızıntı suyunun yukarıdan aşağı doğru hareketi toprakların yıkanmasını ve yıkanmabirikme zonlarının oluşumunu sağlayan başlıca etkendir (Şekil 26b de horizonlar). Suyun kapilar gözeneklerdeki hareketi ise yerçekiminin etkisine bağlı olarak 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 (Şekil 26 ve 29). Diğer bir deyimle su kapilar gözeneklerde alçak pf gücü ile tutulduğu bölgelerden yüksek pf ile tutulabileceği bölgelere doğru hareket eder. Bu hareket orman topraklarında çatlaktünel sistemi ile derinlere ulaşan sızıntı suyunun yatay yönde yayılmasını ve kök sisteminin sudan yararlanmasını sağlar (Tablo 26b).

29 Geçirgenlik, (cm/saat) Geçirgenlik, (cm/saat) V I : ARKOZ TOPRAKLARI II : GRANİT TOPRAKLARI III : KİL ŞİSTİ TOPRAKLARI IV : KRİSTALEN ŞİST TOPRAKLARI V : KUVARS SERİZİT ŞİST TOPRAKLARI VI : PLİOSEN AĞIR BALÇIĞI TOPRAĞI II A : 0 10, 0 15, 0 20 B cm: 10 30, 15 40, 20 50/60 C cm: 30 90, , , cm 40 I Kil, (%) VI IV Şekil 31. Farklı anakayalardan oluşmuş orman topraklarında değişik derinliklerdeki geçirgenliğin kil oranına bağlılığı (Kaynak : N.Özyuvacı 1976 da verilen ortalama değerlerden derlenerek çizilmiştir). 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 (Şekil 29 kapilar saçak). Suyun kapilarite ile yatay yönde yayılmasının da bitki besin maddelerinin kök sisteminin çevresine taşınmasında etkisi vardır. III M. Doğan Kantarcı Org.mad. : Üst toprak kesimi % 8 15 : Orta toprak kesimi % 6 10 : Alt toprak kesimi % < Ø 20 (0,02 mm) Toz + Kil (%) M. Doğan Kantarcı Şekil 32. Farklı anakayalardan oluşmuş orman topraklarında üstorta ve alt toprak kesimlerindeki geçirgenliğin toz + kil oranına bağlılığı (Kaynak : N.Özyuvacı 1976 da verilmiş ortalama değerlerden derlenerek çizilmiştir).

30 [G], Geçirgenlik, (cm/saat) [G], Geçirgenlik, (cm/saat) [G], Geçirgenlik, (cm/saat) GRANİT 020 cm Kumlu Killi balçık KUVARSİT 0 10 cm Killi balçık 0 10 cm Kumlu killi balçık cm Kumlu killi balçık G > 25 (Çok hızlı) [G] = 22,313[K] + 770,98 r = G > 25 (Çok hızlı) [G] = 5E+27[K] 16,584 r = < G < 25 (Hızlı) < G < 12.5 (Orta) [K], Kil, (%) [K], Kil, (%) G > 25 (Çok hızlı) 12.5 < G < 25 (Hızlı) KRİSTALİN ŞİST 0 15 cm (Killi balçık) cm (Killi balçık) cm (Kil) 1 0, < G < 12.5 (Orta) < G < 0.50 (Yavaş) r = 0,507 [G] = 2,81E+06[K] 4,3017 r = G < (Çok yavaş) 0, [K], Kil, (%) M. Doğan Kantarcı Şekil 33. Toprağın su geçirgenliği ile kil oranı arasındaki ilişki (Kaynak: Özyuvacı, 1976 da verilen değerlerden derlenerek çizilmiştir).

31 135 Kapilarite ile taban suyu belirli bir yüksekliğe kadar ulaşabilir. Bu nedenle derinlerdeki taban suyundan kapilarite ile suyun yükselmesi ve kök sistemine ulaşması her yerde ve her toprakta mümkün olamayabilir. 2) TOPRAK SUYUNUN BUHAR HALİNDE HAREKETİ Toprak yüzeyinin ısınması ile sıvı durumdaki su buharlaşır ve atmosfere geri döner. Toprak içindeki çok iri gözeneklerde ve çatlaktünel sistemindeki hava su buharı ile doygundur. Toprağın yaz devresinde veya gündüz ısınması toprak suyunun da buharlaşıp toprak havasına geçmesini ve çatlaktünel 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 alışverişi). 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 ağırbalçık ve kil topraklarında da görülmektedir. Yaz mevsiminin kurak geçtiği bölgemizde özellikle kil ve ağırbalçık topraklarında derin çatlak sisteminin gelişmesi toprak suyunun daha derinlerde buharlaşmasına ve çatlak sisteminden yukarı hareketle atmosfere ulaşmasına sebep olmaktadır (Şekil 29 ve 34) 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 34a). 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 safhasından geçerek Fe 2 O 3 çökeleklerini (demir konkresyonları) oluştururlar (Şekil 34b). 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 (Bkz. Bölüm Mangan oksitler) Kurak mıntıkalarda derinde tuz yoğunlaşmasının sözkonusu olduğu topraklarda da buharlaşma zonunda tuz çökeleklerinin oluşumu gözlenir. Kurak mıntıkalarda tuz birikimi toprak yüzeyinde de görülür (KonyaKarapınar 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 34c ve d).

32 136 A h A h B v A el AB/S w BA /S w DEMİR ÇÖKELEKLERİ (Buharlaşma zonu) B Ca KİREÇ ÇÖKELEKLERİ B ts /S w SUYUN KAPİLAR YÜKSELMESİ C v SUYUN KAPİLAR YÜKSELMESİ BC /S d C v / S d a) Trakya da Kepirtepe (Lüleburgaz) çamlığında miosen marn anamateryalinden oluşmuş bir karakepir (vertisol) toprağında suyun buharlaşma zonunda kireç çökeleklerinin bulunuşu. b) Belgrad Ormanı nda (Bahçeköyİstanbul) meşe ormanı altındaki bir durgun su toprağında (pseudogleyli BozEsmer Orman Toprağı) suyun buharlaşma zonunda demiroksit çökeleklerinin (demir konkresyonları) bulunuşu (Kantarcı, M.D.1980,Top.nu.25). SULAMA SUYU TUZ BİRİKİMİ A p ÇATLAK SİSTEMİ A p SULAMA SUYUNUN KAPİLAR YÜKSELMESİ B t KİREÇLİ VE TUZLU ÇÖKELEKLERİ B t KİREÇLİ VE TUZLU ÇÖKELEKLERİ C v SUYUN KAPİLAR YÜKSELMESİ C v TABAN SUYUNUN KAPİLAR YÜKSELMESİ c) Tuz çökeleklerinin toprak içinde buharlaşma zonunda birikmesi (İç Anadolu da Karapınar tarla toprağı. A p : Pulluk zonu). d) Tuz çökeleklerinin toprak yüzeyinde birikmesi (kurak mıntıkada tuzlu toprakların yetersiz sulanmasının sonucu). M. Doğan Kantarcı Şekil 34. 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 kırılmasıbozulması üst toprağın bir yalıtım zonu görevi görmesini sağlar. Alt toprağa ulaşmış olan çatlaklarda su buharlaşsa bile çapalanmış kesimi (yalıtım zonunu) kolayca geçip atmosfere ulaşamaz. Gece ile gelen serinlik etkisi buhar halinde toprak havasını doyurmuş olan suyun tekrar sıvı haline dönüşmesini sağlar. Tarımda çapa bitkilerinin yetiştirildiği toprakların çapalanması ile üretim yükseltilebilmektedir 47). 47) Çapa bitkilerini yetiştirenler arasında iki çapa bir su deyimi yaygındır. Bu söz iki defa çapa yapmanın bir defa sulama yerine geçtiğini ifade eder.

33 Boy, cm 137 Ormancılıkta da fidanlıklarda (özellikle kavak fidanlıklarında), kavaklıklarda (pulluk ve diskaro ile), ağaçlandırma alanlarında (pulluk, diskaro veya çapa ile) üst toprağın işlenmesi toprak suyunun buharlaştığı çatlak sistemini kırmakta ve fidanların daha hızlı büyümelerini sağlamaktadır 48) (Şekil 35). Y a ş Dikim aralığı boy cm Biberler boy cm Dikilitaş boy cm Biberler Dikilitaş Dikim aralığı Açıklamalar: Dikim aralığı denemesi: Toprak işlenmemiş, dikim aralığı 3 x3 m çukur dikimi. Biberler mevkii ağaçlandırması: Toprak riper pullukla işlenmiş, dikim aralığı 3 x 3 m, 1. yıl 3 defa, 2. yıl 2 defa çapalanmış Yaş Dikilitaş mevkii ağaçlandırması: Toprak riper pullukla işlenmiş, dikim aralığı 3 x 3 m, 1. yıl 3 defa, 2. yıl 2 defa, 3. yıl 1defa çapalanmış. M. Doğan Kantarcı Şekil 35. Toprak işlemesi ve çapalamanın Kızılçam fidanlarının boylanması üzerine etkisi (AntalyaKurşunlu ağaçlandırma alanı) (Kantarcı, M. D. 1985) Toprak Nemi Toprak suyu sızıp gittikten sonra toprağın kapilar gözeneklerinde tutulan kapilar su ile adhezyon gücü ile tutulan higroskopik su toprakta kalır. Bitkilerin kapilar gözeneklerdeki suyu alabildikleri, buna karşılık higroskopik suyu alamadıkları daha önce belirtilmiştir. Bitkitoprak suyu ilişkilerinin incelenmesinde pratik amaçlar için toprağın faydalanılabilir nem miktarının bilinmesi gerekmektedir. Bu nedenle toprak nemi toprak suyu çeşitlerinden ayrı bir bölümde incelenmiştir. Toprak neminin tayininde kullanılan yöntemlerle elde edilen sınır değerleri toprak suyunu tutan güçlerin sınır değerlerine pek yakındır. Bu nedenle higroskopik 48) Üst toprağın çapalanması ile bir yandan çatlak sisteminin kırılarak bir yalıtım zonu oluşturulmasını sağlamakta, öte yandan yabani otlar da uzaklaştırılarak toprak suyunu kullanan bitki sayısı azaltılmaktadır. Burada konumuzun özelliği nedeni ile çapalamanın çatlak sistemi üzerindeki etkileri anlatılmıştır.

34 138 Toprak nemi aşağıdaki bölümlerde incelenmiştir. (1) Higroskopik nemi (2) Solma sınırı (pörsüme sınırı) (3) Tarla kapasitesi (1) Higroskopik Nem Higroskopik nem çapı 0.06 mikrondan küçük gözeneklerde ve 4.7 pf den (5 atmosfer) daha yüksek güçlerle tutulan toprak suyudur. Pratik olarak 105ºC ta toprağın tutmakta olduğu nem higroskopik nem olarak kabul edilir. Ancak kil miktarındaki artış higroskopik nem miktarının da artmasına sebep olur. Bu nedenle kum topraklarından kil topraklarına doğru higroskopik nem oranı artar (Şekil 24). Toprağın içerdiği katyonlar da higroskopik nem oranının artmasına sebep olurlar. Higroskopik nem toprakta pörsüme sınırındaki nemden daha yüksek bir güç ile tutulduğu için bitkitoprak suyu ilişkilerinde önemsizdir. Ancak toprak analizlerinde elde edilen bütün sonuçlar 105ºC ta kurutulmuş toprak için verilir. (2) Solma Sınırı (Pörsüme Sınırı) Bitki kökleri en fazla 4.2 pf (15 at) lik bir emme gücü ile toprak suyunu alabilirler. Kökler daha yüksek bir emme gücü geliştiremezler. Bu noktada toprağın içerdiği nem miktarı solma sınırındaki veya pörsüme sınırındaki nem olarak tanımlanır. Solma sınırında toprak suyu çapı 0.2 mikrondan daha küçük gözeneklerde tutulur. Solma sınırındaki toprak nemi toprağın tane çapına yani kil miktarına dolayısıyla toprak türüne bağlı olarak değişir (Şekil 24 ve 26). Toprakta bitkiler tarafından alınabilir (faydalanılabilir) su kapasitesinin hesabında solma sınırındaki nemin bilinmesi çok önemlidir (bak. bitkitoprak suyu ilişkileri). Solma sınırının tayininde eskiden Ayçiçeği bitkisi kullanılmıştır. Ayçiçeği yapraklarının pörsümeğe başladığında toprağın sahip olduğu nem solma sınırındaki nem olarak kabul edilmiştir. Sarıçam köklerinin de ayçiçeği kökleri kadar yüksek bir emme gücü geliştirebildiği bildirilmiştir (SchefferSchachtschabel 1970). Daha sonraları gelişen teknik aletler ile solma sınırındaki nemin tayini basınç kullanarak daha kısa sürede yapılmaktadır. (3) Tarla Kapasitesi Tarla kapasitesi sızıntı suyu topraktan sızıp ayrıldıktan sonra kapilar gözeneklerde tutulan suya eşdeğer nemi ifade etmektedir. Tarla kapasitesindeki nem toprakta 2.5 pf (0.33 at) lik bir güç ile tutulan suya eşdeğerdir. Yani toprakta kapilarite ile tutulan suyun üst sınırına eşdeğer nem tarla kapasitesi olarak tanımlanmaktadır (Şekil 24). Tarla kapasitesi sınırındaki toprağın nem durumu uygulamada toprağın tavda olması şeklinde ifade edilir. Toprağın tavda olması deyimi ile; yağış veya sulama suyunun fazlasının

35 Katı Kısım (Toprağın Tane Yapısı), (%) 139 topraktan sızıp ayrılmasından sonra toprağın kürek, çapa, kazma veya pulluk gibi işleme aletlerine yapışmadan işlenebilir durumda olması belirtilmektedir. Kumlu topraklar, organik maddece zengin topraklar veya iyi kırıntılanmış topraklar iri çaplı gözeneklere sahip oldukları için suyu hızla sızdırarak tarla kapasitesindeki nem sınırına (tav durumuna) ulaşırlar. Buna karşılık toprakta kil oranının artması, organik maddenin azalması veya toprağın kırıntılı yapısının bozulması ile gözenek çapları küçüldüğü için geçirgenlik azalır ve tarla kapasitesindeki nem sınırına da geç ulaşılır. Toprağın tarla kapasitesindeki nem miktarı kil oranına bağlı olarak kum topraklarından kil topraklarına doğru artar (Şekil 24 ve 36) BKu KuB KuKB B BK K 4 KİL BÖLÜMÜ TOZ BÖLÜMÜ KUM BÖLÜMÜ Sıvı Kısım, (mm/m 3 =lt/m 3 ) SIZINTI SUYU FAYDALANILABİLİR SU FAYDALANILAMAYAN SU TARLA KAPASİTESİ SOLMA SINIRI 0 BKu KuB KuKB B BK K M. Doğan Kantarcı Şekil 36. Toprak türleri ile toprak nemi sınırları arasındaki ilişki (M. D. Kantarcı 1980 den derlenmiştir). Tarla kapasitesi sınırındaki nem miktarı geçirgen (serbest drenajlı) topraklar için sözkonusu edilmelidir. Durgun su toprakları ile taban suyu topraklarında çapı 10 mikrondan iri gözeneklerin de su ile dolu durumda bulunmasından dolayı tarla kapasitesi sınırının çok üstüne çıkılır.

36 140 Tarla kapasitesinde ve solma sınırında toprağın tuttuğu nem 105ºC ta kurutulmuş toprak ağırlığına göre % olarak veya birim hacımdaki (100 cm³, 1 lt veya 1 m³ gibi) toprağın tuttuğu nem miktarı (gr veya mm) olarak verilir. Bitkitoprak suyu ilişkileri bakımından ve yetişme ortamı birimlerinin sınıflandırılmasında toprağın birim hacımda tuttuğu su miktarı daha önemlidir (Fazla bilgi için bak. Kantarcı, M.D.1980). Tarla kapasitesi sınırında toprağın tuttuğu nem miktarının tayini için toprak yerçekiminin 1000 misline eşit bir güç ile santrifüje edilmektedir. Santrifüj ve tartma imkanlarının olmadığı durumlarda toprağın tane çaplarına ait oranlar belirli katsayılarla çarpılarak tarla kapasitesi sınırına eşdeğer nemi hesaplamak mümkündür. Özellikle organik maddece fakir topraklar için tarla kapasitesine eşdeğer nemin hesabında aşağıdaki formülleri kullanılmak uygun olur (Taşsız topraklar için). Tarla kapasitesine eşdeğer nem = [kum] [Toz] [kil] Bitki Toprak Suyu İlişkileri Serbest drenajlı (süzek) topraklarda bitkiler tarla kapasitesi sınırı (2.5 pf = 0.33 atm) ile solma sınırı (4.2 pf = 15 atm) arasında kapillar gözeneklerde (Ø µ) tutulan sudan faydalanabilirler (Şekil 24). Bu nedenle serbest drenajlı (süzek) toprakların bitkiler için faydalanılabilir su kapasitelerinin hesabı tarla kapasitesi sınırındaki nem miktarından solma sınırındaki nem miktarının farkı alınarak bulunur. Faydalanılabilir su kapasitesi (FSK) = Tarla kapasitesi sınırındaki nem (TK) Solma sınırındaki nem (SN) Toprakta kil oranı arttıkça tarla kapasitesi sınırındaki nem miktarı artmaktadır (Şekil 36). Bu durumda killi toprakların daha fazla su depo ettikleri ve bitkilere daha fazla su verebilecekleri zannedilir. Gerçekte durum böyle değildir. Solma sınırındaki nem miktarının killi topraklarda çok yüksek olması killi toprakların faydalanılabilir su kapasitelerinin azalmasına sebep olmaktadır (Şekil 36). Toprak neminin toprağın tane yapısına ve türüne göre tarla kapasitesi sınırında (pf 2.5) ile solma sınırında (pf 4.5) çizdiği eğriler balçık topraklarının en fazla faydalanılabilir su kapasitesine sahip olduklarını göstermektedir. Kumlu balçık ve balçıklı kum toprakları ile balçıklı kil ve kil topraklarında faydalanılabilir su kapasitesi balçık topraklarından daha azdır (Şekil 36). Toprağın gözenek hacminin (özellikle Ø µ arasındaki gözenekler) arttırılması tarla kapasitesinin de artmasını sağlar. Bu amaçla toprak işlenir. Ancak toprak işlemesinin çok iri kesekler ve bloklar bırakmayacak şekilde ve toprak tavda iken yapılması gerekir. Bu nedenle pulluk ile sürülen toprak daha sonra diskaro ve tırmık veya toprak frezesi ile işlenir. Ormancılıkta fidanlıklarda, kavaklıklarda ve ağaçlandırma alanlarında toprak işlemesi yapılarak toprağın tarla kapasitesinin arttırılması yoluna gidilmektedir. Böylece toprağın gözenek hacmi ile birlikte faydalanılabilir su kapasitesi de artmaktadır. Ağaçlandırma alanlarında toprak işlemelerinin olumlu sonuçları alınmıştır (Şekil 35) (Daha geniş bilgi için bak. Kantarcı, M.D. S. Koparal 1984 ve Kantarcı, M.D.1984). Ancak ağaçlandırma alanlarında yapılacak toprak işlemelerinde kullanılacak yöntemin ve makine ile ekipmanlarının toprağın özelliklerine göre seçilmesi gerekmektedir (Bak.Kantarcı, M.D.1982 b). Kurak mıntıkalarda yapılan terasların, kanallı teras 51) olarak kazılması ile toprağın su tutma kapasitesi arttırılmakta ve ağaçlandırmalarda başarı oranı yükselmektedir (Bak.Kantarcı, M.D.1986b).

37 141 Toprağın organik madde miktarı da tarla kapasitesindeki nem sınırını yükseltmektedir. Özellikle kum topraklarının faydalanılabilir su kapasitelerinin arttırılması için bu topraklara organik madde karıştırılır. Kireçsiz killerin kireçlenmesi ile sağlanacak olan kırıntılı toprak yapısı çapı µ arasındaki gözenekleri arttırdığı için bu toprakların hem havalanması sağlanabilmekte, hem de faydalanılabilir su kapasiteleri arttırılabilmektedir. Toprağın solma sınırında ve tarla kapasitesinde tutacağı nem miktarı toprağın kil oranına ve dolayısıyla toprak türüne bağlı olmakla beraber, aynı zamanda kil mineralinin cinsine, toprağın organik madde miktarına, kireçli olup olmayışına, taşlılığına ve köklenme sıklığına göre değişen gözenek hacmine ve gözeneklerin çaplarına da bağlı olarak değişir. Bu nedenle; aynı toprak türünde fakat farklı özelliklerdeki topraklarda farklı tarla kapasitesi ile solma sınırı değerleri ve bunlara bağlı olarak farklı faydalanılabilir su kapasitesi değerleri elde edilmiştir. Ayrıca bir toprak türünün kil oranı sınırları oldukça geniş olduğundan aynı toprak türünde fakat farklı tane çapı karışımındaki (tekstürdeki) toprakların faydalanılabilir su kapasiteleri de farklı bulunmaktadır (Şekil 18 ve 19 ile ilişki kurunuz). Belgrad Ormanı topraklarından elde edilen ortalama değerler şekil 36 da verilmiştir. Toprakta bitki köklerinin ulaşabildiği derinlikteki taban suyu veya taban suyunun kapilar saçağı kurak yaz döneminde bitkilerin su ihtiyacının karşılanmasını sağlar. Özellikle kavaklıkların kurulacağı alanlarda taban suyunun derinliği ve yaz dönemindeki durumu çok önemlidir. Durgun su bitki köklerinin gelişmesini engellediği için sığ kök sistemlerinin oluşumuna sebep olur. Bu nedenle durgun su topraklarının serbest drenajlı olan üst kesimindeki su kökler tarafından kullanılır. Alttaki durgun su zonunda birikmiş olan su ancak kapilarite ile üst toprağa (S w ) yükselebildiği oranda kökler tarafından kullanılır. Ancak bu kapilar su yetersiz kalır. Çünkü suyun durgunlaştığı horizonda (S d ) gözenek çapları genellikle çok küçüktür(< 0.2 µ). Bu gözeneklerdeki su ölü su olup, kapilarite ile hareket edemez. Bu nedenle durgun su topraklarının bulunduğu yetişme ortamları değişken nemli olarak tanımlanır. Toprak suyunun bitkiler tarafından kullanılması kök sisteminin derinliği ile ilgilidir. Sığ köklü bitkilerin yer aldığı alanın toprakları ile baltalık orman altındaki topraklarda suyun yıl içinde kullanımı şekil 37 de verilmiştir. Şekil 37 nin incelenmesinden derin köklü bitkilerin (orman ağaçları vb.) toprakta derinlerde depo edilen suyu daha fazla kullandığı anlaşılmaktadır. Sığ köklü bitkiler (otlar vb.) ancak üst toprakta depo edilmiş olan suyu kullanabilmektedirler. Alt topraktaki suyun kapilarite ile üst toprağa ulaşması ise sınırlı kalmaktadır. Orman altında toprak suyunun kullanımı ve yıl içindeki değişimi mevsimlere olduğu kadar toprak özelliklerine de bağlılık göstermektedir (Şekil 38). Kış aylarında artan yağışlar ve düşen sıcaklık suyun toprakta birikmesini sağlamaktadır (buharlaşma ve terleme azalıyor). Yaz aylarında ise yağışın azalması buna karşılık bitkilerin su kullanımının (terleme) ve buharlaşmanın (toprak yüzeyinden) artması topraktaki su miktarının da azalmasına yol açmaktadır (Şekil 37 ve 38). Ancak topraktaki suyun kullanılması toprak horizonlarının veya toprak tabakalarının tekstürüne ve toprağın genetik gelişim durumuna (toprak tipi) bağlı olarak değişmektedir. Süzek (serbest drenajlı) topraklarda ağaçlar köklerini derinlere ulaştırabildikleri için yaz döneminde derinlerde depo edilmiş suyu da emip kullanabilmektedirler (Şekil 38a ve c de SolgunEsmer Orman Toprakları). Buna karşılık drenajı engellenmiş olan topraklarda kökler durgun su zonunda yeterince gelişemedikleri için

38 142 (hava azlığıtoprak havası bahsine bakınız) burada depo edilmiş suyu kullanamamaktadırlar. Bu nedenle üst topraktaki su kökler tarafından kullanıldığı için üst toprak kurumakta fakat alt toprak ıslak kalmaktadır (Şekil 38b ve d pseudogley toprakları). Suyun yeryüzü şeklinin de etkisi ile durgunlaştığı stagnogley topraklarında ise toprak suyunun yıl içindeki değişimi daha azdır ve toprak devamlı ıslak kalabilmektedir (Şekil 38e ve f). Şekil 37. Fotokopi olarak metine yerleştirilecek Şekil 37. Kristalen şist anakayasından oluşmuş topraklarda fayadalanabilir toprak suyunun baltalık ormanı altında ve açık alanda aylara göre değişimi (Kaynak: N. Özyuvacı 1976 grafik 24 ve 25 den derlenmiştir.)

39 Yağış, (mm) Yağış, (mm) Yağış, (mm) H 2 O (%) a) Solgun Esmer Orman Toprağı (Ladin Ormanı altında) 0 cm cm 40 H 2 O (%) c) Solgun Esmer Orman Toprağı (Göknar Ormanı altında) 0 dm dm 4 H 2 O (%) e) Stagnogley (Fundalık altında) 0 cm cm d) Pseudogleyli Solgun Esmer Orman Toprağı f) Turba Stagnogleyi (Sphagnum Turbası) b) Pseudogley M. Doğan Kantarcı (Ladin Ormanı altında) Şekil 38. Serbest drenajlı SolgunEsmer Orman Toprağı ile engellenmiş drenajlı (Göknar pseudogley Ormanı altında) ve stagnogley topraklarında toprak suyunun (Hacimce %) aylara göre değişimi (Kaynak : H.P. Blume 1968 şekil 4, 30 ve 35 ten derlenmiştir).

40 Toprak Havası Toprak suyu tarafından doldurulmamış boş gözeneklerde bulunan hava toprak havası olarak tanımlanır. Toprak gözenekleri yağışlı (kış ve ilkbahar) mevsimlerde daha çok toprak suyu ve daha az toprak havası ile doldurulmuşlardır. Yağışın az olduğu ve vejetatif faaliyetin arttığı yaz döneminde ise gözeneklerdeki su azalır, hava miktarı artar. Serbest drenajlı topraklarda nem miktarı tarla kapasitesi sınırına ulaştığında mevcut toprak havası da hava kapasitesi olarak kabul edilir. Toprağın hava kapasitesi iri çaplı (> Ø 10 µ) gözeneklerin hacmine bağlıdır ve % 540 arasında değişir. Tarla kapasitesindeki toprağın hava kapasitesi % 1525 arasında bulunuyorsa, bu toprağın iyi havalandığı kabul edilir (Irmak, A den). Toprak havası toprak içinde organik ve anorganik maddelerin ayrışması ve yeni kimyasal oluşumlar için gereklidir. Toprak içinde yaşayan mikroorganizmalardan aerob olanlar, toprak hayvancıkları ve bitki kökleri de solunum için toprak havasına muhtaçtırlar. Toprakta havalanmanın yetersiz oluşu anaerobik yaşama ortamı şartlarının gelişmesine sebep olur. Birçok organizma ve orman ağaçlarının kökleri ise anaerobik şartlarda yaşayamazlar veya gelişemezler Toprak Havasının Bileşimi Toprağın havasının bileşimi atmosferdekinden özellikle CO 2 ve O 2 oranı bakımından farklıdır. Toprak havasında oksijen miktarı % 20 civarında, karbondioksit miktarı ise % arasında bulunmaktadır (Tablo 45). Ancak ıslak dönemde veya üst toprağın donduğu yerlerde veya vejetatif faaliyetin arttığı yaz aylarında alt topraktaki havanın CO 2 oranı % 5 7 ye kadar yükselebilir. Özellikle durgun suya sahip kil topraklarında oksijenin oranı da % 5 e kadar düşebilir (Şekil 39). Toprak havasındaki nem oranı da açık havadakinden daha yüksektir. Tablo 45. Toprak havasının bileşimi (hacım olarak %) Bileşenler O 2 N 2 CO 2 Toprak havası % 20.6 % 79.2 % Açık hava (Atmosfer) % % 79 % 0.03 Kaynak : 1) Russel ve Appleyard 1955 e göre Irmak, A ) SchefferSchachtschabel (1970). Toprakta yaşayan mikroorganizmaların ve bitki köklerinin solunumu ve organik maddelerin ayrışması toprak havasının CO 2 ce zenginleşmesine sebep olur. Toprak havasındaki CO 2 ve O 2 oranları toprağın türüne ve mevsimlere göre belirgin değişiklikler gösterebilir (Şekil 39).

41 CO2 ve O2, (%) CO2 ve O2, (%) Ay 30 cm Kumlu balçık toprağı (Elma bahçesinden) Tozlu balçık toprağı (Elma bahçesinden) Şekil 39. Toprak havasında CO 2 ve O 2 oranının 30 cm ve 90 cm derinlikte aylara göre değişimi (Kaynak : SchefferSchachtschabel 1970). Orman ve tarım alanlarından yılda toplam 4000 m³/ha CO 2 in atmosfere ulaştığı bildirilmektedir. Bu miktarın 2/3 ü toprak organizmalarının faaliyetinden, 1/3 ü ise kök solunumundan kaynaklanmaktadır. Tabii bu CO 2 üretimi; toprağın türüne, toprağın suhava ekonomisine, mevsimlere, arazinin kullanımına, gübrelemeye ve bitki örtüsünün tür bileşimi, kök sisteminin derinlemesine saçaklanmış olması ile yapısına bağlı olarak değişiklik göstermektedir. Örnek olarak orman toprağında yaz döneminde CO 2 üretimi 513 m³/ha/saat olduğu halde, tarım topraklarında ancak 13 m³/ha/saat arasındadır (Scheffer/Schachtschabel 1970) Toprağın Havalanması Ay 90 cm Toprak suyunun miktarı ve hareketi kadar toprak havasının da miktarı ve hareketi çok önemli etkiler yapar. Toprak havasının hareketsizliği, azlığı veya toprak havasındaki oksijen miktarının azalıp CO 2 ile diğer gazların artması gerek toprağın genetik gelişimi, gerekse bitkilerin yaşaması ve verimliliği için üzerinde önemle durulması gereken özelliklerdir. Toprak havasındaki CO 2 fazlalığı buna karşılık O 2 azlığı, atmosferde ise CO 2 azlığı, O 2 fazlalığı ve toprak havası ile açık hava (atmosfer) arasındaki sıcaklık farkları toprak ve atmosfer arasında gaz alışverişine sebep olmaktadır. Toprak havası ile atmosfer arasındaki bu karşılıklı yerdeğiştirmeler toprağın havalanması veya toprağın solunumu veya gaz (difüzyonu) girişçıkışı olarak isimlendirilir. Sözkonusu edilen gaz alışverişinden başka; rüzgârın etkisi, toprağa yakın hava tabakasında basıncın değişmesi, sıcaklık etkisi ile toprak suyunun buharlaşması veya vejetatif faaliyetle toprak suyunun kökler tarafından emilmesi ve yağış (kar erimesi dahil) ile toprağa suyun sızması olayları da toprağın havalanmasını sağlarlar. Toprağın havalanması ve havalanmanın mevsimlik değişimi ile toprak türü arasında önemli ilişki bulunmaktadır (Şekil 39). Kumlu toprakların havalanması killi topraklardan daha kolaydır. İri gözenekli topraklar olan kumlu topraklar ile iyi kırıntılanmış topraklarda gözenek hacmi az olmasına rağmen iri gözenekler çok olduğu için bunlarda hava oranı daha fazla olduğu gibi bu toprakların havalanması da yeterlidir. Buna karşılık ince taneli (killi, tozlu) topraklar ile masif yapıdaki topraklarda gözenek hacmi fazla olmasına rağmen iri gözenekler az olduğu için bunlarda hava oranı daha az ve havalanma daha güçtür (Tablo 45). Suyun toprakta durgunlaşması da toprağın havalanmasında güçlükler yaratmaktadır. Tarla

42 135 kapasitesindeki toprağın hava kapasitesi, toprak türüne göre önemli farklar göstermektedir (Şekil 22 ve Tablo 46). Üst toprağın gözenek hacminin fazlalığı ve iri gözeneklerin daha fazla oluşu da toprağın gözenek hacminin ve buna bağlı olarak hava kapasitesinin derinlikle değişimine sebep olmaktadır (Tablo 43a yaşlı meşcere toprağı). Tablo 46. Toprağın hava kapasitesinin toprak türüne göre değişimi (SchefferSchachtschabel 1970 ten) Toprak Türü Toprağın hava kapasitesi (hacmen %) (Tarla kapasitesi doygunluğunda) Kum Toprağı % 3040 Balçık Toprağı % 1025 Kil Toprağı % 515 (veya daha da az) NOT : Tarla kapasitesi doygunluğunda kapilar gözenekler 0,2 10 mikron su ile doymuştur. Burada verilen hava kapasitesi çapları 10 mikron dan büyük olan iri ve çok iri gözeneklerdeki havadır (M. D Kantarcı). Toprakta suyun depolandığı kış mevsiminde hava kapasitesi azalmakta, suyun buharlaştığı ve kökler tarafından emildiği yaz mevsiminde ise hava kapasitesi artmaktadır (Şekil 40a ve c ile şekil 38a ve c yi karşılaştırınız). Serbest drenajlı topraklarda toprağın hava kapasitesi engellenmiş drenajlı pseudogley ve stagnogley topraklarındakinden daha fazladır. Drenajın engellendiği ve durgunsuyun oluştuğu pseudogley ve stagnogley topraklarında üst toprağın suyu kökler tarafından emilip alındığı ve yerini hava doldurduğu halde, alt topraktaki ıslaklık yaz aylarında dahi devam etmekte ve alt toprağın hava kapasitesi artmaktadır. Şekil 40 ta serbest drenajlı SolgunEsmer Orman Toprağı (a ve c) ile engellenmiş drenajlı pseudogleyli Solgun Esmer Orman Toprağı (d) ve tam engellenmiş drenajlı pseudogley toprağı (b) ve Stagnogley toprağında (e) toprak havasının yıl içindeki değişimi karşılaştırılmıştır. Aynı topraklarda su miktarının yıl içindeki değişimi (Şekil 38) hava miktarının değişimi ile karşılaştırılırsa durgunsu topraklarında ıslak horizonların hava kapasitesinin yaz aylarında da yetersiz olduğu sonucu ortaya çıkar. Aynı topraklarda oksijen girişinin 49) yıl boyunca derinliğe göre durumu karşılaştırıldığında, serbest drenajlı solgunesmer orman toprağı ile engellenmiş drenajlı pseudogley ve stagnogley toprakları arasında özellikle 3040 cm derinlikte önemli farkların sözkonusu olduğu anlaşılmaktadır (Şekil 41). Toprağın oksijen miktarının üst toprakta daha fazla oluşunun sebebi, üst toprağın havası ile açık hava (atmosfer) arasındaki gaz alış verişinin kısa mesafede gerçekleşebilmesidir. Alt toprakta ise havanın girişi için mesafe uzadığından serbest drenajlı topraklarda bile oksijen diffüzyonu (girişi) azalmaktadır. Şekil 41 de solgunesmer orman toprağına 80 cm derinlikte oksijenin girişinin azlığı alt toprağın ıslaklığına değil derinliğin etkisine bağlıdır. Bu nedenle alt toprakta CO 2 oranı daha artmaktadır. Toprağın yeterince havalanmadığı durumlarda toprak içindeki organizmaların yaşama şartları ile ayrışma olaylarında önemli değişiklikler sözkonusudur. Serbest drenajlı topraklarda havalanma yeterli olduğu için aerob mikroorganizma toplumları ile toprak hayvancıkları ve bitki kökleri solunum yapabilirler. Ancak durgunsu topraklarında havalandırma yetersiz olduğu için buralarda anaerob mikroorganizmalar yaşayabilir. Anaerob organizmalar ve durgunsu ortamına kısmen dayanabilen köklerin solunumu ile toprakta CO 2 49) Oksijen oranı platin elektrod ile toprağın redoks potansiyeli ölçülerek bulunur. Redoks potansiyeli azaldıkça toprak ıslaklığı ve oksijen azlığı sözkonusudur.

43 Şekil 40. Fotokopi olarak metinden alınacak 136

44 O 2 ( g O 2.cm.dakika 1 ) O 2 ( g O 2.cm.dakika 1 ) O 2 ( g O 2.cm.dakika 1 ) O 2 ( g O 2.cm.dakika 1 ) O 2 (x g O 2. cm. dakika 1 ) O 2 ( g O 2.cm.dakika 1 ) O 2 ( g O 2. cm. dakika 1 ) O 2 ( g O 2. cm. dakika 1 ) O 2 ( g O 2. cm. dakika 1 ) 137 miktarı artar. Anaerob mikroorganizmalar yaşamaları için gerekli oksijeni oksitleri indirgeyerek sağlarlar. Anaerob mikroorganizmaların faaliyeti sonucunda topraktaki 3 değerli oksitler (özellikle Fe 2 O 3 ) iki değerli oksitlere (FeO gibi) indirgenir. Bundan dolayı kırmızı olan toprak rengi pseudogleylerde kırmızı boz lekeli mermer desenli bir görünüm alır. Gley topraklarında ise üstte kırmızı renkli yatay bir oksidasyon zonunun altında griboz renkli bir indirgenme (redüksiyon) zonu yer alır. Alt toprağa ulaşmış olan kolloid organik maddelerdeki 2 1 ve ölen organizmalardaki (kökler dahil) proteinlerde bulunan SO 4 ve NO 3 gibi ametaloksitleri de indirgenirler. İndirgenen sülfatlar (SO 2 4 ) önce sülfitlere (SO 2 3 ) ve giderek hidrojen sülfüre (H 2 S) dönüşür. Aynı şekilde nitratlar da (NO 1 3 ) önce nitritlere (NO 1 2 ), daha sonra da amonyağa (NH 3 ) veya toprak suyu ile NH 4 OH e dönüşürler. Organik madde ayrışması ve solunum ile oluşan CO 2 ise metan a (CH 4 ) dönüşür. Gerek metan (CH 4 ), gerekse hidrojen sülfür (H 2 S) ile amonyak (NH 3 ) bitki kökleri için zehir etkisi yaparlar. Ayrıca H 2 S demir oksitleri demir sülfüre (FeS) indirger. Demirsülfür ise durgunsu topraklarını zaten ince olan gözeneklerini tıkayarak drenajın daha da engellenmesine sebep olur. SOLGUNESMER ORMAN TOPRAĞI PSEUDOGLEY STAGNOGLEY cm DERİNLİKTE Aylar cm DERİNLİKTE Aylar cm DERİNLİKTE Aylar cm DERİNLİKTE Aylar 80 cm DERİNLİKTE cm DERİNLİKTE Aylar 80 cm DERİNLİKTE Şekil 41. Serbest drenajlı bir SolgunEsmer Orman Toprağı ile engellenmiş drenajlı pseudogley ve stagnogley topraklarında farklı derinliklere oksijen girişinin aylara göre değişimi (Ölçme yılı 1966) 0 (Oksijen girişi g O 2.cm.dakika veya 4 5 0,01μg 6 7 8/ cm 9 /dakika ) (Kaynak: H.P.Blume Aylar 1968 Şekil 11 ve 37 den derlenerek Aylar çizilmiştir). Aylar cm DERİNLİKTE Aylar 65 cm DERİNLİKTE , Havalanmanın yetersiz olduğu topraklarda yukarda sözü edilen indirgenme olaylarının yanında bazı organik asitler de oluşur (laktik asit, buturik asit, sitrik asit gibi). Bu organik asitlerin oluşumu toprağın ph sını düşürür ve iki değerli demir bileşiklerinin kolayca çözünerek yıkanıp gitmelerine sebep olur. Yetersiz havalanma ile nitratların indirgenerek nitritlere ve daha ileri safhada Yetersiz havalanma ile nitratların indirgenerek nitritlere ve daha ileri safhada amonyağa (NH 3 ) dönüştürülmesi denitrifikasyon olayıdır. Engellenmiş drenajlı topraklarda denitrifikasyon olayı gaz halinde amonyağa (NH 3 ) kadar ilerlemektedir. Durgunsu topraklarında

45 138 denitrifikasyon olayı ile ortaya çıkan amonyak atmosfere ulaşmakta ve önemli azot kayıpları sözkonusu olabilmektedir (Tablo 47). Tablo 47. Toprağın su miktarı, redoks potansiyeli ve azot kaybı arasındaki ilişki (Kaynak : Von H.Marschner 1973) Toprak Suyu % 34 (Tarla kapasitesi) (Su ile doygun) 48 + organik madde BitkiToprak Havası İlişkileri Redoks potansiyeli EH mv günlük deney sonucunda N 2 kaybı mg Bitki köklerinin solunum yapmaları ve bitki besin maddelerini almaları ve gelişmeleri ile toprak havası arasında önemli ilişkiler bulunmaktadır. Kil toprakları ile alt kesiminde durgun su bulunan topraklar çayır otları ve benzeri sığ köklü bitkiler tarafından kaplanır. Sığ köklü bitkiler için genellikle 1020 cm lik üst toprağın havalanması yeterli sayılabilir. Orman ağaçlarının derine ulaşan kök sistemleri nedeni ile alt toprağın da havalanabilir olması gerekir. Ağaçların birçoğunun iyi bir kök gelişimi ve artım yapabilmeleri toprağın gözenek hacminin % 10 dan fazlasının hava ile dolu olmasına bağlıdır (Tablo 48). Saplı Meşe, Sapsız Meşe, Macar Meşesi ve Saçlı Meşe gibi meşe türleri ile Adi Gürgen durgun su şartlarında da köklerini kısmen geliştirebilmektedirler. Buna karşılık Kayın, Mazı Meşesi, Pırnal Meşesi, Sedir, Servi ve Çam türleri ile birçok diğer orman ağacı türleri serbest drenajlı ve iyi havalanabilen topraklarda yayılmaktadırlar. Dışbudak, Çınar, Akçaağaç, Ihlamur, Söğüt ve Kavaklar ise havalanabilen nemli topraklarda olduğu kadar, tabansuyu topraklarında da iyi gelişmektedirler. Tablo 48. Bazı orman ağaçlarının toprak havası ihtiyacı (Gözenek hacminin % si olarak) Ağaç türü Kayın Karaçam Meşe Sarıçam Lâdin Salkım Ağacı (Yalancı Akasya) Karakavak (Tabansuyu) (Kaynak : D.Feher, M.Frank, O.Hank 1954 e atfen A.Irmak 1972 den) Toprak havası ihtiyacı % Toprak havasındaki oksijen miktarı ile yüksek bitkilerin topraktan bitki besin maddelerini almaları ve büyümeleri arasında önemli ilişkiler bulunmuştur. Toprakta oksijen miktarının artması bitki köklerinin potasyum ve fosfor alımını da arttırmıştır. Oksijen miktarının düşmesi fosfor ve potasyum alımının da azalmasına fakat sodyum alımının artmasına sebep olmaktadır (Tablo 49). Bitki köklerinin toprak havasındaki oksijen miktarına bağlı olarak bazı katyonları seçip alması bazılarını da almaması çok dikkat çekicidir. Tablo 49. Toprak havasındaki oksijen basıncının portakal ağacının sürgünlerinde mineral madde miktarları ve kuru madde üretimi üzerindeki etkileri (Kaynak : Labanauskas, C.K. ve ark e göre Von H.Marschner 1973) Oksijen basıncı mm Hg Sürgünlerin kuru ağırlığı g Mineral K madde P miktarı Na mg Cl

46 139 Farklı toprak suyu değerlerinde toprak havasındaki oksijen oranı ile kök gelişimi arasında da belirgin ilişkiler bulunmuştur. Şekil 42 de görüldüğü gibi; toprak suyunun hacmen % 12.5 olduğu, toprak havasındaki oksijen oranının da % 8 den yukarı bulunduğunda mısır bitkisinin kökleri en fazla uzayabilmektedirler. Suyun azalması (% 8) kuraklık etkisi yapmaktadır. Suyun artması ise (% 17) toprağın hava kapasitesini azaltmaktadır. Suyun hacmen % 17 oranına çıkarıldığı ve toprak havasındaki oksijen oranının yüksek tutulduğu örnekler de toplam hava kapasitesi düşük olduğu için mısır köklerinin gelişmesi yeterli olamamıştır (Şekil 42). Toprak havasının ve bu havadaki oksijen oranının bitki büyümesini sağlayan hormonların üretimini de etkilediği anlaşılmıştır 50). Bunlardan gibberillin ve cytokinin büyümekte olan köklerin ucunda oluşmakta ve su ile yukarı taşınarak sürgün uçlarında birikmektedirler. Gibberillin bitkinin boylanmasını sağlayan bir hormondur. Toprak su ile doyurulduğunda ve bu doygunluğun süresi uzadığında kök faaliyeti aksamakta ve buna bağlı olarak bitki sürgünlerindeki boylanma gerilemektedir. Aynı zamanda gibberillik asidinin miktarı da azalmaktadır (Tablo 50). Tablo 50. Toprakta su doygunluğu süresinin domates bitkisinin boylanması ve gibberillikasit miktarı üzerinde etkisi (Kaynak: Von H.Marschner 1973) Su ile doygunluk süresi gün Sürgün boyu artımı mm/gün Gibberillikasit miktarı mg Bir kinetin türevi olan kinin (Cytokinin) ise DNA da ayırtedilmiştir. Kinetinin DNA, RNA ve bioprotein sentezinde etkili olduğu (özellikle azot bileşimi bakımından) bilinmektedir. Toprağın su ile doygunluğu ve bu doygunluk süresinin uzaması kinin üretiminin de azalmasına ve kloroza sebep olmaktadır (Tablo 51). Bu olay fazla yağışlardan veya aşırı sulamadan sonra toprağa giren suyun sızıp gitmemesi ve doygunluğun süresinin uzaması sonucunda bitkilerde görülen sararma (kloroz = su kesti tabir edilir) olayının kök solunumu ile ilişkisini açıklamaktadır. Tablo 51. Toprakta su doygunluğu süresinin ayçiçeği bitkisinde kinin miktarı ve belirtileri üzerine etkisi (Kaynak : Von H.Marschner 1973) Su ile doygunluk süresi gün Kinin oranı % Sürgündeki belirtiler Yok Boylanmada gerileme Şiddetli sararma (kloroz) 50) Bu hormonlar başlıca oksin, gibberillin ve kinetin olarak bilinmektedirler. Fazla bilgi için bak. K.Mengel 1968.

47 Kök uzunluğu, cm Su hacmi %8 iken boylanma Su hacmi %12.5 iken boylanma Su hacmi %17 iken boylanma Toprak Havasında O 2 oranı, (%) Şekil 42. Topraktaki su (hacmen %) ve toprak havasındaki O 2 (hacmen %) oranlarına göre mısır bitkisinin kök uzunluğunun gelişimi (cm) (Kaynak : Von G.Geissler 1973 tablo 5 teki değerlerden çizilmiştir) Toprağın Hava Kapasitesinin Arttırılması Çareleri Toprağın hava kapasitesini arttırmak için çeşitli çareler uygulanmaktadır. Tarla topraklarının her yıl pullukla sürülmesi, diskaro ile işlenmesi ve kültür bitkilerinin çapalanması, meyvelik ve bağ topraklarının kirizma ile derinlemesine işlenmesi ve benzeri işlemler toprağın hava kapasitesinin artmasına yardımcı olmaktadır. Orman topraklarında ise bu işlemlerin uygulanması pratik olarak mümkün değildir. Orman ağaçlarının kökleri çok derine ulaşmaktadır. Toprağın 11.5 m derinliğe kadar işlenmesi pratik ve ekonomik değildir. Ormanın idare süresi içinde toprağın işlenmesi kök sistemini az veya çok tahrip edeceği için toprak derinlemesine işlenmez. Esasen orman topraklarında ölmüş köklerin bıraktığı boşluklar ile toprak hayvancıklarının yuva sistemleri toprağın belirli bir derinliğe kadar havalanmasını sağlamaktadır (Toprağın iç yapısı ve şekil 26). Orman toprağının havalanmasını sağlayan bu biyolojik faaliyetlerin gelişimi ise toprak türü, toprağın gözenekleri ve geçirimliliği ile de yakından ilgilidir. Ancak ağaçlandırma ile yeni orman yetiştirilecekse, yetişme ortamının özelliklerine uygun bir toprak işlemesi sözkonusu olabilir. Ağaçlandırma alanlarında toprağın işlenmesi, bir yandan yağışın tutulması ve toprağa depolanarak yetişme ortamının su ekonomisinin düzeltilmesini amaçlamaktadır. Öte yandan toprak işlemesi ile toprağın gözenek hacmi ve buna bağlı olarak da hava kapasitesi arttırılmaktadır. Yamaç arazide toprak; teras, gradoni ve kanallı teras 51) açılarak işlenmektedir (Kantarcı, M.D.19862). Eğimin uygun olduğu yerlerde ise makineekipman ile toprak 51) Kanallı teras: Normal ağaçlandırma terasının hendeği iki kazma derinliği (5060 cm) kazılarak hazırlanır. Bir cins teras da kirizma işlemidir. Kurak mıntıkalarda, killi veya taşlı topraklarda ağaçlandırmanın başarısını yükseltmiştir.

48 141 mekanize olarak işlenmektedir 52). Toprağın işlenmesinde kullanılacak yöntemin ve makine+ekipman anakaya ve toprak özelliklerine uygun olarak seçilmesi gerekir. Kavaklıkların kurulacağı alanlarda toprağın dikimden önce derin olarak işlenmesi dikim çukurlarının da derin açılması gerekmektedir. Daha sonra üst toprağın sığ olarak pullukla sürülmesi ve diskaro ile işlenmesi su ve hava ekonomisi bakımından iyi sonuçlar vermektedir. Kavaklıkların kurulacağı alanda toprakların kireçsiz olması halinde, kırıntılı ve iri gözenekli bir yapı sağlanması için, toprağa kireç katılması uygundur. Kireç, pullukla sürülmeden önce toprağa serpilip sonra karıştırılabilir, kavak çukurlarına kireç taşı mıcırı olarak atılabilir veya derin sonda çukurlarına doldurularak toprak suyu ile çevreye yayılması beklenir. Özel maksatlı ağaçlandırmalarda da kireç taşı mıcırının fidan çukuruna ve fidan çevresine konulması ile toprağın kırıntılılığı arttırılabilir. Durgunsu toprakları ile yüksek tabansuyu topraklarında suyun akıtılması için kanallar açılması gerekmektedir. Yüksek tabansuyunu akıtmak için çift kulaklı pulluk ile kanal açılabilir 53). Derindeki durgunsu veya tabansuyunun akıtılması için kanal kazmakürek ile açılıp içine iri taş veya künk döşenmektedir. Böylece fazla suyun akıtılıp iri çaplı gözeneklerin hava ile dolması sağlanmaktadır. Orman fidanlıklarının toprakları da usulüne uygun olarak pulluk, diskaro ve çapa ile işlenmektedir. Orman fidanlıklarında özellikle hafif asit reaksiyonlu toprak isteyen fidanların yetiştirildiği yastıklara kırıntılılığı sağlamak için kireç atılması doğru değildir. Bu yastıklarda kireçleme etkisi ile toprağın reaksiyonunun alkali oluşu ve sık sulama sonucunda bazı mantarların gelişip fidanları öldürmesi (dampingoff) sözkonusudur. Otlak veya çayır topraklarının derinlemesine havalandırılması için dişli merdane ile toprak delinir. Daha küçük alanlarda bu işlem çatal bel ile yapılarak 30 cm e kadar toprağa havanın girmesi sağlanır. Bu alanlarda karıncalar, tarla fareleri ile köstebekler de toprağın havalanmasına çok yardımcı olurlar Toprak Sıcaklığı Toprağın sıcaklığı bir yandan toprakta gelişen fiziksel ve kimyasal olayları, öte yandan canlıların yaşayışını etkilediği için önemlidir. Toprakta suyun bulunuşu, hareketi, buharlaşması ve hava kapasitesi, ayrışma olayları, mikrobiyolojik faaliyet, kök solunumu ve vejetatif faaliyet gibi olaylar hep toprak sıcaklığının etkisi altındadır. Toprak sıcaklığı toprak türüne, toprağın gözeneklerinin çapına, topraktaki su ve hava oranlarına önemle bağlıdır. Toprak sıcaklığını bu sayılan toprak özelliklerinden başka toprak özellikleri ve oluş faktörleri de etkilemektedir. Toprak sıcaklığının üç kaynağı vardır. Bu kaynaklardan en etkilisi güneş enerjisidir (Şekil 43). İkinci kaynak toprak içindeki kimyasal ve mikrobiyolojik olaylar sonucunda ortaya çıkan ısı enerjisidir. Üçüncü kaynak ise yerin derinliklerinden gelen ısı enerjisidir. Bu üçüncü kaynak gözönüne alınmayacak kadar az etkilidir. Toprak güneş enerjisi ile gündüz ısınır, gece ise bu ısının bir kısmını geri verir. 52) Toprak işlemesi ile ilgili olarak bak. Kantarcı, M.D.19822, 1983, 1984, 1985, 1998 ve Şekil 35). 53) Bak. Kantarcı, M.D (Toprak İşleme Yöntemleri).

49 142 Şekil 43. Toprak yüzeyinin ısı alış verişi. (Kaynak : R.Geiger 1950 ye göre A.Irmak 1972). Toprak yüzeyinin çıplak olması veya bir bitki örtüsü ile kaplı bulunması güneş enerjisinin toprak tarafından alınma miktarı üzerinde önemli etkiler yapar (Tablo 52). Toprağı oluşturan katı maddelerin, toprak suyunun ve toprak havasının da ısınma kapasiteleri ve ısı iletkenlikleri farklıdır (Tablo 53). Gerek toprağa gelen güneş enerjisinin oranı, gerekse toprağın yapısına bağlı olan ısınma kapasitesi ve ısı iletkenliği toprağın sıcaklığını önemle etkiler. Bunların yanında arazinin bakısı ve eğimine bağlı olarak alınan enerji (Tablo 54) ve toprağın rengine bağlı olarak emilen miktar ile yansıyan miktar (albedo) (Tablo 55) da toprağın sıcaklığını etkilemektedir. Tablo 52. Farklı bitki örtüsü altında toprağa gelen güneş enerjisi ile toprak tarafından alınabilen enerjinin açık alana gelen güneş enerjisine oranı (Kaynak : Baumgartner 1965 e göre G.Mitscherlich 1971, cilt 2) Toprak yüzeyi Çıplak toprak Otlak ve çayır Ekinle kaplı tarla Boylu otlarla kaplı alan Lâdin ormanı Toprağa gelen enerji % Toprak tarafından alınabilen enerji % Tablo 53. Toprağı oluşturan bölümlerin ısı iletkenliği, ısınma kapasiteleri ve sıcaklık İletkenlikleri (Kaynak : *SchefferSchachtschabel 1970) ** Berenyi, D.1967) Toprak bölümü Isınma kapasitesi cal/cm³. Cº Isı iletkenliği cal/cm.sn.cº Sıcaklık iletkenliği cm²/sn Kum (kuru) Kum (nemli) Kil mineralleri Humus (org.madde) Su Buz Kar Hava 0.3** * 0.48* 0.57**0.60* 1.00* * 0.22** * ** * 0.007* ** * * ** * ** 0.01** 0.005** * 0.012** ** 0.161** Not: Isınma kapasitesi (özgül ısı) 1 cm³ maddenin sıcaklığının 1 Cº yükseltilmesi için gerekli ısı olup kalori cinsinden hesaplanır. Örnek olarak; suyun ısınma ısısı sıcaklığın +4ºC tan (veya + 14ºC tan) + 5ºC (veya 15ºC) ta yükseltilmesi için gerekli ısı miktarıdır. Bu miktar 1 cal/cm³ olarak kabul edilmiştir.

50 Sıcaklık, C Sıcaklık, C 143 Toprak sıcaklığını etkileyen faktörleri dış ve iç faktörler olarak iki grupta inceleyebiliriz. Toprak sıcaklığını etkileyen dış faktörler toprağa gelen güneş ışınlarının miktarını etkilemektedirler. Bu faktörlerden bazıları gündüz toprağa gelen güneş ışınlarını kısmen engelledikleri ve toprağın aşırı ısınmasını önledikleri gibi, geceleyin de topraktan ısı kaybını azaltırlar. Dış faktörler şunlardır : (1) Dünya ekseninin eğikliği : Dünyanın eksenindeki 23º27 lık eğiklik güneş ışınlarının enlem derecelerine göre farklı alınmasına sebep olur. Bu olayın sonucunda yeryüzünün mevsimlik ısınma farkları ortaya çıkar ve buna bağlı olarak toprağın yıllık sıcaklık rejimi etkilenir (Şekil 44) cm DERİNLİK III VI IX XII Aylar Şekil 44. Çeşitli toprak derinliklerinde sıcaklığın yıllık değişimi (mevsimlik iklim farkları) (Kaynak : Schmidt ve Leyst e göre SchefferSchachtschabel 1970) cm DERİNLİK Saatler Şekil 45. Kum toprağında çeşitli derinliklerde sıcaklığın günlük değişimi (Mayıs ayında (Kaynak : Leyst e göre SchefferSchachtschabel 1970).

51 144 (2) Denizden yükseklik : Deniz seviyesinden yükseldikçe havanın sıcaklığı her 100 m için ortalama 0.5ºC (0.4 ºC ile 0.6ºC arasında) kadar azalır. Hava sıcaklığındaki azalmaya paralel olarak toprak sıcaklığı da azalır. (3) Enlem derecesi : Enlem derecesi alınan güneş enerjisinin miktarını ve dolayısıyla toprak sıcaklığını da etkiler (Tablo 54). (5) Denizden uzaklık : Toprakların sıcaklık rejimi deniz etkisi altındaki iklimlerin ve karasal iklimlerin tesirine bağlı olarak fark gösterir. Deniz etkisi altındaki iklimlerin hakim olduğu yerlerde günlük ve mevsimlik sıcaklık farkları çok aşırı değildir. Karasal iklimlerin etkisi altındaki yerlerde ise günlük ve mevsimlik sıcaklık farkları fazladır. Bu iki ayrı sıcaklık rejimi karakteristiği toprağın sıcaklık rejimini de etkiler. (6) Bakı : Güneş enerjisinin alımı arazinin bakısına göre farklıdır. Güney bakılı yamaçlar kuzey bakılı yamaçlardan daha fazla ısı almaktadır. Bakılar arasındaki fark özellikle kış aylarında daha da artmaktadır (Tablo 54). Bakı farkı toprakların da farklı ısınmalarına sebep olmaktadır. (7) Eğim : Arazinin eğimi güneş enerjisinin alımını da etkilemektedir. Kuzey bakılı yamaçlarda eğim arttıkça alınan ısı azalmaktadır. Güney bakılı yamaçlarda ise alınan ısı eğim arttıkça önce artmakta, fakat dik eğimli yamaçlarda azalmaktadır (Tablo 54). Eğimin etkisi mevsime göre de değişmektedir. (8) Bitki örtüsü : Toprağın çıplak oluşu veya bir bitki örtüsü ile kaplı oluşu sıcaklık rejimini de etkiler (Tablo 52). Orman altında da toprağa ulaşan ışığın dalga boyu ve dolayısı ile güneş enerjisi miktarı ormanın sık veya seyrek oluşuna ve tür bileşimine göre önemli farklar gösterebilir (Şekil 46). Gölge ağaçlarından kurulu bir ormanın tepesinin üstünde birim alana gelen güneş enerjisinin (566 cal/cm²) ancak %5 i (26 cal/ cm²) orman toprağına ulaşabilmektedir (Şekil 47). Şekil 47 de örnek olarak alınmış olan lâdin ormanında gündüz ısı alımı, gece de ısı verimi olduğu görülmektedir. Tepe çatısı sık olan bir ormanda gelen güneş enerjisinin ormanın tepesinde alakonduğu, buna karşılık ormanın altına ve özellikle toprak yüzeyine pek az ışık ve enerji ulaştığı Şekil 46 ve 47 nin incelenmesinden anlaşılmaktadır. Aralama kesimleri ile ormanın sıklığı açıldıkça toprağa gelen ışık dolayısı ile ısı miktarı da artmaktadır. Toprak sıcaklığı da yıl içinde bitki örtüsüne, tür bileşimine, sıklığa, vb. özelliklere göre değişiklikler göstermektedir. Tablo 54. Açık havada günlük enerji alımı (cal/cm²) ile yamacın bakısı ve eğimi arasındaki ilişki (Kaynak : AlissowDrosdowRubinstein 1956 ya göre Erinç, S.1969 dan) Enlem 42º Aylar Haziran Aralık Kuzey bakılı yamaç Eğim 40º 30º 20º 10º Sırt düzlüğü Güney bakılı yamaç Eğim 10º 20º 30º 40º º Haziran Aralık

52 SARI Alınan Işığın Açık Alandaki Işığa Oranı, (%) YAŞINDA KAYIN ORMANI ÇOK ŞİDDETLİ ARALANMIŞ YAŞINDA LADİN ORMANI ŞİDDETLİ ARALANMIŞ YAŞINDA KAYIN ORMANI SIK 5 45 YAŞINDA LADİN ORMANI ARALANMAMIŞ MAVİ YEŞİL PORT. KIRMIZI Şekil 46. Kayın (yapraklı) ve Lâdin (ibreli) ormanlarının altında toprak yüzeyine gelen ışığın açık alandaki ışığa oranı ve dalga boylarına dağılımı (Kaynak: Knuchel 1914 e göre G.Mitscherlich 1971). (9) Ölü örtü : Toprak yüzeyinde yatan ölü örtü de toprağın sıcaklık rejimini etkilemektedir. Organik maddenin ısı iletkenliği çok düşük ( cal/cm.sn) olduğu halde ısınma kapasitesi oldukça yüksektir (0.60 cal/cm³) (Tablo 53). Bu nedenle toprak yüzeyini kaplayan ölü örtü kendisi ısındığı halde bu ısıyı toprağa pekaz iletir. Soğuk havada ise toprağın yüzeyinde koruyucu bir örtü görevi görür (Toprak hayvancıklarını ve çimlenmekte olan tohumlar ile fideleri de korur). Ölü örtü aşırı sıcaklık ve aşırı soğukların toprağa ulaşmasını önlemektedir. Ölü örtünün bu yalıtım özelliği toprağın aşırı derecede ısınıp su kaybetmesini ve kurumasını önlediği gibi, aşırı derecede soğumasını da (don olayı) önler. Ancak nemli bölgelerde kalın ölü örtü birikimi (özellikle kayın ormanı altında) toprağın ıslaklığının uzun süre devamına sebep olabilir. (10) Kar : Toprak sıcaklığını etkileyen dış faktörlerden birisi de kardır. Kar toprak yüzeyinde kaldığı sürece toprağın donmasını önler. Ancak uzun süre kalan kar örtüsü ve eriyip toprağa sızan kar suyu toprak sıcaklığını önemle etkiler. Açık alanda ve kapalı orman altında alınan güneş enerjisinin farkı kar örtüsü altındaki toprak sıcaklığı üzerinde de etkisini gösterir. Çok şiddetle aralama kesimleri yapılmış ve iyice seyreltilmiş bir lâdin ormanı altına daha kalın bir kar örtüsü yığıldığı halde toprağın donma derinliği ilkbaharda daha sığdır. Buna karşılık sık lâdin meşceresi altında kar örtüsü daha az olduğu halde toprağın donma derinliği ilkbaharda daha derindir (Şekil 48). Çünkü kalın kar tabakası (aralanmış alanda) toprağın aşırı derecede soğumasını önlemiştir (Karın yalıtım etkisi. Tablo 55 te karın albedosu ile ilişki kurunuz) 54). 54) Bir cismin yüzeyine gelen güneş ışınlarından bir kısmı yansır. Yansıyan ışınların gelen toplam ışın miktarına oranı albedo olarak tanımlanır. Albedo cismin rengine göre değişir. Koyu renkli cisimlerin albedosu (yansıyan ışın oranı) düşük, açık renkli cisimlerinki ise yüksektir. Albedo oranı güneş ışınlarının geliş açısına göre de değişmektedir.

53 Enerji Alışverişi (cal/cm 2 ) m yükseklikte atmosfere gelen enerji 5 m yükseklikte meşcere tepesinin enerji alımı 4.1 m yükseklikte enerji alımı 3.3 m yükseklikte enerji alımı 0.2 m yükseklikte enerji alımı Ölçme yüksekliği m m 5.1 m 4.1m 3.3 m 0.2 m Ölçme Saatleri Günlük enerji alımı cal/cm² Günlük enerji verimi cal/cm² Ortamda kalan enerji cal/cm² % %100 % 98 % 40 %6 %5 M. Doğan Kantarcı Şekil 47. Sık bir gölge ağacı ormanında günlük enerji alımının ormanın tepesinden toprak yüzeyine kadar değişimi ve günlük enerji bilânçosu(örnek: Ortalama 5.6 m boyunda Lâdin ormanı). (Kaynak: Baumgartner 1956 ya göre G.Mitscherlich 1971 deki verilerden çizilmiştir) 80 Çok şiddetli aralanmış Aralanmamış Don Derinliği, cm Karın Yüksekliği, cm Aralık Ocak Şubat Mart Nisan Şekil 48. Aralama kesimi yapılmış ve yapılmamış iki lâdin ormanında kar yüksekliği ile toprağın donma derinliğinin aylara göre değişimi (Kaynak : Chroust 1965 e göre G.Mitscherlich 1971).

54 147 Toprağın sıcaklığını etkileyen iç faktörler, yani toprağın kendi iç özellikleri ise şunlardır: (1) Isınma kapasitesi (özgül ısı) : Toprağı oluşturan mineral taneciklerin, organik maddenin, gözeneklerdeki havanın ve suyun ısınma kapasiteleri birbirinden farklıdır (Tablo 53). Toprağın ısınma kapasitesi (özgül ısısı) birim hacımdaki toprağı oluşturan maddelerin bu birim hacımdaki miktarlarına bağlı olarak değişir. Toprağın özgül ısısı farklı topraklar arasında değişik olduğu gibi, aynı toprağın yukarıdan aşağı sıralanan horizonları arasında da farklıdır. Taş miktarı da toprağın ısınmasına ve sıcaklığına etki yapar. (2) Isı iletkenliği : Toprağın ısındıkça aldığı ısı enerjisini dikey ve yatay yönde iletir. Ancak toprağı oluşturan mineral maddelerin, organik maddenin, gözeneklerdeki hava ve suyun ısı iletkenliği farklıdır (Tablo 53). Taşlar yoğun yapıları nedeniyle ısıyı daha fazla iletirler ve toprağın hızla ısınmasına sebep olurlar. Ancak taşların geceleyin veya kışın ısı kaybı da daha hızlı olur. Bu nedenle toprak sıcaklığı toprağın ısınma kapasitesine (özgül ısı) bağlı olduğu kadar ısı iletkenliğine de bağlıdır. (3) Toprağın nemliliği : Toprakta suyun miktarı toprağın ısınma kapasitesi (özgül ısı) ile ısı iletkenliğini ve sıcaklığını önemle etkiler. Isı iletkenliği su miktarı arttıkça artmaktadır. Toprağın sıcaklık iletkenliği ise su miktarına bağlı olarak önce artmakta fakat daha sonra azalmaktadır (Şekil 49). Böylece toprağın ısı kapasitesi (özgül ısı) su miktarı ile doğru orantılı olarak arttığı halde, toprak sıcaklığındaki gelişmenin bir noktadan sonra su miktarı ile ters orantılı olduğu sonucuna varılmaktadır. Çünkü suyun ısınma kapasitesi (özgül ısı) 1 cal/cm³ tür. Su, toprağı oluşturan katı taneciklerden ve gözeneklerdeki havadan daha fazla kalori alarak ısınmaktadır. Toprakta su arttıkça ısınma için alacağı kalori de doğru orantılı olarak artmaktadır. Su ısınmak için fazla enerji aldığından toprak sıcaklığı da su miktarı ile ters orantılı bir gelişme göstermektedir (Şekil 49). Su Miktarı, cm 3 /100 cm 3 Şekil 49. Toprakta ısı iletkenliği (cal/cm.sn.cº), ısı kapasitesi C (cal/cm³.cº) ve sıcaklık iletkenliği /C (cm²/sn) değerlerinin su miktarına bağlılığı (Kaynak: G.H.Bolt a göre SchefferSchachtschabel 1970). Bu nedenle kuru topraklar ıslak topraklardan daha sıcaktırlar. Birisi serbest drenajlı diğeri engellenmiş drenajlı (pseudogley) olan iki kil toprağında 5, 35 ve 80 cm derinlikte

55 148 sıcaklığın yıllarındaki seyri Şekil 50 de verilmiştir. Şekil 50 nin incelenmesinden yaz aylarında süzek toprağın, ıslak topraktan 2 3 ºC daha sıcak olduğu anlaşılmaktadır. Islak topraklar ile kuru topraklar arasındaki sıcaklık farkı toprağın tane yapısına da bağlı olarak 8 10ºC ı bulmaktadır. Toprak sıcaklığı 1966 kışında süzek toprakta ıslak topraktan daha düşüktür (5 ve 35 cm). Bu sıcaklık düşüklüğü soğuk yağış sularının süzek toprağın üst kesimine sızmalarından ileri gelmektedir. Öte yandan ıslak toprağın süzek toprağa göre daha geç ısındığı ve daha geç soğuduğu anlaşılmaktadır. Toprak sıcaklığının yıl içindeki farklarının üst toprakta daha fazla olduğu halde, alt toprakta daha az olduğu da Şekil 50 de görülmektedir. (4) Toprak renginin toprak sıcaklığı üzerine etkisi: Toprağın rengi güneşten gelen ışınların ve dolayısı ile enerjinin emilme oranını etkiler. Koyu renkli topraklar güneş ışınlarını açık renkli topraklardan daha fazla emerler ve az bir miktarını yansıtırlar 54)

56 Sıcaklık, C cm DERİNLİKTE 35 cm DERİNLİKTE 80 cm DERİNLİKTE Yıllar 1964 Serbest drenajlı kil toprağı Yıllar + + Drenajı engellenmiş kil toprağı Yıllar Şekil 50. Marn anamateryalinden oluşmuş ve Göknar ormanı altında bulunan serbest drenajlı ( ) ve engellenmiş drenajlı () iki kil toprağında saat 1012 arasındaki sıcaklığın mevsimlik değişimi. Kaynak: H.P. Blume 1968 Tablo 27 de verilmiş değerlerden çizilmiştir. M. Doğan Kantarcı

57 150 Koyu renkli bir tarla toprağının yansıttığı ışın miktarı % 710 arasında olduğu halde açık kahve renkli kilin albedosu % 2931, açık renkli kumunki % 40 oranındadır (Tablo 55). Toprağın nemli veya kuru oluşu da emdiği ve yansıttığı ışın miktarını etkiler. Toprak ıslandıkça rengi daha koyulaşır. Mavimsi renkli kilin kuru halde iken yansıttığı ışın miktarı (albedo) % 23 olduğu, ıslak halde iken ise yansıtma oranının % 16 ya düştüğü ölçülmüştür. Nadasa bırakılmış kuru tarla topraklarının yansıttığı ışın oranı % 1220 olduğu halde, ıslak durumda yansıttığı ışın oranı % 514 arasında bulunmuştur (Tablo 55). Toprağın emdiği ışın miktarının rengine ve nemliliğine göre değişimi toprağın ısınması ve sıcaklık rejimi üzerinde etkilidir. Tablo 55. Çeşitli renklerdeki toprak yüzeylerinin ve diri örtünün yansıttığı ışın oranları (albedo) (Kaynak : 1. AlissowDrosdowRubinstein 1956 ya göre S. Erinç Mitscherlich, G cilt 2) Kar ( beyaz) Tuz tabakası Kum (rengine göre) Kil (açık kahve) Mavi kil (kuru) Mavi kil (ıslak) Koyu renkli tarla top. Humus Albedo % Kuru nadas (tarla) Islak nadas (tarla) Kuru otlarla kaplı alan Ekin tarlası Anız Gölge ağacı ormanları Lâdin (Tepe) Göknar (Tepe) Işık ağacı ormanları Meşe (Tepe) Sarıçam (Tepe) Sararmış yapraklar Albedo % Toprak yüzeyini örten bitki örtüsü, bitki artıkları ve ormanın özellikleri de yansıyan ve emilen güneş ışınlarının oranı (albedo) üzerinde etkilidir (Tablo 55). Mevsimlik değişimler de albedo üzerinde etkilidir. Açık alanda kışın kar örtüsü güneş ışınlarının emilme oranını azalttığı buna karşılık yansıyan ışın oranı (albedo) çok olduğu halde yazın toprağın renginin koyuluğuna göre emilen ışın oranı artar, yansıyan ışın oranı (albedo) azalır. Yapraklı ormanlarda da kışın yaprakların dökülmesi ve toprak yüzeyinin karla örtülmesi emilen ışın oranını azaltır (albedo artar). Ormanın yapraklanması ile emilen ışın oranı artar (albedo azalır). Toprağın rengi ve nemliliği kadar toprak yüzeyini örten bitki örtüsünün ve karın rengi de emilen ışın miktarını ve toprağın sıcaklığını etkilemektedir. Toprağın sıcaklık farklarının özellikle üst toprakta daha fazla olduğu Şekil 45 in incelenmesinden anlaşılmaktadır. Üst toprağın fazla ısınması sonucunda burada tutulan su buharlaşmaktadır. Alınan ısı suyun buharlaşması için harcandığından geceleyin üst toprağın soğuması da daha fazla olmaktadır. Gece gündüz arasındaki bu sıcaklık farkları 4050 cm derinlikte pek azalmaktadır. Üst toprağın işlenmesi ve gözenek hacminin arttırılması burada gündüz gece arasındaki sıcaklık farklarının daha da artmasına sebep olmaktadır. İşlenmiş ve gevşetilmiş topraklarda aşırı soğumalar sonunda don olayları görülmektedir. Don olayının iki sebebi vardır. Birincisi üst toprağın su ile doygun olduğu sırada toprağa yakın hava tabakasındaki aşırı soğumalar nedeni ile geç donların oluşumudur. Geç donların etkisi ile üst topraktaki su da donar. İkincisi yukarıda açıklanan; gündüz aşırı ısınma ve suyun buharlaşması sonucunda gene aşırı ısı kaybı ile soğuma ve donma olayıdır. Her iki olayda da donan toprak çimlenmekte olan tohumlara da zarar verir veya onları da dondurabilir. Donan toprağın genleşip yukarı doğru kabarması, gündüz tekrar eski hacmine dönmesi olayı ile karşılaşılır. Bu kabarma ve eski hacmine dönme olayı dikim alanlarındaki fidanların topraktan

58 151 çekilip atılmasına sebep olur (don atması). Gerek ekim, gerekse dikim alanlarında don tehlikesine karşı toprak yüzeyinin ölü örtü, ot, saman, gübre vb. gibi maddelerle örtülmesi toprağın donmasını önler. Ağaçlandırma alanlarında bu örtü maddeleri bulunamadığında ince dallarla toprak yüzeyi örtülebilir. Fidan diplerine taş konularak toprağın kabarması önlenir. Fidanlıklarda ise yastıkların üzerine fidan boyunun üstünde bir hasır veya çıta veya sazdan yapılmış örtü çekilir Toprağın Rengi Toprağın rengi, toprak oluşumu ve gelişimindeki genetik olayların önemli sonuçlarından biridir. Toprakların tanımlanmasında çok önemli bilgiler toprağın renginden faydalanılarak öğrenilir ve açıklanır. Toprağa renk veren başlıca maddeler; Demir bileşikleri Manganez bileşikleri Organik madde olarak sıralanmaktadır. Ayrıca toprakta ayrışmamış durumda bulunan etkileyebilirler. renkli mineraller de toprak rengini Demir bileşikleri oluşturdukları ortamın nemliliğine ve reaksiyonuna göre çeşitli renklerde bulunurlar (Tablo 15). Organik maddece zengin olan asit ve nötr ortamlarda amorf yapıdaki 3 değerli demir hidroksit (Ferrihidroksit) Fe(OH) 3. nh 2 O oluşur. Ferrihidroksit özellikle toprakların A h horizonları ile Esmer Orman Topraklarının B v (balçıklanma) horizonlarında bulunur ve bu horizonlara esmer rengi verir. Üç değerli demir hidroksitin su kaybederek kristalleşmesi veya iki değerli demir oksitlerin oksitlenmesi sonucunda oluşan Götit ( FeOOH) pas esmeri veya sarımsı kahveden sarımsı kırmızıya kadar renklerdedir. Götit toprakların birikme horizonlarına (B s, B ts gibi) kırmızı rengi verir. Durgunsu veya tabansuyu zonlarında ıslak ortamda 3 değerli demir oksitler iki değerli demir oksitlere (ferro oksitler Fe(OH) 2 ) indirgenirler. Bu ıslak ortamlarda oluşan Hidrojen sülfürün (H 2 S) etkisi ile Ferro oksitler demir sülfür e de (FeS) dönüşebilirler. İki değerli demir oksitlerinin bulunduğu toprak zonlarının rengi ıslaklığın şiddetine bağlı olarak yeşil, yeşilimsi mavi ve bozumsu renklerdedir. Tabansuyu zonunda tamamen iki değerli demir bileşiklerinin rengi hakimdir. Durgunsu zonunda iki değerli demir bileşiklerinin bozyeşilimsimavimsi rengi ile üç değerli demir oksitlerin (lepidokrokit) turuncukırmızı rengi bir mermer desenini andırır. Islak ortamda gelişebilen köklerin çevresinde ise indirgenmiş iki değerli demir oksitlerin hakim olduğu boz renkte ve bunun da çevresinde üç değerli demir oksitlerin bulunduğu kırmızı renkte mantolar vardır (Alacalı pseudogley). İki değerli demir bileşiklerinin karbondioksitçe zengin olan hafif asit ve nötr ortamlarda oksitlenmesi sonucunda lepidokrokit ( FeOOH) oluşur. Lepidokrokit durgunsu zonlarının turuncukırmızı pas lekelerine ve tabansuyunun üst kesimindeki oksitlenme bölgesine kendi rengini verir. Tropik bölgelerin topraklarında sıcak ve nemli ortamda hızla hidrolize uğrayan demir bileşikleri zamanla su kaybederek hematit i ( Fe 2 O 3 ) oluştururlar. Hematit Akdeniz iklimi etkisinde gelişen topraklara ve tropik bölge topraklarına koyu kırmızı (kan kırmızısı) tonlarında renk verir (Bak. Tablo 15).

59 152 Organik maddece zengin ortamlarda yangın sonucu hızlı bir oksitlenme olur. Bu hızlı oksitlenmede mağhemit Fe 2 O 3 oluşur. Mağhemit kahverengiden koyu kırmızıya kadar renk verir. Topraktaki organik madde, özellikle kolloid organik madde olarak humus toprak rengini çok etkiler. Humusun karıştığı en üst toprak (A h ) esmer renklidir. Bu esmer renk humusun ve toprağın özelliklerine ve karışım oranlarına göre değişiklik gösterir. Toprağa renk veren diğer bir bileşik ise mangan bileşikleridir. Mangan bileşikleri daima siyah renk verirler. Toprağın rengi renk veren maddenin cinsine ve miktarına olduğu kadar, toprağın tane yapısına ve nem oranına da bağlıdır. Aynı miktarda renkli madde kum topraklarını daha koyu, kil topraklarını daha açık gösterir. Kum tanelerinin boyutlarının iriliği nedeni ile kum topraklarında yüzey daha azdır. Buna karşılık kil taneleri çok küçük boyutludurlar. Kil topraklarının yüzeyi kum topraklarından daha fazladır. Bu nedenle aynı miktar renk maddesi yüzeyi daha az olan kum toprağını kil toprağından daha koyu renkte gösterir. Toprağın nemli oluşu rengi daha koyu gösterir. Nemli topraklar ışığı kuru topraklardan daha az yansıtırlar (Tablo 55). Toprak renginin hava kurusu durumda iken tanımlanması gerekir. Çeşitli nem oranlarına sahip topraklarda renk tanımlaması yapmak yanlış değerlendirmelere yol açar. Toprağın rengi toprakların genetik oluşum ve gelişim horizonlarına bağlı olarak değişir. Toprak kesitinde yukarıdan aşağı sıralanan toprak horizonlarının herbirinin rengi diğerinden farklıdır. Bu renk farkları arazide toprağın incelenmesi ve genetik gelişim durumunun belirlenmesinde en önemli bilgiyi verirler (Geniş bilgi için bak. Toprak Genetiği bölümü) Toprağın Kimyasal Özellikleri Toprağın kimyasal özellikleri toprak oluşum ve gelişiminin incelenmesi ve hükümlendirilmesi konusunda olduğu kadar toprağın bitki besleme gücünün değerlendirilmesi ve bu gücün arttırılması konusunda da ilgimizi çeker. Fiziksel özellikleri iyi olan topraklarda yeterli bir bitki kök sisteminin gelişmesi söz konusudur. Ancak bu topraklar bitki besin maddelerince fakir ise yeterli bir ürün elde edilemez. Öte yandan toprağın işlenmesi ve gübrelenmesi veya ormancılıkta uygulanan birçok orman yetiştirme ve orman bakımı işlemleri toprağın kimyasal özellikleri üzerinde de etkiler yapmaktadır. Bu etkilerin toprağın fiziksel özelliklerini olduğu kadar kimyasal özelliklerini de iyileştirici yönde olması, toprağın verim gücünü azaltmayıp çoğaltması gerekmektedir Toprağın İyonları Tutma (Adsorpsiyon) Özelliği ve Sebepleri Toprakta bulunan kil ve organik maddelerle oksitlerin iyonları tutma özellikleri vardır. Toprağın iyonları tutması geniş yüzeylerde ve elektriksel güçlerin etkisi ile mümkün olur. Toprak iyonları arasında en çok katyonları tutabilir (kil minerallerinin negatif yükü). Bazı

60 153 anyonlar da toprak tarafından tutulabilmektedir (Kil minerallerinin kırık yüzeylerindeki + yükler). Toprakta iyonları tutabilen kil + oksitler + organik madde birliği toprağın katyon değişim kompleksi veya toprağın kolloid kompleksi olarak tanımlanır. Toprakta iyonlar toprak suyunun da bulunduğu ortamda toprak suyu ile toprağın kolloid kompleksi arasında alınıp verilir. Bu alışverişte toprak suyuna geçen iyona eşdeğer bir iyonun (veya iyon miktarının) toprağın kolloid kompleksine verilmesi gerekmektedir. Toprağın kolloid kompleksi ile toprak suyu arasındaki iyon değişiminin 5 temel kaidesi vardır: Toprak ençok katyonları tutar, anyonlardan sadece fosfat iyonları tutulur. Toprak bir çözeltiden bir katyonu alıp bağladığında (adsorbsiyon) o çözeltiye eşdeğer (équivalent) miktarda başka bir katyon verir (desorpsion). Bu iyon değişim olayı kısa zamanda olur. İyon değişim olayları topraktaki kolloid maddelerin cinsine ve miktarına bağlıdır. İyon değişim olayları tersinir reaksiyonlardır Toprakta Katyon Değişimi Toprağın kimyasal özelliklerinden en önemlisi katyon değişimi olayıdır. Toprak suyunda bulunan katyonlar ve bunların toprağın kolloid kompleksi tarafından tutulması toprağın fiziksel özelliklerine ve kimyasal özelliklerine bağlıdır. Ancak bu katyonlar da; toprağın iç yapısını (kırıntılılık veya masif yapı), toprağın su ve hava ekonomisini, toprağın biyolojik aktivitesini, toprağın reaksiyonunu ve bütün bunların da katkısı ile toprağın genetik gelişimini etkilerler. Toprak kolloid kompleksinin katyonları tutması sızıntı suyu ile katyonların yıkanıp ortam dışına çıkmasını engeller Katyon Değişiminin Esasları Bazı katyonlar, toprak kolloidleri tarafından toprak suyundaki katyonlarla değiştirilebilir durumda tutulmaktadırlar. Bu katyonlar değiştirilebilir katyonlar olarak tanımlanırlar. Toprakta tuzlar halinde bazı anyonlara bağlı olan (klorürler, nitratlar, karbonatlar ve sülfatlar gibi) katyonlar değiştirilebilir katyonlardan sayılmazlar. Bu katyonlar toprak suyunda çözünebilen tuzların katyonlarıdır. Örnek olarak : (1)Toprağa bir miktar normal nötr amonyum asetat (CH 3.COONH 4 ) (veya amonyumklorür NH 4 Cl) çözeltisi eklenip, çalkalanıp süzülür. Elde edilen süzüntüye birkaç damla doygun amonyum oksalat (NH 4 ) 2 C 2 O 4. H 2 O çözeltisi eklenirse beyazımsı bulanık bir renk oluşarak kalsiyum oksalat CaC 2 O 4. H 2 O oluşur ve çöker. Bu olayda toprağın muamele edildiği suda çözünmüş olan NH + 4 katyonu toprak kolloidleri tarafından değiştirilebilir durumda tutulan katyonlarla yer değiştirmiştir. Toprak kolloidleri tarafından tutulan katyonlar suya geçmişlerdir (Şekil 51). Suya geçen katyonlar arasından kalsiyum (Ca ++ ) doygun amonyum oksalat çözeltisindeki oksalat kökü ile birleşerek çökmüştür. Deney tekrarlanırsa suya geçen katyonların ve bu arada kalsiyumun miktarı azalır. Süzüntüde amonyum oksalat ile bulanma oranı da giderek azalır ve sonuçta süzüntüde amonyum oksalat ile bir bulanma olayı gelişmez. Toprağa verilen amonyum katyonu giderek toprak kolloidlerindeki katyonların yerine geçmiş ve onların tümünün suya geçmelerini sağlamıştır.

61 154 Na + Mg ++ NH 4 + Mg ++ (1) H + Ca NH 4 + H + Ca ++ + Ca ++ + Na + Ca ++ K + NH 4 + NH 4 + K + NH 4 + Mg ++ NH 4 + Mg ++ NH 4 + (2) H + NH 4 + NH 4 + K + Ca NH 4 H + NH 4 + NH 4 + NH Ca ++ + K + NH 4 + NH 4 + Mg ++ NH 4 + NH 4 + NH 4 + NH 4 (3) H + Ca NH 4 NH 4 + NH 4 + Mg ++ + H + NH 4 + NH 4 + NH 4 + NH 4 + NH 4 + NH 4 + M. Doğan Kantarcı Şekil 51. Toprak kolloid kompleksinde değiştirilebilir durumda tutulan katyonların sudaki amonyum katyonu ile yer değiştirmeleri (katyon değişimi). (2) Toprağa bir miktar saf su eklenip çalkalanır, süzülür. Elde edilen süzüntüye doygun amonyum oksalat çözeltisi eklenirse çok hafif beyazımsı bir bulanıklık elde edilir veya hiç bulanma olmaz. Burada toprakta suda çözünebilir tuzlar halinde bulunan katyonlar çalkalama suyuna geçmişlerdir. Eğer toprak suda çözünebilir kalsiyum tuzlarınca zengin ise süzüntüye amonyum oksalat eklenmesi ile bir reaksiyon alınır. Yukarıda birinci deneyde elde edilen süzüntüde hem suda çözünebilen tuzlardaki katyonlar, hem de toprak kolloidlerinde de değiştirilebilir durumda tutulmuş olan katyonlar bulunmaktadırlar. İkinci deneyde ise toprakta sadece suda çözünebilen tuzlardaki katyonlar bulunurlar. Değiştirilebilir katyonlar, kolay ve güç değiştirilebilir katyonlar olarak iki grupta toplanırlar. Kolay değiştirilebilir katyonlar toprağın bir başka katyon ile doygun toprak suyu ile hemen alış verişte bulunabildiği katyonlardır (Yukarıdaki örnek 1). Güç değiştirilebilir katyonlar ise su alınca şişmeyen kil minerallerinin yaprakçıkları arasında tutulmuş olan katyonlardır (Bakz Vermiküllitin illite dönüşmesi). Bu katyonlar özellikle K + ve NH + 4 olup bu olay da potasyumun ve amonyumun fiksasyonu olarak tanımlanır. Kil minerallerinin ve diğer minerallerin kristal yapılarında bağlı olan katyonlar değiştirilebilir ve suda çözünebilir katyonlar değillerdir. Bunlar ancak hidratlanma, oksitlenme ve hidroliz gibi ayrışma olayları sonucunda toprak suyuna geçebilirler (Bak ). Suda çözünmeyen organik maddelerde bağlı olan katyonlar da ancak mikrobiyolojik faaliyet sonucunda mineralize olup toprak suyuna geçebilirler (Bak ve ). Toprakta değiştirilebilir katyonların miktarı toprağın katyon değişim kapasitesine ve reaksiyonuna bağlıdır. Toprağın katyon değişim kapasitesi ise toprak kolloidlerinin miktarına

62 155 ve cinsine bağlıdır. Toprağın kil oranının fazla olması katyon değişim kapasitesinin de yüksek olacağı anlamına gelmez. Kil minerallerinin cinsi, organik madde miktarı ve organik maddenin durumu (humus tipleri vb.), topraktaki kolloid oksitlerin miktarı katyon değişim kapasitesini etkiler (Bak ve (1). ). 1) KİL MİNERALLERİ Kil mineralleri toprakta katyonları tutan ve toprak suyu ile katyon değişimi yapabilen en önemli kolloidlerdir. Organik maddelerin genellikle toprağın üst kesimlerinde bulundukları, oksitlerin katyon değişim kapasitelerinin ise çok yüksek olmadığı gözönüne alınırsa kil minerallerinin toprağın katyon değişim kapasitesi üzerindeki etkilerinin önemi anlaşılır. Ancak kil minerallerinin iki, üç veya dört tabakalı oluşlarına bağlı olarak katyon tutma kapasiteleri de birbirinden farklıdır (Tablo 17). Yüzeyin Genişliği Kil minerallerinin yüzeylerinin genişliği katyon değişim kapasitelerini önemle etkilemektedir. Toprakta kum ve toz boyutundaki tanelerin 1 gramlık miktarlarındaki yüzey ile kil minerallerinin yüzeyi arasında çok fark vardır (Tablo 56). Kil minerallerinin kendi aralarındaki yüzey farklılıkları bunların su aldıklarında şişebilmelerine göre değişmektedir. Su aldığında şişmeyen kaolinit mineralinde sadece dış yüzey sözkonusudur. Buna karşılık su aldığında şişebilen kil minerallerinde iç yüzey (yaprakçıkların arasında) mineralin yüzey genişliğini çok arttırmaktadır. Vermiküllit ve montmorillonit minerallerinin toplam yüzeyinin % 8090 kadarı iç yüzeydir. Su alıp şişebilen kil minerallerinin katyon değişim kapasitelerinin yüksekliği iç yüzeyin genişliğine bağlıdır (Tablo 17 ile Tablo 56 yı karşılaştırınız). Tablo 56. Toprak taneciklerinin yüzey genişliği 26) (Kaynak : SchefferSchachtschabel 1970) Kum Toz Kil Kaolinit İllit Vermiküllit Montmorillonit Humus (org.madde) Dış yüzey 0.1 m²/g m²/g m²/g m²/g m²/g m²/g Dış + İç yüzey m²/g (% 8090 ı m²/g iç yüzeydir) Negatif Yük (İzomorf Yer Değiştirme) Kil minerallerinin tetrahedron ve oktahedron tabakalarındaki silisyum ve alüminyum katyonlarının yerine aynı yarıçapta fakat daha düşük valanslı katyonların geçmesi (izomorf yer değiştirme) sonucunda negatif bir yük fazlalığı ortaya çıkar (Bak ). Özellikle kil minerali tabakalarının dış yüzeylerindeki katyonlar izomorf yer değiştirmeye yatkındırlar. İzomorf yer değiştirme sonunda ortaya çıkan negatif yüklere toprak suyundaki katyonlar (değiştirilebilir durumda) bağlanarak kristaldeki elektriksel dengeyi sağlarlar. Özellikle üç tabakalı kil minerallerinin dış ve iç yüzeylerinin genişliği izomorf yer değiştirme olayından dolayı ortaya çıkan negatif yük fazlasının artmasına sebep olur. Negatif yük fazlasının artmasına bağlı olarak da kil mineralinin katyon değişim kapasitesi de artar (Tablo 17).

63 156 Kaolinit ve halloysit mineralleri su aldıklarında şişmedikleri için bu kil minerallerinin katyon değişim kapasiteleri tabakaların dış yüzeylerine ve bu yüzeyde pek az olan izomorf yer değişimi sonucunda ortaya çıkan negatif yük fazlalığına bağlı kalmaktadır (Tablo 17). Bu iki tabakalı kil minerallerinin sadece dış yüzeylerinde değiştirilebilir katyonlar tutulabilir (Tablo 56). Mika ve mikaya benzer kil minerallerinin tabakalarında da izomorf yer değiştirme sonucunda negatif yük fazlalığı olur. Bu negatif yük fazlalığından dolayı mikamsı kil mineralleri de değiştirilebilir katyonları tutabilirler (Şekil 1, 2, 6, 7 ve 8 arasında ilişki kurunuz). Pozitif Yük (Hidroksildeki H + İyonları) Kil minerallerinin yüzeylerinde hidroksil iyonları bulunmaktadır. Ayrıca kil minerallerinin kırık yüzeylerinde de bu hidroksil iyonları yeralmaktadırlar (Şekil 52). Kil minerallerinin kırık yüzeylerinde açığa çıkan negatif ve pozitif yüklere suyun H ve OH iyonları bağlanmaktadır. Yüzeyde veya kırık yüzeylerindeki SiOH gruplarındaki H iyonları dissosiye olarak toprak suyundaki katyonlarla yer değiştirebilmektedirler (Şekil 52). Burada SiOH gruplarındaki H + iyonunun ayrılması zayıf ve amorf karakterli bir asitlik etkisi yaratmaktadır. Kil minerallerinden özellikle kaolinit ve halloysitin katyon değişim kapasiteleri büyük ölçüde yüzeydeki veya kırık yüzeylerdeki hidroksil iyonlarına bağlıdır. SU DİPOLÜ SU DİPOLÜ Si O Si Si O Si Si OH H O Si Si OH K OSi Al O Al KRİSTALİN KIRILMASI Al O Al + 3H 2O + 2K + Al OH H O Al Al OH H OAl +2H + Si O Si Si O Si Si OH H O Si Si OH K O Si M. Doğan Kantarcı Şekil 52. Kil mineralinde kristalin kırılması ve su iyonları ile elektriksel dengelenmesi, daha sonra katyonların değiştirilebilir durumda tutulması. (2) SERBEST OKSİTLER VE SİLİS ASİDİ Toprakta bulunan demir, alüminyum ve silisyum oksitler ile bunların oksihidroksit formları ve silis asidi de değiştirilebilir katyonları tutabilirler. Amorf yapıdaki silis asidinin katyon değişim kapasitesi 1134 me/100 g arasında bulunmuştur. Toprak reaksiyonunun alkalileşmesine paralel olarak kuvars mineralinin yüzeyindeki hidroksil grupları da (SiOH) artmaktadır. Bu hidroksil gruplarında dissosiye olan H + iyonunun yerine toprak suyundaki katyonlar değiştirilebilir durumda bağlanabilmektedirler (Tablo 57). Tablo 57. Kuvars tozunda (Ø mikron) SiOH gruplarındaki hidrojen iyonunun değiştirilebilirliğinin ortamın reaksiyonundaki alkalileşmeye olan bağlılığı (sodyum hidroksit ile titrasyon sonucu elde edilmiş değerler) (Kaynak : SchefferSchachtschabel 1970) ph H + (me/100g)

64 157 Topraktaki demir oksitleri ve oksihidroksitleri de katyonların değiştirilebilir durumda tutulmalarını sağlamaktadırlar. Özellikle organik maddenin bol bulunduğu toprak horizonlarında oluşan amorf demir oksitler demir hidroksit durumundadırlar. Bunlar pozitif yüklerinden dolayı negatif yüklü kil mineralinin yüzeyini kaplarlar veya zayıf asit karakterli organik asitlerle birleşerek çelatlar yaparlar. Pozitif yüklü bu demir hidroksitlerin anyonları tutma yeteneği vardır (Anyon değişimine bak.). Buna karşılık demir hidroksit su kaybedip demir oksit durumuna dönüşmesi ile negatif değer kazanır. Negatif değerli demiroksitler toprak suyundaki katyonları değiştirilebilir durumda tutarlar. Ancak demir oksitler ph 8 in altında, K +, Na +, Ca ++ ve Mg ++ gibi alkali ve toprak alkali katyonlarını pekaz tutabilirler. Buna karşılık ağır metal katyonlarını Mn ++, Co ++, Zn ++ ve Cu ++ tutabilirler. Bu katyon seçiminin sebebi su kaybeden demir oksitlerin yüzeylerinin çok dar oluşudur. Halbuki alkali ve toprak alkali katyonlarının çapları geniş olup toplanabilecekleri yüzeyin de daha geniş olması gerekmektedir (Tablo 5 ile ilişki kurunuz). Aluminyum oksitler de aynen demir oksitler gibi özellikler gösterirler ve katyonları değiştirilebilir durumda tutarlar. (3) ORGANİK MADDE Organik maddeler humuslaşma ve kolloidal amorf bir yapı kazanmaları sonucunda katyonları tutabilmektedirler. Organik maddeler katyonları ya lifleri arasında, yahut da değiştirilebilir H + iyonunun yerine bağlayarak tutabilmektedirler. Organik maddelerin lifleri arasında tutulan katyonlar (ve anyonlar) suyun bu lifler arasına girip suda çözünmüş iyonları birlikte getirmesi sonucunda tutulmaktadır. Bu olay yukarıdan beri sözü edilen elektriksel bağlarla katyonların değiştirilebilir durumda tutulmaları olayına benzememektedir. Buna karşılık organik maddelerin zayıf asit karakterlerinden dolayı değiştirilebilir H + iyonunun yerine bağlanarak tutulan katyonlar değiştirilebilir katyonlardır. Katyon değişimi yapabilen bu organik maddeler esas itibariyle küçük moleküllü organik bileşiklerdir. Bunlar fenol türevlerindeki OH, COOH ve NH gruplarıdır. Organik maddelerin katyon değişim kapasiteleri ph değeri arasında doğrusal bir artış ile 65 me/100 g dan 345 me/100 g a yükselmektedir. Herbir ph değeri artışı için katyon değişim kapasitesi ortalama 51 me/100 g artmaktadır. Katyon değişim kapasitesi 8 ph da organik maddenin yapısına göre genellikle me/100 g arasında değişmektedir. Humik asitlerin katyon değişim kapasitesi ise 500 me/100 g kadar yüksek olabilir. Katyon değişim kapasitesinin bu kadar yüksek oluşunun sebebi organik maddelerin iç ve dış yüzeylerinin çok geniş olmasıdır (Tablo 56). Organik maddelerin katyon değişim kapasitesi ağırlığa göre kil minerallerininkinden daha fazladır. Ancak toprak içinde kilin birim hacımdaki miktarı fazladır. Ayrıca organik madde toprağın üst kesiminde yoğunlaşmaktadır. Bu nedenle birim hacimdeki toprakta katyon değişim kapasitesinin ağırlığı kil bölümünün üzerindedir. Ancak organik maddece zengin toprakların bitki beslenmesindeki etkisi de dikkati çekmektedir Katyon Değişimine Etkili Faktörler Toprak kolloidleri bazı katyonları diğerlerinden daha kuvvetle veya öncelikle tutmaktadırlar. Katyonların toprak tarafından tutulmasına etkili faktörler şöyle sıralanabilir :

65 158 1) Katyonların kendi özellikleri 2) Toprak kolloidlerinin özellikleri 3) Toprak suyunda bulunan katyonların yoğunluğu 4) Katyon değişiminde anormallikler 1) KATYONLARIN KENDİ ÖZELLİKLERİ Katyonların toprak kolloidleri tarafından tutulabilme şiddetleri onların hidratlanma enerjilerine ve elektrik yüklerine bağlıdır. Katyonların hidratlanma enerjileri çapları ile ilişkilidir. Büyük çaplı olan Na, K ve NH 4 gibi katyonların hidratlanma enerjileri daha küçük çaplı olan Ca ve Mg unkilerden daha azdır (Tablo 58). Tablo 58. Toprak kolloidleri tarafından tutulabilen değiştirilebilir katyonların çapları ve hidratlanma enerjileri (Kaynak : SchefferSchachtschabel 1970) Katyonlar Na + K + + NH 4 Mg ++ Ca ++ Çap (Aº) Hidratlanma enerjisi (Kcal/mol) Sodyum ve potasyumun arasında sodyumun hidratlanma enerjisi, kalsiyum ve magnezyumun arasında magnezyumun hidratlanma enerjisi daha çok olmasına rağmen bu katyonların örneğin montmorillonit tarafından tutulma güçleri biraz farklıdır (Tablo 59). Öte yandan alüminyum ve ağır metal katyonlarının da (Cu, Ni, Co, Mn, Fe vd.) değiştirilebilir katyonlar halinde tutulma yetenekleri çok yüksektir. Tablo 59. Toprak kolloidlerinin katyon seçim sırası (Kaynak : A.Irmak 1972 den) Humik asit H > Ca > Mg > K > Na Montmorillonit Ca > Mg > H > K > Na Kaolinit Ca > Mg > K > H > Na Mika H > K > Ca > Mg > Na 2) TOPRAK KOLLOİDLERİNİN ÖZELLİKLERİ Toprakta bulunan ve katyonları değiştirilebilir durumda tutan toprak kolloidleri (kil, serbest oksitler ve humus) çeşitli özelliklere sahiptirler. Kil minerallerinin yüzey genişlikleri, negatif ve pozitif yüklenme durumları, oksitlerin hidroksit ve oksihidroksit durumundaki elektriksel yükleri, organik kolloidlerin özellikleri katyonların tutulmasında farklar yaratmaktadır ( 'e bak.). Toprak kolloidleri farklı özelliklerinden dolayı katyonları belirli bir sıraya göre değişen güçlerle tutarlar. Bu olaya toprak kolloidlerinin katyon seçimi denir (Tablo 59). Toprak kolloidlerinin katyon seçimi ve katyon seçim sırası yüzeylerine ve negatif yük geliştirmelerine (izomorf yerdeğiştirme ile) bağlı olduğu kadar katyonların da hidratlanma enerjilerine ve elektrik yüklerine bağlıdır (Tablo 56, 58 ve 59 u karşılaştırınız). 3 ) TOPRAK SUYUNDA BULUNAN KATYONLARIN YOĞUNLUĞU Toprak suyunda daha yoğun olarak bulunan katyonlar toprak kolloidlerinde tutulmuş olan katyonlarla yer değiştirmektedirler. Toprak suyunda bir katyonun çok fazla bulunması

66 159 halinde bu katyon toprak kolloidlerinde tutulmuş katyonların yerine geçip onların da toprak suyuna geçmelerini sağlamaktadır ( deki örnek 1 e bakınız). Bu olay bir yandan da katyonların elektrik yüklerine bağlıdır. İki değerli katyonlar toprak kolloidleri tarafından daha fazla seçilip tutulmaktadırlar. Örnek olarak; çeşitli toprak kolloidlerinin eşdeğer miktarda Ca ++ ve K + içeren bir CaCl 2 + KCl çözeltisi ile doyurulmuşlardır. Bu kolloidler tarafından Ca ++ ve K + un tutulma oranları araştırılmıştır. Elde edilen sonuç iki değerlikli olan Ca ++ un bir değerlikli olan K+ dan daha fazla seçilip tutulduğunu göstermektedir (Tablo 60) (Tablo 56, 58, 59 ile 60 ı karşılaştırınız). Deneyde iki farklı yoğunluktaki çözelti kullanılmıştır. Daha seyreltik olan (0.01 n) çözelti ile yapılan deneyde Ca ++ un daha fazla oranda tutulduğu görülmektedir. Toprak suyunun katyon yoğunluğu ve sıvı durumdaki hareketi ve mevsimlere, yağışbuharlaşma ilişkisine bağlı olarak azalıp çoğalması toprağın kolloidlerinin tutabildikleri katyonların cinsini ve miktarını etkilemektedir. Bu konuda bazı örnekleri sıralamak mümkündür. Toprak suyu yukarıdan aşağı hareketi sırasında ölü örtünün mineralize olması ile serbest kalan katyonları derinlere doğru taşımaktadır. Böylece toprağın derinliklerinde kökler tarafından alınan katyonların yerini yukarıdan aşağı taşınan katyonlar almaktadır. Bu olay ekosistemdeki madde dolaşımının önemli bir bölümüdür. Tablo 60. CaCl 2 + KCl çözeltisi ile doyurulan çeşitli toprak kolloidlerinde Ca ++ ve K + un tutulma oranı (Kaynak : SchefferSchachtschabel 1970) CaCl 2 + KCl çözeltisinin yoğunluğu Toprak kolloidi 0.1 n 0.01 n Ca % K % Ca % K % Montmorillonit 1) Montmorillonit 2) Kaolinit 2) İllit 2) Humik asit 3) 1) Schwertman, U.1962 ye göre 2) Wiklander, L.1964 e göre 3) Schachtschabel, P.1940 a göre Asit karakterli ölü örtüden geçen ve H + iyonlarınca zenginleşen toprak suyu ise toprağın üst kesimindeki kolloidlerin tuttuğu katyonların yıkanmasına sebep olmaktadır. Böylece yıkanma ve birikme horizonları gelişmektedir. Gübrelenen topraklarda toprak suyunun gübre ile verilen katyonlarca zengin olması toprak kolloidlerinin de bu katyonlarca zenginleşmesine sebep olmaktadır. Böylece gübrelemenin etkisi bir süre devam edebilmektedir. Kireçli topraklarda ise Ca ++ diğer katyonlardan daha fazla tutulduğu için (Tablo 60 daki deney) toprak kalsiyumca zenginleşmekte ve bu durum bitki beslenmesinde bozukluklara yol açmaktadır. Aynı durum tuzlu ve tuzlualkali topraklar için de sözkonusudur. Özellikle bikarbonatlı veya tuzlu sularla sulanan topraklarda iyon dengesinin bozulması olayı da toprak kolloidleri katyonların özellikleri ve toprak suyu arasındaki ilişkiye bağlıdır

67 160 4) KATYON DEĞİŞİMİNDEKİ ANORMALLİKLER Değiştirilebilir katyonlardan bazıları bazı durumlarda yukarıdan beri sıralanan katyon değişimi esaslarına uymamaktadırlar. Kil minerallerinden vermiküllitin fazla miktarda K + veya NH + 4 katyonları aldığı ve su kaybederek kuruduğunda illite dönüşmesi olayı katyon değişimindeki anormalliklere bir örnektir. Bu olay K + ve NH + 4 un fiksasyonu olarak tanımlanır (bak Vermiküllit). Potasyum ve amonyumun iyonlarının veya bunlardan birinin vermiküllit yaprakçıklarının arasına çok miktarda girmesi ve kilin su kaybetmesi sonucunda mikaillitvermiküllit gelişimi tersine döner ve yaprakçıklar mika yaprakçıkları gibi birbirine sıkıca bağlanırlar (Şekil 8). Yaprakçıklar arasında kalan K + ve NH + 4 katyonları da diğer katyonlarla değiştirilemez. Özellikle potasyumlu ve amonyumlu gübrelerin çok miktarda kullanıldığı topraklarda vermiküllit minerallerinin illite dönüşmeleri ve bu katyonların fiksasyonu sözkonusudur. Katyon değişimindeki anormallikler düşük baz doygunluğu derecelerinde magnezyum katyonlarında da görülür. Ayrıca sodyum (Na), Rubidyum (Rb), Sezyum (Cs) ve lityum (Li) katyonlarının da bazı şartlarda illit ve vermiküllit minerallerinde fikse edildikleri bildirilmiştir (SchefferSchachtschabel 1970) Toprağın Katyon Değişim Kapasitesi ve Baz Doygunluğu Toprağın (ve özellikle toprak kolloidlerinin) tutabilecekleri katyonların toplam miktarına eşdeğer kapasiteye toprağın katyon değişim kapasitesi denir. Toprağın katyon değişim kapasitesi 100 gr toprakta miliekivalan (me/100 g) olarak verilir. Toprakların katyon değişim kapasitelerinin tamamı katyonlarca doyurulmamış olabilir. Katyonlarca doyurulmuş olan katyon değişim kapasitesi kısmının (S), tüm katyon değişim kapasitesine (T) oranı toprağın baz doygunluğunu (% V) verir. Burada özellikle değiştirilebilir durumdaki Ca, Mg, K, Na katyonlarının toplamı S değeri olarak kabul edilir. S V =. 100 T Örnek olarak; değiştirilebilir katyonların toplamı S = 16 me, toprağın tüm katyon değişim kapasitesi T = 20 me ise toprağın baz doygunluk oranı V = 16/20 x 100 = % 80 dir. Bazlarca doyurulmamış olan % 20 lik kısım ise H + tarafından doyurulmuştur. Toprakların katyon değişim kapasiteleri ve baz doygunlukları toprağın oluştuğu anakayaya, toprağın içindeki kil ve organik maddenin miktarına, iklim özelliklerine, toprağın genetik gelişim safhasına (toprak tipi), toprak horizonlarına ve toprak işlemesi ile gübrelemelere bağlı olarak değişiklik gösterir. Toprağın organik maddesi, topraktaki bulunuş oranına bağlı olarak, katyon değişim kapasitesi, toplam değiştirilebilir katyonlar ve baz doygunluğu üzerinde etkilidir. Tablo 61, 62 ve 63 de A h horizonlarının değiştirilebilir katyonları ile bunların toplamı (S), tüm katyonların değişim kapasitesi (T) ve baz doygunluğu oranı (V) değerlerinin toprağın organik maddesine bağlı olarak diğer toprak horizonlarından daha yüksek bulunduğu anlaşılmaktadır. Toprağın organik maddesi derinlikle hızla azaldığı için alt toprak horizonlarında etkisini kaybetmektedir.

68 ph, n [KCl] 161 Toprağın kil miktarına bağlı olarak da değiştirilebilir katyonların, katyon değişim kapasitesinin ve baz doygunluğu değerlerinin değiştiği tablo 61, 62 ve 63 te verilmiş örneklerde görülmektedir. Toprağın reaksiyonunun da değiştirilebilir katyonların miktarı ve türü üzerinde etkisi olduğu anlaşılmaktadır (Şekil 53 ve tablo 67). Şekil 53a da kristalen şistler (mikaşistler) ile granitlerden oluşmuş toprakların yıkanma (A el ), geçiş (AB), ve birikme horizonları ile esmerleşme (B v ) horizonlarında değiştirilebilir katyon miktarları ile tprak reaksiyonu arasındaki ilişki verilmiştir. Şekil 53b de ise kristalen şistlerden oluşmuş topraklar ile granitlerden oluşmuş toprakların horizonlara göre karşılaştırması verilmiştir. Şekil 53b deki horizonlara göre ilişkiler S miktarı ile ph değeri ilişkisine anakaya ve horizonlaşmanın etkisinin önemini de göstermektedir. Toprağın oluştuğu anakaya da, kimyasal bileşimine ve mikakil vb. minerallerin bulunuşuna göre farklı etkiler yapmaktadır. Kuzey Trakya da farklı anakayalardan alınmış toprak örneklerinin anakayanın mineralojik yapısına göre önemli farklar gösterdikleri Tablo 61 de görülmektedir 7,0 6,5 6,0 5,5 [ph] = 1,9942[S] 0,6205 r= (4) 4 [ph] = 3,4838[S] 0,2131 r = (1) [ph] = 2,9754[S] 0,2835 r = (2) 1 3 5,0 4,5 2 [ph] = 4,2995[S] 0,0951 r = 0.358, (3) 4,0 3,5 3,0 : A el horizonu (1) : A B horizonu (2) + : B ts horizonu (3) x : B v horizonu (4) Değiştirilebilir Katyonların Toplamı, [S], (me/ 100 g toprak) M. Doğan Kantarcı Şekil 53a. Yıldız Dağlık Kütlesinde (Kuzey Trakya) kristalen şistlerden ve granitlerden oluşan topraklarda toplam katyon miktarı (S = me/100 g toprak) ile toprak reaksiyonu (n KCl çözeltisinde ph) arasındaki ilişki (Kaynak : Kantarcı, M.D.1976). Toprakların oluştukları yerdeki iklim özellikleri de değiştirilebilir katyon miktarına, tüm katyon değişim kapasitesine ve baz doygunluğuna etki yapmaktadır. Daha az yağış alan kurak mıntıka topraklarının katyon değişim kapasitelerinin hemen tamamı değiştirilebilir katyonlarla doyurulmuş durumdadır. Buna karşılık ılıman bölgelerin topraklarında katyon değişim kapasitesinin bir kısmı doyurulmadığından H + iyonları tarafından işgal edilmiştir. Nemli bölgelerin topraklarında ise katyon değişim kapasitesinin % 6070 e varan kısmı hidrojen iyonlarınca doyurulmuş durumundadır. Çünkü nemli bölge topraklarında fazla yağışlar toprağın değiştirilebilir katyonlarının yıkanmasına sebep olmaktadırlar. Aladağ ın

69 162 (Bolu) kuzey yamacında andezit üzerinde oluşmuş toprakların yükselti ile artan yağış ve azalan sıcaklık etkisi altındaki durumları tablo 62 de görülmektedir. Yükselti arttıkça organik karbonun ve buna bağlı olarak organik maddenin ve tüm katyon değişim kapasitesinin artmasına rağmen katyon miktarları ve baz doygunluğu oranları azalmıştır. Bu durum iklim farklarının toprak doygunluğu üzerindeki etkisinin büyüklüğünü göstermektedir. Toprağın genetik gelişim safhası da yani toprak tipi de değiştirilebilir katyonların, tüm katyon değişim kapasitesinin miktarını ve baz doygunluğu oranını etkilemektedir. Yıkanma horizonları gelişmemiş olan esmer orman toprakları ile yıkanmabirikme horizonları gelişmiş olan solgunesmer orman toprakları ve daha ileri yıkanma safhasında bulunan boz esmer orman toprakları arasında önemli katyon değişim kapasitesi, değiştirilebilir katyonlar ve baz doygunluğu farkları vardır (Tablo 63). Bu topraklar arasındaki farklar kil oranlarına da bağlı görünmektedir. Ancak toprak tipinin gelişimi ile kil oranları arasında da önemli ilişkiler sözkonusudur 55) 55) Fazla bilgi için bak.kantarcı,m.d.1979.ilıman iklim etkisinde genetik toprak gelişimi ve 1981 Kil bölümünün taşınma ve birikmesi.

70 [ph], n (KCl) [ph], n (KCl) [ph], n (KCl) ,2 < ph < 8,2 (Ca ++ tampon alanı) A h HORİZONU [ph] = 0,0348 [S]+ 4,8679 r 2 = 0,310 (1) [ph] = 0,2247 [S]+ 2,6824 GRANİT 3 r 2 = 0,746 (2) 2 ph <3,0 (Fe ++ tampon alanı) : Çoruh Meşesi (Kuvars serizit şist) (1) : Doğu Kayını (Klorit serizit şist) (2) Değiştirilebilir katyonların toplamı, [S], (me / 100 gr toprak) 8 7 6,2 < ph < 8,2 (Ca ++ tampon alanı) A el HORİZONU [ph] = 0,2933 [S] + 3,2891 r 2 = 0,973 (1) ,0 < ph < 6,2 (Silikat tampon alanı) 4,2 < ph < 5,0 (Kolloid tampon alanı) 3,0 < ph < 4,2 (Al +++ tampon alanı) 2 1 GRANİT [ph] = 0,2753 [S + 3,3191 r 2 = 0,424 (2) 2 1 ph <3,0 (Fe ++ t ampon alanı) : Çoruh Meşesi (Kuvars serizit şist) (1) : Doğu Kayını (Klorit serizit şist) (2) Değiştirilebilir katyonların toplamı, [S], (me / 100 gr toprak) ,2 < ph < 8,2 (Ca ++ tampon alanı) 5,0 < ph < 6,2 (Silikat tampon alanı) 4,2 < ph < 5,0 (Kolloid tampon alanı) (A B) HORİZONU [ph] = 1,1529[S] + 0,7577 r 2 = 0,702 (2) 2 1 [ph] = 0,156 [S] + 4,2265 r 2 = 0,731 (1) GRANİT ,0 < ph < 4,2 (Al +++ tampon alanı) ph <3,0 (Fe ++ t ampon alanı) KUVARS SERİZİT ŞİST KLORİT SERİZİT ŞİST : Çoruh Meşesi (1) : Doğu Kayını (2) Değiştirilebilir katyonların toplamı, [S], (me / 100 gr toprak) Şekil 53b. Yıldız Dağlık Kütlesinde (Kuzey Trakya) kristalen şistlerden ve granitlerden oluşan topraklarda toprak reaksiyonu ile değiştirilebilir katyonların toplam miktarı arasındaki ilişkinin toprak horizonlarına göre değişimi (Kaynak : Kantarcı, M.D.1976).

71 [ph], n (KCl) [ph], n (KCl) [ph], n (KCl) ,2 < ph < 8,2 (Ca ++ tampon alanı) (B C) HORİZONU GRANİT KLORİT SERİZİT ŞİST [ph] = 2,4744 [S] 0,5021 r 2 = 0,553 (1) 2 1 ph <3,0 (Fe ++ t ampon alanı) : Çoruh Meşesi (Kuvarsit serizit şist : Doğu Kayını (Klorit serizit şist) ,2 < ph < 8,2 (Ca ++ tampon alanı) Değiştirilebilir katyonların toplamı, [S], (me / 100 gr toprak) B st HORİZONU 6 5 5,0 < ph < 6,2 (Silikat tampon alanı) GRANİT 4,2 < ph < 5,0 (Kolloid tampon alanı) 4 3,0 < ph < 4,2 KUVARS SERİZİT ŞİST (Al +++ tampon alanı) KLORİT SERİZİT ŞİST 3 ph <3,0 : Çoruh Meşesi (Fe ++ t ampon alanı) : Doğu Kayını ,2 < ph < 8,2 C v HORİZONU 7 (Ca ++ tampon Değiştirilebilir alanı) katyonların toplamı, [S], (me / 100 gr toprak) 6 GRANİT 5 4 KLORİT SERİZİT ŞİST [ph] = 0,063[S] + 4,6928 r 2 = 0, ph <3,0 (Fe ++ t ampon alanı) KUVARS SERİZİT ŞİST : Çoruh Meşesi : Doğu Kayını Değiştirilebilir katyonların toplamı, [S], (me / 100 gr toprak) Şekil 53b nin devamı.

72 Tablo 61. Toprakta değiştirilebilir katyonların (me/100 g), bunların toplam değerinin (S = me/100 g), tüm katyon değişim kapasitesinin (T = me/100 g) ve baz doygunluğunun (% V) çeşitli anakayalardan oluşmuş topraklardaki değişimi ve organik maddekil miktarı ile ilişkisi (Kaynak : M.D.Kantarcı ) Toprak Nu:58 Toprak Nu:9 Toprak Nu:39 Kuvars Serisit Şist Podsol toprağı Meşe + Kayın + Orman gülü altında Serisit Şist Boz Esmer Orman Toprağı Meşe ormanı altında Kuvars diorit (Granit) Boz Esmer Orman Toprağı Meşe + Kayın ormanı altında H o r i z o n l a r H o r i z o n l a r H o r i z o n l a r A h A el AB B st BC C v A h A el AB B st BC C v A h A el AB B st BC C v K Na Ca Mg S T V (%) Kil (%) Org.madde (%) Mevkii Kadınkule Sergen Yolu Vava Tepenin yamacı Çilingoz Çamlıköy arasında Beytepe Demirköy İğneada yolu Asker Köprüsü

73 Tablo 62. Toprakta değiştirilebilir katyonların toplamının (S), tüm katyon değişim kapasitesinin (T) ve baz doygunluğunun (V) topraktaki kil organik karbon miktarları ile de ilişkili olarak yükseltiiklim kuşaklarına göre değişimi (Kaynak : M.D.Kantarcı Bolu Aladağ ın kuzey bakılı yamacında Uludağ göknarı ormanı altındaki andezit topraklarına ait ortalama değerler verilmiştir) I II III IV m m m m Kil (%) C org (%) S (me/ 100g) T (me/ 100g) V (%) Kil (%) C org (%) S (me/ 100g) T (me/ 100g) V (%) Kil (%) C org (%) S (me/ 100g) T (me/ 100g) V (%) Kil (%) C org (%) S (me/ 100g) T (me/ 100g) V (%) A h A el AB B st BC C v

74 Tablo 63. Toprakta değiştirilebilir katyonların toplamı (S = me/100 g), tüm katyon değişim kapasitesi (T = me/100 g) ve baz doygunluğu (% V) ile toprağın genetik gelişimi (toprak tipleri) arasında ilişki. Karşılaştırmalar için topraklardaki kil ve organik madde oranları da verilmiştir (Kaynak: M.D.Kantarcı 1976 ortalama değerler) Esmer Orman Toprağı Solgun Esmer Orman Toprağı Boz Esmer Orman Toprağı Kil (%) Organik madde (%) S (me/100g) T (me/100g) V (%) Kil (%) Organik madde (%) S (me/100g) T (me/100g) V (%) Kil (%) Organik madde (%) S (me/100g) T (me/100g) V (%) A h B v A el AB B st BC C v

75 Toprakta Anyon Değişimi Toprak kolloidleri pozitif yüklü kısımlarında (kil mineralleri) veya pozitif yüklü durumlarda (oksitler ve organik kolloidler) anyonları da değiştirilebilir halde tutarlar. Ancak toprak kolloidlerinin tutabildiği anyon miktarı pek azdır. Bu nedenle toprağın iyon değişim kapasitesi katyon değişim kapasitesi olarak anılır. Anyonlar arasında ençok fosfat anyonu tutulur. Buna karşılık sülfat, klor ve nitrat anyonları pek az tutulabilir. Kil mineralleri ortam asitleştikçe daha fazla anyon tutabilirler. Örnek olarak; toprak reaksiyonunun 45 ph arasında olduğu ortamda kaolinit 510 me/100 g, montmorillonit 1620 me/100 g fosfat anyonu tutabilmektedir 56). Toprağın oksitlerinin anyon tutma yetenekleri de toprağın reaksiyonu ile ilişkilidir. Topraktaki oksitler (Fe ve Al oksitleri) organik maddenin (humus) bulunduğu hafif asit ortamlarda amorf hidroksit durumundadırlar (A h horizonu gibi). Amorf durumdaki bu demir hidroksitler ile aluminyum hidroksitler hafif asit ortamda daha fazla fosfat anyonu tutabilirler. Ortamın alkalen olduğu durumlarda veya demir hidroksitlerin demir oksitlere dönüşmesi halinde (pozitif yüklenme) fosfat anyonları pek az tutulabilmektedir. Fosfat anyonlarınca fakir topraklarda (lateritlerde) demir ve aluminyum oksitler (oksihidroksitler) sülfat anyonlarını tutmaktadırlar 56) Toprak Reaksiyonu Toprak çözeltisinin asit veya alkali reaksiyonda oluşu toprak reaksiyonu olarak tanımlanır. Toprak reaksiyonu ph terimi ile ifade edilir 57). Toprak reaksiyonu, toprağın kimyasal, fiziksel ve biyolojik özelliklerinden olduğu kadar toprağın oluşum ve gelişimini etkileyen yeryüzü şekli, iklim, anakaya ve canlılar gibi faktörlerin de kontrolu altındadır. Toprak reaksiyonu bir yandan toprakların genetik gelişimi üzerinde, bir yandan da toprakların kimyasal ve fiziksel özellikleri hakkında bilgi edinmemizi sağlamaktadır. Topraktaki birçok kimyasal ve fiziksel oluşum ve gelişim olayları ile toprakların verimliliği ve bitkilerin yayılmaları, bitki toplumlarının tür bileşimi toprağın reaksiyonundan önemle etkilenir (Şekil 53) Toprak Reaksiyonunun Tanımı ve İfadesi Toprak reaksiyonu toprak suyundaki hidrojen iyonlarının yoğunluğu ile ölçülür. Toprak tarafından tutulan değiştirilebilir hidrojen iyonlarının bir kısmı toprak suyuna geçer. Bu nedenle toprağın tüm asitliği, katyon değişim asitliği ve toprağın aktüel asitliği, yani ph sı (toprak reaksiyonu) birbirinden farklı kavramlardır. 56) 57) Fazla bilgi için bak. SchefferSchachtschabel ph: Potentia hydrogenii.

76 157 Toprağın aktüel asitliği : Toprağın aktüel asitliği yağış sularının toprağa girmesi ve onu ıslatması sonucunda toprak kolloidlerinin tutmuş olduğu değiştirilebilir H + iyonlarından toprak suyuna geçen miktarının ifadesi için kullanılır. Laboratuvarda hava kurusu toprağın saf su ile (1 toprak/ 2,5 saf su oranında) karıştırılıp 24 saat kadar bekletilmesi ile suya geçen H + iyonları miktarı aktüel asitlik olarak ölçülür. Uygulamada toprak reaksiyonu veya ph olarak kullanılan toprak asitliği bu aktüel asitliktir (Tablo 64). Katyon Değişim Asitliği (Potansiyel Asitlik) Toprak eğer bir tuz çözeltisi ile muamele edilirse çözeltideki katyonlar toprak kolloidleri tarafından tutulan H + iyonları ile yer değiştirir. Toprak suyuna çıkan bu H + iyonlarının miktarı toprağın katyon değişim asitliği veya potansiyel asitlik olarak isimlendirilir. Laboratuvarda katyon değişim asitliği normal KCl (veya 0.1 N KCl) çözeltisi ile toprağı 1 / 2,5 oranınıda ıslatmak ve 24 saat kadar bekledikten sonra H + iyonları miktarını ölçmek yolu ile belirlenir. Katyon değişim asitliğinde toprak tuz çözeltisi ile bir defa muamele edilir. Burada amaç toprağa giren yağış suyunun yüzeyinde veya A h horizonunda ayrışan organik madde ve diğer ayrışma ürünlerini de çözündürerek toprak derinliklerine birlikte taşıması halinde toprak suyuna geçebilecek H + iyonlarının miktarının belirlenmesidir. Katyonlarca zenginleşmiş olan sızıntı suyu toprak kolloidleri ile katyon alışverişinde bulunur. Kolloidlerde tutulmuş H + iyonları sızıntı suyuna geçerler. Sızıntı suyundaki katyonlar da toprak kolloidleri tarafından tutulur. Bu katyon alışverişi sonucunda sızıntı suyu belirli bir ölçüde asitleşir. Toprağın katyon değişim asitliği aktüel asitlikten daha düşüktür. Aradaki fark yaklaşık 1 ph derecesi kadardır (Tablo 64). Toprağın Tüm Asitliği (Toplam Değiştirilebilir H + Miktarı) Toprağın tüm asitliği ile toprak kolloidleri tarafından tutulmuş olan H + iyonlarının toplamı ifade edilir. Diğer bir tanımlama ile toprağın katyon değişim kapasitesinde katyonlar tarafından doyurulamamış olan kapasite (baz doygunluğu açığı) toprağın tüm asitliği olarak anlaşılmaktadır. Toprağın tüm asitliğinin tayini için toprağın bir tuz çözeltisi ile birkaç defa muamele edilmesi gerekmektedir. Böylece toprak kolloidleri tarafından tutulan H + iyonlarının tamamı tuz çözeltisindeki katyonlarla yerdeğiştirmiş olurlar. Arazide bu olay birbiri ardınca gelen yağışlara bağlı olarak kısa aralıklarla toprağa giren suyun ölü örtü ayrışma ürünleri olan katyonları (veya gübreleme ile verilen katyonları) birlikte taşıyarak toprak kolloidleri ile katyon alışverişinde bulunması şeklinde gerçekleşir. Toprağın tüm asitliği toprak tarafından toprak suyuna verilebilecek toplam H + iyonu miktarı ile ölçülür. Bu değer mevsime, ayrışma ve yıkanma (yağış) olaylarının sıklığına ve şiddetine ve benzeri etkilere göre değişir. Toprağın tüm asitliği uygulamada toprak reaksiyonu olarak değil baz doygunluk açığı olarak kullanılır ve H + iyonu miktarı me/100 g olarak ifade edilir. Örnek olarak; humuslu bir toprağın tüm katyon değişim kapasitesi T = me/100 g, değiştirilebilir katyonların toplamı S = 45.3 me/100 g ise aradaki fark TS = me/100 g lık kapasite olup H + iyonları tarafından doyurulmuştur. Bu toprağın baz doygunluğu oranı V = S/T = % 27 dir. Baz doygunluğu açığı ise % 73 tür 58) (Tablo 61, 62, 63 ile ilişki kurunuz). 58) Toprakların baz doygunluğu oranları ve açığı için bakınız : Kantarcı, M.D Kantarcı, M.D Aladağ (Bolu). Eruz, E

77 158 Tablo 64. Toprağın aktüel (H 2 O da) ve potansiyel (n KCl de) asitliği arasındaki fark Toprak horizonları A h A el AB B ts BC C v (H 2 O ile) ph (N KCl ile) ph Örnek : Aladağ kütlesi (Bolu), Göknar ormanı altında andezit anakayasından oluşmuş Boz Esmer Orman Toprağı (Toprak No.17 Kantarcı, M.D.19792). Toprak Reaksiyonunun İfadesi (ph) Saf suyun litresinde 21ºC sıcaklıkta iken (10 7 ) tane su molekülü bulunur. Su moleküllerinin milyarda (10 9 ) biri iyonlarına ayrışmaktadır. İyonlaşmanın bu kadar küçük değerde olmasından dolayı suyun denge halinde olduğu kabul edilir. Bir litrede suda bulunan H + ve OH iyonlarının miktarı birbirine denktir. Bu durumda saf suyun ph sı 7 ve reaksiyonu nötr dür. Her iki iyon arasındaki denge belirli olup bozulmaz. H + x OH + = 10 7 x 10 7 = Saf suyun reaksiyonu (ph) ortamdaki H + iyonu yoğunluğunun negatif logaritması ile tayin edilirse; ph = colog H + = colog 10 7 = 7 olarak bulunur. H + iyonlarının yoğunluğuna göre ph değerleri ve OH iyonlarının yoğunluğu aşağıdaki düzen içinde değişir. ph colog H H + yoğunluğu OH yoğunluğu H + x OH = Bir sıvının reaksiyonu H + iyonunun yoğunluğu ile tayin edilmektedir. Toprağın reaksiyonu da toprak suyundaki hidrojen iyonu yoğunluğunun negatif logaritması (colog H + ) olan ph terimi ile ifade edilmektedir. Gerek toprak genetiğinde, gerekse toprakbitki ilişkilerinin kavranması için kullanılabilecek toprak reaksiyonu sınıflandırması tablo 65 te verilmiştir.

78 Çok şiddetli asit Şiddetli asit Orta derecede asit Hafif asit NÖTR Hafif alkalen Orta derecede alkalen Şidedetli alkalen Çok Şidedetli alkalen 159 Tablo 65. Toprak reaksiyonu sınıflandırması ph Değerleri Toprak Reaksiyonunu Etkileyen Faktörler Toprağın oluşum ve gelişiminde etkili bütün faktörler toprak reaksiyonunu etkileyebilmektedirler. Bu faktörler arasında özellikle toprak suyu ve insanların toprağı işlemesi ve gübrelemeler toprak reaksiyonunda hızlı ve köklü reaksiyon değişimlerine sebep olabilmektedir. 1) TOPRAK SUYU Yağışlarla toprağa giren ve toprak suyuna dönüşen su, sızıntı, taban suyu veya durgun su durumlarında toprağın reaksiyonu üzerinde çeşitli etkiler yapar. Sızıntı suyu toprağın üstünde yatan ölü örtünün ayrışma tabakalarından ve humusla karışmış üst toprak horizonundan (A h ) geçerken beraberinde bazı organik asitleri de birlikte taşır. Bu durum özellikle nemliserin veya ılıman iklim özelliklerinin hakim olduğu yörelerde görülür. Sızıntı suyu ile toprağın derinliklerine taşınan organik asitler toprağın reaksiyonunun asitleşmesine sebep olur. Toprak içinde yaşayan canlıların (kökler dahil) solunumu ile ortaya çıkan CO 2 in sızıntı suyu ile derinlere taşınması da burada H 2 CO 3 oluşumuna sebep olur. Zayıf bir asit olan H 2 CO 3 toprak reaksiyonunu asitleştirir. Toprağın taban suyunda bir miktar erimiş durumda oksijen vardır. Taban suyu hareket halinde olduğu için kök solunumu ile meydana gelen CO 3 ortamdan uzaklaşır. Ancak anaerob ortam şartlarının gelişmesi (örneğin durgun su) toprak suyunda CO 2 miktarının artmasına sebep olur. Özellikle kireçsiz topraklarda durgun su oluşumu toprak reaksiyonunun asitleşmesine sebep olur. Durgun su topraklarında indirgenme sonucu oluşmuş olan sülfitler toprağın kuruması ve toprağa O 2 girişi ile oksitlenerek sülfirik aside dönüşürler. Bu defa toprağın reaksiyonu ph 1 e kadar düşebilir. 2) BİTKİLER Bitki örtüsü toprağın reaksiyonuna üç şekilde etki yapmaktadır. Bitkilerin topraktan aldıkları katyonların miktarına bağlı etki Bitki artıklarının bileşimleri ve ayrışma ürünlerinin etkisi Bitkilerin (özellikle ormanların) toprağı gölgelemesi ile toprağın nemliliğine ve ısı alımı üzerine etkileri, dolayısıyla mikrobiyolojik ayrışma (humuslaşma) ve ayrışma

79 160 ürünlerinin türüne etkileri ve giderek toprak reaksiyonuna dolaylı etkileri (humus tipleri ve toprak sıcaklığı ile ilişki kurunuz). Bazı bitkiler topraktan daha fazla katyon almaktadırlar. Toprak kolloidlerinden alınan K +, Ca ++ ve Mg ++ katyonlarının yerine H + iyonları yerleşmektedir. Bu olay özellikle tarla bitkilerinin yetiştirildiği toprakların reaksiyonunda asitleşmeye yolaçmaktadır. Orman ağaçlarından örnek olarak göknarların ibrelerindeki yüksek Ca ++ miktarı topraktan fazla kalsiyum alındığını işaret etmektedir. Ancak göknar ibrelerinin dökülmesi ile oluşan ölü örtünün ayrışması topraktan alınan Ca ++ katyonlarının tekrar üst toprağa dönmesini sağlamaktadır. Buna karşılık alt toprakta ph düşmektedir (Değerler için bak. M.D.Kantarcı Aladağ (Bolu) göknar toprakları ve ibreleri) (ph değerleri için bak. Tablo 82). Bitki artıklarının (yani ölü örtünün) ayrışması ile meydana gelen organik asitler toprağın reaksiyonunu kuvvetle etkilemektedirler. Genellikle bazı koniferlerin ölü örtülerinin ayrışmasında asit ürünlerin meydana geldiği ve toprağı asitleştirdiği bilinmektedir. Bunlar lâdin, sarıçam, karaçam gibi türlerdir. Sedir ve göknar gibi bazı koniferler ise ibrelerinde daha fazla kalsiyum biriktirdikleri için bunların ölü örtülerinin reaksiyonu aşırı derecede asit değildir (Tablo 66). Bazı yapraklı türlerin ölü örtüleri de ayrıştıklarında asit ürünler vermektedir. Özellikle meşelerden pekçoğu ve yaprakları sıkı istiflendiği takdirde kayın ölü örtüleri asit reaksiyonludur (Tablo 66). Buna karşılık diğer yapraklı ağaç türleri genellikle asit humus oluşturmamaktadırlar (gürgen, kestane, ıhlamur gibi). Bu nedenle asit humus yapan konifer ormanları ile saf meşe ve kayın ormanlarına diğer yapraklı türlerin veya sedir, göknar, servi türlerinin karıştırılmasında fayda vardır. Bitkilerden bazı çalı türlerinin (orman gülleri, kara yemiş, ayı üzümleri ve fundalar) ölü örtüleri de asit humus oluşturmaktadırlar. Bu türlerin altında toprağın reaksiyonu çok şiddetli asit derecelerine düşebilmektedir (Tablo 66 ve Tablo 82). 3) MEVSİM DEĞİŞİKLİKLERİ Yıl içinde mevsimlik sıcaklık ve yağış değişimleri de toprağın reaksiyonunu etkilemektedir. Ormanda genel olarak toprağın reaksiyonu ilkbaharda düşer. Bunun sebebi vejetatif faaliyetin başlaması ile bitki köklerinin bir yandan topraktan katyonları almaları ve bu katyonların yerine H + iyonunun geçmesidir. Diğer bir sebep ise köklerin ve diğer canlıların solunumu ile çıkan CO 2 in ıslak toprakta zayıf bir asit olan H 2 CO 3 e dönüşmesidir. Sonbaharda ise toprağın reaksiyonu biraz yükselir. Bu defa yaprak dökümü ile ayrışan ölü örtünün katyonlarının toprağa ulaşması ve vejetatif faaliyetin yavaşlaması toprağın ph değerlerinin yükselmesine sebep olur. Tarım alanlarında ise gübreleme ve toprak işlemelerinin özelliğine bağlı olarak toprağın mevsimlik reaksiyon değişiklikleri farklı olabilir. 4) KLİMATİK TOPRAK TİPLERİ Toprağın oluşum ve gelişim safhaları toprak yapan faktörlerin doğrudan etkisi altındadır. Bir toprağın horizonları farklı oluşum ve genetik gelişim safhalarında farklı reaksiyon derecelerinde bulunabilirler. Özellikle serin ve nemli iklimlerdeki podsollaşma olayı toprağın reaksiyonunun aşırı derecede asitleştiğini işaret eder (Tablo 67). Ilık veya nemli ve sıcak iklim etkisi altındaki bölgelerde kırmızı Akdeniz toprakları, kurak bölgelerde

80 161 Karakepir toprakları (Vertisol ler) ise nötr veya alkalen topraklardır. Farklı iklim özellikleri altında klimaks a ulaşmış genetik toprak tiplerinin reaksiyonları da farklıdır 59). Tablo 66. Çeşitli orman ağaç ve çalılarının altında ölü örtü tabakasının ve üst toprağın reaksiyonu Ağaç ve çalı türleri SARIÇAM Pliosen I (1) Kuvarsit (2) Granit (2) Andezit (3) KARAÇAM Pliosen I (1) Kuvarsit (2) Granit (2) Kuvars Serizit Şist (4) (Karaçam +çalı fundası) Ölü örtüdeki reaksiyon Üst topraktaki reaksiyon Çürüntü +Humus A h Horizonu A el Horizonu tabakası H 2 O n KCl H 2 O n KCl H 2 O n KCl DOĞU LADİNİ (1) ULUDAĞ GÖKNARI (1) SEDİR (1) YALANCI SERVİ (1) KARAÇAM+ MEŞE Kuvarsit (2) Granit (2) SARIÇAM+ MEŞE Kuvarsit (2) Granit (2) SAPSIZ MEŞE Pliosen I (1) Pliosen I (2) Kuvarsit (4) (Sapsız meşe+mor çiçekli orman gülü Mikaşist (5) Toztaşı Şisti (6) DOĞU KAYINI + (7) ORMAN GÜLÜ (Kuvarsit) ADİ GÜRGEN (6) (Toztaşı Şisti) KESTANE (6) (Toztaşı Şisti) IHLAMUR (6) (Toztaşı Şisti) (1) Kantarcı, M.D..Karaöz, M.Ö. : Belgrad Ormanı nda yapılmış, yayınlanmamış araştırma. (2) Özer, B. 1993, (3) Tolunay, D. 1997, (4) Kantarcı, M.D (5) Öztürk, H. 1993, (6) Makineci, E. 1999, (7) Kantarcı, M.D ve 2 NOT: 2 ve 5 no lu araştırmalardan ortalama değerler alınmıştır. 59) Fazla bilgi için Toprak Genetiği bahsine bakınız.

81 162 5) KÜLTÜR İŞLEMLERİ Kültür işlemleri; toprağın işlenmesi, gübrelenmesi (kireçleme dahil), toprak yüzeyindeki yangınları, ormancılıkta çeşitli silvikültür uygulamalarını ve benzeri işlemleri kapsamaktadır. Toprağın işlenmesi toprağın havalanmasını sağlayacak iri gözeneklerin arttırılması ve toprağın ıslaklığının giderilmesini sağlamaktadır. İyi havalanan ve ıslaklığı giderilen topraklarda CO 2 birikiminin önlenmesi sonucunda toprak reaksiyonunun asitleşmesi de önlenmektedir. Toprağın gübrelenmesinde kullanılan asit köklü gübreler toprağın asitleşmesine sebep olurlar. Bilhassa amonyum sülfatlı gübrelerin fazla miktarda kullanılması halinde toprak reaksiyonu asitleşir 60). Buna karşılık K 2 SO 4 ile gübrelemede serbest H + iyonu bulunmadığı ve K + ile SO 4 bitki tarafından alındığı için toprakta bir asitleşme meydana gelmemektedir. Üre ile gübrelemede ise toprağın reaksiyonu alkalenleşir. Kalsiyum fosfat Ca(H 2 PO 4 ) 2 veya amonyum fosfatla NH 4 H 2 PO 4 gübrelemelerde de fosforlu gübrenin ayrışması sırasında açığa çıkan PO 4 ile H + iyonlarının birleşmesi sonucunda H 3 PO 4 oluşmaktadır. Fosforik asitin tamponlanması toprak kolloidlerinde H + iyonunun artmasını sağlamakta ve toprak asitleşmektedir (ph 12 ye kadar düşebilir). Asit reaksiyonlu toprakların reaksiyonunu nötrleştirmek için kireçleme yoluna gidilir. Fidanlıklarda alkalen toprakların reaksiyonlarını hafif asit veya asit duruma getirmek için duruma göre kükürt, seyreltik sülfirik asit veya demir sülfat çözeltisi serpilir. Yangın kültürü ile gençleştirme alanlarında yakılan dal ve diğer organik artıkların külündeki katyonlar toprağın asitliğini azaltmaktadır. Ormanın bakımı amacı ile yapılan aralama ve benzeri silvikültür uygulamaları toprağa ulaşan güneş enerjisi miktarını arttırmaktadır. Böylece ölü örtünün ayrışması hızlanmaktadır. Serbest kalan katyonların toprak kolloidlerinde tutulmuş olan H + iyonları ile yerdeğiştirmesi sonucunda toprağın asitliği azalmaktadır. Baltalık alanların fazla suyunun akıtılması veya yüksek taban suyunun drenaj hendekleri ile boşaltılması sonunda kuruyan toprakların reaksiyonlarında da değişiklik olur. 6 ) ASİT YAĞIŞLARIN TOPRAK REAKSİYONUNA ETKİLERİ Endüstri bölgelerinde ve yoğun yerleşim alanlarında havaya verilen SO 2 ve NO x gazları yağışlar ile toprağa ulaşmaktadır. Özellikle kükürtdioksidin H 2 SO 3 ile H 2 SO 4 e ve NO x lerin HNO 3 e dönüşmesi toprağın reaksiyonunun asitleşmesine sebep olmaktadır (Bkz. Kantarcı, M. D. 1992, 1995, 19971, 19972, 19973). Toprak kolloidlerinin değiştirilebilir durumda tutabildiği katyonların tamponlama etkisi ph arasında bulunmaktadır (Ulrich, B.1981). Asit yağışların etkisi ile meydana gelen H 2 SO 3 asidi topraktaki değiştirilebilir katyonlarca tamponlanmaktadır. Ancak toprak kolloidlerinden dışarı alınan her katyonun yeri H + tarafından doldurulmakta ve toprak giderek asitleşmektedir. Toprağın giderek asitleşmesi ve ph değerinin arasındaki Al +3 tamponlama bölgesine düşmesine, kil mineralinin ayrışmasına ve serbest kalan Al +3 ün toprak kolloidlerinde değiştirilebilir katyon olarak bağlanmasına sebep olmaktadır. Bu derecedeki şiddetli asitleşme sonucunda toprak kolloidleri Al +3 ve H + tarafından doyurulmaktadır. Al +3 ve H + katyonlarının bu derecedeki fazlalığı ise zehir etkisi yapmakta ve bitkilerin büyümesi veya yaşaması engellenmektedir (Tablo 67 ve Şekil 54). Nitratlaşma 60) (NH 4 ) 2 SO O 2 2HNO 3 + H 2 SO 4 + 2H 2 O Bu reaksiyonda amonyumun nitratlaşması sırasında serbest kalan H + ile SO 4 +`ün birleşmesinden oluşan H 2 SO 4 toprak kolloidlerinde bağlanmış olan değiştirilebilir katyonlarca tamponlanır. Ancak serbest kalmış olan H + iyonu kolloidlerdeki değiştirilebilir katyonların yerini aldığı için toprağın reaksiyonu asitleşir.

82 Topraktaki Aktif Manganezin Değiştirilebilir Kısmı, (%) Al +++ İle Doygunluk (%) Toprak Suyunda Al +++ ppm a) 0.1 KCl çözeltisinde ölçülen ph değerleri ile toprak kolloidlerinin Al +++ doygunluğu arasındaki ilişki (Tablo 67 daki tampon alanları ile karşılaştırınız) ph (H 2 O) b) Saf su ile hazırlanan toprak çözeltisinde ph değerleri ile Al +++ miktarları arasındaki ilişki ph c) Aktif Mn ++ oranının ph değerlerine bağlı olarak artışı Şekil 54. Toprakta ph değerine bağlı olarak Al +++ ve Mn ++ miktarının değişimi. (Kaynak: SchefferSchachtschabel 1970 ten derlenmiştir). 7) KİL MİKTARININ TOPRAK REAKSİYONUNA ETKİSİ Genel Olarak toprakta kil miktarı arttıkça değiştirilebilir katyonların miktarı da artmaktadır. Değiştirilebilir katyonların artması ise toprağın aşırı derecede asitleşmesini önlemektedir (Toprağın tampon etkisine bak.). Bu olay daha çok üç tabakalı kil minerallerinin toprakta bulunuşuna bağlıdır. İki ve dört tabakalı kil mineralleri ise çok fazla değiştirilebilir katyon tutamadıkları için asitleşmeye karşı önemli bir tampon etkisi gösterememektedirler

83 164 (Kil bahsi ve Tablo 17 ile ilişki kurunuz). Kil minerallerinin toprak asitliğini tamponlama etkisi montmorillonitten kaolinite doğru aşağıdaki sıraya göre azalmaktadır. Humus montmorillonit vermiküllit illit kaolinit Toprağın Tampon Etkisi Aşırı ph değişikliklerine karşı toprağın gösterdiği reaksiyon toprağın tampon etkisi olarak tanımlanır 61). Toprağa verilen gübreler, asit yağışların getirdiği asit grupları, ölü örtünün ayrışma ürünlerinin sızıntı suyu ile toprağın derinliklerine taşınması toprak suyunda H + iyonlarının veya kireç eklendiğinde OH iyonlarının artmasına sebep olur. Toprak suyundaki bu H + veya OH iyonu artışı toprak kolloidlerinde değiştirilebilir durumda tutulan katyonlar tarafından nötrleştirilir. Toprağın asitleşmeye karşı tampon etkisi baz doygunluk oranının yüksekliğine bağlı olarak artar. Toprak kolloidlerinin katyonlar tarafından doyurulmuş olması durumunda toprak suyunda bulunan yüksek miktardaki H + iyonları (asit etkisi) bu katyonlarla yerdeğiştirir ve toprak suyunun asitliği giderilir. Toprak kolloidlerinin doygunluk oranının düşüklüğü kolloidlerde H + iyonunun fazla bağlandığını ifade eder. Bu tür toprakların (asit topraklar) toprak suyundaki H + iyonu artışına karşı tampon etkisi daha zayıf olur (Tablo 67). Toprağın Tampon Alanları İle Al +3 ve Mn +2 Zehir Etkisi Alanı Toprakta toprak reaksiyonuna bağlı olarak çeşitli tampon alanları ayırtedilmiştir. Bu tampon alanları sınıflandırması toprağın içindeki biyolojikfiziksel ve kimyasal reaksiyonlar ve bu reaksiyonların etkileri hakkında önemli bilgiler vermektedir (Tablo 67). Doğal ekosistemlerde orman gülü, ayı üzümleri, fundalar, lâdin ormanları ve benzeri asit humus veren bitki türleri altında toprak suyunda H + iyonu miktarı artmaktadır. Benzer durum asit yağışlar sonucunda da ortaya çıkmaktadır. Toprak kolloidleri tarafından değiştirilebilir olarak tutulan katyonlar toprak suyundaki H + iyonları ile yerdeğiştirerek aşırı asitleşmeyi önlemekte yani tamponlamaktadırlar (Tablo 67 tampon alan ph ). Toprağa giren fazla miktardaki H + iyonu giderek alkali ve toprak alkali katyonlarının yıkanmasına sebep olmaktadır (Şekil 53). Böylece toprağın baz doygunluğu oranı (% V) düşer. Artan ve tamponlanamayan H + iyonu silikatların ve kil minerallerinin ayrışmaya başlamasına sebep olmakta, kil minerallerinde bağlanmış olan H + yerine Al +3 geçmektedir. Diğer bir deyimle, henüz ayrışmamış kil minerallerindeki serbest negatif yükler Al +3 tarafından tamponlanmaktadır (Tablo 67 tampon alanı ph ). H + iyonunun daha da artması topraktaki alüminyum oksihidroksitler ile aluminyum hidroksitlerin de ayrışmasına ve fazla miktarda Al +3 iyonunun toprak suyuna geçmesine sebep olur. Toprak kolloidleri Al +3 ve H + tarafından doyurulur. Böylece toprağın besin maddesi kapasitesi düşer ve Al +3 iyonları bitkiler için zehir etkisi yaparlar (Tablo 67 tampon alanı ph ve Şekil 54). H + iyonunun daha da artması halinde Al ve Fe ve Mn bileşikleri çözünmeye ve yıkanmaya başlarlar. Toprak kolloidleri Al +3, Fe +2 ve Mn +2 yüksek miktarda H + iyonları ile doyurulur. Beslenme bozuklukları ileri dereceye varır Al +3 ve Mn +2 şiddetli zehir etkisi yapmaya başlar (Tablo 67 tampon alanı ph < 3.0) 62). 61) 62) Tampon etkisi, bir çözeltiye veya süspansiyona H + veya OH iyonları verildiğinde çözeltinin veya süspansiyonun ph değişimine karşı gösterdiği dirençtir. Cam ve naylon seralarda çok nemli ve sıcak ortamda organik maddelerin karışması sonucunda manganoksitlerin indirgenmesi Mn +2 katyonunun serbest kalması ve zehir etkisi yapması mümkün olabilmektedir (Davis, J.N.1954/ ye göre SchefferSchachtschabel 1970).

84 165 Tablo 67. Toprakta tampon alanları ve özellikleri (Kaynak : Ulrich,B.1981; Ulrich,B. ve ark.1984; Kantarcı,M.D.1979a; Kantarcı,M.D.1980b) Tampo n alanı KCl de ph Hafif asit Hafif alkali Oldukç a asit Şiddetl i asit Çok şiddetli asit 3.0 Aşırı derece de asit Tampon Alanının Karakter i Ca ++ Tampon Alanı Silikat Tampon Alanı Kolloid Tampon Alanı Al +3 tampon alanı Fe +3 Tampon Alanı PH üzerinde etkili faktör Toprak havasındaki CO 2 oranı ve Ca ++ miktarı Silikatlarda bağlı alkali ve toprak alkali katyonlar K +, Ca ++, Mg ++ iyonlarının yıkanması, Silikatlarda ve kil de bağlı Al un serbest kalması, Artan H + iyonunun Al tarafından tamponlanması (yer değiştirmesi) Ca ++ ve Mg ++ hemen tamamen yıkanmıştır. Artan H + iyonları Al +3 iyonları ile yer değiştirerek tamponlanır Toprak suyundaki fazla miktardaki H+ iyonları serbest kalan Fe ve Mn iyonları tarafından tamponlanır. Toprak çözeltisinde hakim iyon HCO 3 ve Ca ++ Değiştirilebi lir katyonlar K +, Ca ++, Mg ++ vd. Al +++ Az miktarda olup bitkiler için zehir etkisi yapmaz Al +3 çok miktarda olup bitkiler için zehir etkisi yapar. Al +3, Fe +3 ve Mn +2 ile H + iyonları çok olup bitki beslenemez. Humus formu Belirgin toprak reaksiyonları, toprak kolloidlerinde tutulabilen katyonlar ve bazı etkileri Mull CaCO 3 + H HCO 3 Ca (HCO 3 ) 2 veya Ca HCO 3 CaCO 4 + H 2 SO 4 CO 2 + H 2 O + Ca(H 2 SO 4 ) 2 Toprak kolloidlerinde tutulan ve toprak suyunda hakim katyon Ca ++ fosfatlar birikiyor. Tuzlanma mümkün Mul ve çürüntülü mul Çürüntülü mul Çürüntülü mul ve ham humus Ham humus ve turba oluşumu Primer silikatların ayrışarak katyonların serbest kalması Hidroliz KalSi 3 O 8 + H OH HAlSi 3 O 8 + K + + OH CaAl 2 Si 2 O 8 + 2H OH H 2 Al 2 Si 2 O 8 + Ca OH Kilin toprak içinde taşınması ve birikmesi az miktarda katyon yıkanması ve birikmesi A el ve B ts horizonlarının oluşumu Esmer Orman Toprağı ve Solgun Esmer Orman Toprağı Ca ++ ve Mg ++ un yıkanması, kil ve silikat minerallerinin desilisifikasyonu ile Al +++ un serbest kalması Al 2 Si 3 O 5 (OH) 4 + H OH Al 2 (OH) 6 + 2SiO 2 Kaolinit Hidrarjillit Kilin taşınıp birikmesi (ph ) Kilin ayrışmaya başlaması (ph ) Demirin yıkanıp birikmesinde hızlanma (A el B st ) BozEsmer Orman Toprağı Gelişimi Toprak istekleri yüksek olan bitkilerin ortama uyum ve verim güçlerinin azalması Kil mineralleri hızla tahrip olup ayrışırlar (ph < 4) Ayrıca Al hidroksitler ve Aloksihidroksitler de ayrışırlar. Al 2 (OH) 6 + 6H + 2Al H 2 O AlOOH + 3H + Al H 2 O Serbest kalan Al +3 toprak kolloidlerinde tutulur. Asit humus ürünleri olan ve suda çözünebilen fenol bileşikleri bitkiler için zehir etkisi yapar. Fazla miktardaki Al +3 da zehir etkisi yapar. H + iyonlarının çokluğu bitki beslenmesini sınırlar. Toprakta söskioksitler hızla yıkanırlar ve Podsol lar gelişir (A e ve B s horizonları) Al ve Fe yıkanması, toprak suyunda H +, Al +3, Fe +3, Mn +2 miktarının çok yükselmesi sonucunda bitkilerin beslenememesi ve zehirlenmesi. Şiddetli podsollaşma olayı.

85 166