Pedogenesis

Pedogenesis (fra gresk πέδον , "jord" og γένεσις, "fødsel") er settet av fysiske , kjemiske og biologiske prosesser som over tid virker på sedimenter og endrede steinete materialer ( regolit ) som er eksponert på jordens overflate og fører til dannelse av en jord [1] .

Jorddannelse inkluderer to hovedprosesser:

• dannelsen av et grunnmateriale som en jord utvikler seg fra, foreldrematerialet [2] [3] , bestående av den grunnleggende mineralkomponenten i jorda;
• utviklingen av en jord med utgangspunkt i dette grunnleggende materialet.

Omtrent 99 % av jordsmonnet utvikler seg fra et materiale av mineralsk opprinnelse som stammer fra endring av bergarter, og i liten grad direkte fra organiske materialer som stammer fra vekst av planter (som for eksempel torv ) [4] . Det steinete substratet kan ikke betraktes som kildematerialet til jordsmonnet: Jordens sanne foreldremateriale er rusk [N 1] avledet fra den meteoriske endringen av bergarten på plass [5] . Jordsmonn studeres i pedologi , som representerer møtepunktet for geologiske og landbruksvitenskapelige vitenskaper [6] .

Virkningen av levende organismer er en av de grunnleggende faktorene som bestemmer dannelsen av en jord og derfor pedogenese. De første levende samfunnene som etablerer seg på et uorganisk substrat er dannet av enkle organismer: bakteriekolonier , sopp [7] og lav [8] ., Og primitive planter , som moser [9] som utøver en dobbel effekt: på den ene hånd fortsetter de arbeidet med kjemisk og fysisk endring av substratet, på den annen side forsyner de endringsmaterialet med en første tilførsel av organiske stoffer og mineralioner som deretter utnyttes for bosetting av mer komplekse organismer, slik som høyere planter , utstyrt med komplekse og utviklede radikaler [10] . Videre gjør produktene av de metabolske aktivitetene til levende organismer og deres post mortem nedbrytning den kjemiske endringen av interstitialvannet mer aggressiv, og favoriserer videre løsning av mineralsalter [11] .

Tidens gang er en annen avgjørende faktor for pedogenese. Dannelsen av et jordsmonn skjer over ganske store tidsavstander, på grunn av de lange tidene som kreves av endringen av det steinete substratet (fra hundrevis til tusenvis av år, avhengig av klimatiske faktorer) [12] . De svært lange tidene som kreves av pedogenese, gjør at jorda betraktes som en ikke-fornybar ressurs, ettersom dannelsestidene er langt større enn de som er knyttet til prosessene med tap og forringelse på grunn av både naturlige og menneskeskapte årsaker. [1. 3]

Forvandlingen av fjellet på plass

Bergartene på jordoverflaten er utsatt for fysiske og kjemiske modifikasjoner av forskjellige meteoriske forvitringsprosesser (eller meteorisk nedbrytning eller til og med meteorisering ). Disse prosessene begynner generelt med perkolering (infiltrasjon) av vann inn i hulrommene inne i bergartene (i bruddene og porøsiteten til bergartene), og er mer intense jo nærmere bergarten er overflaten [14] [15] . Meteorisk forvitring forårsaker desintegrering og endring av berggrunnen gjennom mekaniske og kjemiske prosesser som skaper et overflatelag av regolit (sett med løse bergartsfragmenter). [16]
De primære faktorene som styrer endringen er klima [N 2] og geomorfologi [N 3] . Disse storskalafaktorene styrer temperatur, vanntilgjengelighet og vannkjemi [17] .

De nedbrutte materialene forblir på plass en stund, og danner et eluvialt dekke som til en viss grad beskytter den "ferske" bergarten mot ytterligere angrep. Eluviumet kan også nå betydelige tykkelser ( tivis av meter), hvis tilstedeværelsen av infiltrerende vann (i fuktig klima) gjør at nedbrytningen kan virke i dybden på kjemisk og/eller fysisk måte [18] . De eluviale materialene er å anse som autoktone (dvs. stammer fra stedet). Materialene som avsettes etter en kortere eller lengre transport av atmosfæriske midler (vann, vind, isbreer, gravitasjon) er i stedet alloktone (dvs. transportert fra andre steder). Denne typen avsetninger utgjør colluvium (kolluviale avsetninger, eller rusk fra skråningen eller skredet ) og alluviumet (avsetninger av alluvial slette og dejection fan ); andre typiske eksempler er moreneavsetninger og eoliske avsetninger (som löss ) [19] .

Transformasjonene som gjennomgår av bergarten på stedet kan være av en fysisk type , dvs. fra oppløsningen av den steinete massen som dukker opp på jordens overflate, forårsaket av de forskjellige fysiske agensene, eller av en kjemisk type , som involverer en modifikasjon av den kjemiske sammensetningen eller en omorganisering av den krystallinske strukturen , som fører til dannelsen av såkalte sekundære mineraler [20] [21] .

På lang sikt fører virkningen av atmosfæriske midler på bergarter til mekanisk desintegrering med produksjon av regolit [22] . Mineralfraksjonen av sistnevnte har svært varierende granulometriske dimensjoner. To grunnleggende kategorier kan skilles [23] [24] :

• primær mineralfraksjon, bestående av materialer som bevarer de opprinnelige mineralene i bergarten på plass og stammer fra fysiske nedbrytningsprosesser: vi har bergartsfragmenter fra grove (stein og småstein), til gradvis finere og finere, opp til størrelsen på sand (granulat) , nesten alltid monomineral, eller sammensatt av et enkelt mineral og silt , med dimensjoner i størrelsesorden fraksjoner av en millimeter ). Mineralene som er tilstede i denne fraksjonen er primære eller restmineraler [25] [26] .
• sekundær mineralfraksjon, som stammer fra den fysiske desintegrasjonen og fremfor alt fra den kjemiske endringen av primærfraksjonen: denne fraksjonen er hovedsakelig representert av leire , med dimensjoner i størrelsesorden mikrometer . Leire utgjør ikke bare en dimensjonal klasse, men har spesifikke mineralogiske egenskaper. Leire er sekundære mineraler. Det vil si at de stammer fra den kjemiske eller biologiske nedbrytningen av primære mineraler (feltspat, glimmer og andre) som skjer i nærvær av vann i dannelsen av jord [27] [28] .

Fysisk nedbrytning

De fysiske nedbrytningsmetodene til bergarter er av forskjellige typer [29] [30] :

• kryoklastisme , forårsaket av fryse-tine-virkningen. Det er prosessen med mekanisk desintegrering av en bergart forårsaket av trykket forårsaket av økningen i volumet av vannet inneholdt i sprekkene og den naturlige porøsiteten til bergarten når den fryser. Når frysevann blir til is, øker volumet med 9 %, noe som genererer tilstrekkelig trykk til å bryte fjellet eller i alle fall svekke dets kohesjon, spesielt hvis fjellet er mettet med vann (dvs. vannet fyller de tomme områdene helt inne i fjellet) . Med gjentatte fryse-tine-sykluser desintegrerer bergarten til fragmenter (klaster): denne prosessen er typisk for kalde klimaområder (selv sesongmessige) der det er temperaturvariasjoner rundt 0 °C som kontinuerlig induserer endringer i fysisk tilstand i det hele tatt. (som fjellområder i stor høyde i tempererte områder eller områder på høye breddegrader, polare og sirkumpolare). Fragmentene har på grunn av typen mekanisk handling skarpe kanter, ofte skarpe [31] [32] [33] ;
• termoklastisme . Sykliske (daglige) temperatursvingninger spiller en viktig rolle i den fysiske oppløsningen av bergarter, spesielt i tørre (ørken) områder med varmt klima, hvor det er raske og brede utflukter (titals grader) mellom natt og dag. Oppvarmingen genererer en utvidelse, med volumøkning. Bergarter er sjelden isotropiske legemer (som de fysiske egenskapene ikke varierer med retning): de er ofte sammensatt av forskjellige typer mineraler eller har i alle fall interne diskontinuiteter (som stratifisering ), og dette påvirker også den interne fordelingen av deres fysiske egenskaper (som hardhet , elastisitet , termisk ekspansjon osv.), som har forskjellige størrelser i forskjellige retninger. Dette fører til at de ulike bestanddelene av bergarten som er utsatt for temperaturvariasjoner, utvider seg og trekker seg sammen i ulik grad, og dette letter dannelsen av mikrobrudd som gradvis utvides til selve bergarten går i oppløsning. Videre har bergarter generelt ikke høy varmeledningsevne (dvs. de har en tendens til å være varmeisolatorer ): dette betyr at mellom overflatedelen (noen få millimeter) og den indre delen kan det være flere grader av forskjell og derfor en annen respons i vilkår for ekspansjon til temperatursvingninger; dette med gjentatte oppvarmings- og avkjølingssykluser forårsaker mikrobrudd parallelt med bergoverflaten. Resultatet av denne prosessen er løsgjøring av tynne plater eller flak av stein. Denne typen sammenbrudd kalles peeling. [34] [35]
• aloklasme . Denne prosessen er viktig i steinete kystområder, spesielt i varmt klima, hvor sjøvann med høyt saltinnhold trenger inn i sprekkene, diskontinuitetene og porøsiteten i bergarten. Det er også karakteristisk for områder med et tørt klima eller ørken hvor vannet i den overfladiske delen av jorda fordamper raskt i løpet av dagen, og etterlater saltavleiringer. Ved fordampning av vann krystalliserer saltene først i løsning, og veksten av krystallene induserer spenninger som bidrar til å utvide bruddene til det punktet at de løsner steinsplinter. Denne typen prosess ligner faktisk på frysing / tining. Saltene som oftest er involvert i denne prosessen er natriumklorid ( halitt ), kalsiumsulfat ( gips ) og kalsiumkarbonat ( kalsitt ) [36] [37] .
• bioklastisme : er den fysiske nedbrytningen av bergarter produsert av levende organismer. Komplekset av in situ fysisk-kjemiske endringsprosesser som allerede er sett, skaper en regolittisk jord som kan viderebearbeides av biogene prosesser . Planterøtter som trenger inn i berggrunnen kan knuse berget ytterligere; gravende dyr bidrar til fenomenet, både med sin graveaktivitet og (som meitemark ) ved å blande sedimentet på nytt [38] .

Det finnes andre former for fysisk nedbrytning som kan virke på bergarter, som anses som av en viss betydning bare over svært lange tider, for eksempel ekspansjonen som følge av fjerning av overliggende steinlag, med en påfølgende reduksjon i litostatisk trykk [39] og påfølgende frigjøring av stress indre spenninger [40] .

Kjemisk endring

Prosessene med kjemisk endring fører til viktige konsekvenser for tilblivelsen av en jord: kjemiske angrep på mineralene i en bergart fører til endring eller ødeleggelse av deres krystallinske struktur og til tap av elementer.

I alle prosessene som er beskrevet nedenfor, spiller vann en viktig rolle, hvis sirkulasjon tillates av permeabiliteten til jorda som er en funksjon av teksturen .

Prosessene som substratendring skjer gjennom er:

• Oksidasjon / reduksjon : de er viktige i jorda da de virker på løseligheten og derfor på mobiliteten til enkelte grunnstoffer ; disse siste mengdene varierer ettersom redoksforholdene som oppstår i jorda varierer. Noen av de viktigste kjemiske elementene i pedogenese har dynamikk som er svært påvirket av deres oksidative tilstand: jern , for eksempel, i reduserende forhold (som kan bestemmes i en vannmettet jord) reduseres til Fe 2+ ion og blir delvis løselig i vann, og kan dermed fjernes. Når det pedologiske miljøet blir oksiderende igjen (for eksempel ved å opphøre med vannmetningsbetingelsene) går jernet tilbake til sin treverdige form og utfelles igjen som oksid eller hydroksid .
• Solubilisering : vann har en stor oppløseliggjørende kraft, ytterligere økt av det faktum at det ofte gjøres svakt surt på grunn av tilstedeværelsen av svake organiske syrer eller oppløst CO 2 (i jorda er karbondioksid tilstede i mengder 50-100 ganger høyere enn det av luften på grunn av respirasjonen til organismene som utgjør pedofaunaen ) [41] .

Løsningene som sirkulerer i en jord har stor betydning i pedogenetiske mekanismer, gitt den store mobiliteten i den pedologiske profilen til vannet ( løsemiddel ), som gjør det mulig å fjerne store mengder ioner og deres påfølgende gjenavsetning i andre horisonter i profilen eller deres fjerning. For eksempel er dekarboneringsprosessene hovedsakelig avledet fra solubilisering og fjerning av kalsiumioner ( Ca2 + ); videre kommer avsetningsprosessene til salter fra deres utfelling, etter å ha blitt oppløst i vann og mobilisert av det.

• Hydrering : består i inkorporering av vannmolekyler i gitteret til et mineral; dehydrering, på den annen side, oppstår når, under tørre forhold, sterk fordampning forårsaker utstøting av vann. Hydrering letter den kjemiske endringen av mineraler, og svekker kreftene som holder ionene bundet til krystalloverflatene. Mange jordmineraler stammer fra hydrering: for eksempel gips ( kalsiumsulfatdihydrat , CaSO 4 · 2H 2 O).
• Hydrolyse : det er teknisk gitt ved en nedbrytning av krystallgitteret til mineraler forårsaket av virkningen av vann. I pedogenese er det en kraftig endringsfaktor, absolutt fremtredende i varme og fuktige miljøer som for eksempel ekvatoriale . Den alterative kapasiteten til vannmolekylene økes av den svake surheten (innhold i karbonsyre , H 2 CO 3 ). Den hydrolytiske prosessen innebærer frigjøring av silika og baser ; deretter, avhengig av de klimatiske egenskapene , kan disse vaskes fullstendig ut ( desilikatering ) eller gi opphav til nydannede leire og hydroksyder av jern , aluminium og mangan ( endringskompleks ).
• Chelation : det er en spesiell form for kjemisk endring (i noen tilfeller biokjemisk ) forårsaket av noen typer organiske forbindelser (organiske syrer, fenoler ) som kan produseres av lavere organismer ( moser , sopp , lav ) eller kommer fra nedbryting av skogsøppel . Disse forbindelsene angriper mineralene og trekker ut metallioner (ellers ganske ildfaste mot slike reaksjoner) og danner organometalliske forbindelser kalt chelater ; disse ionene kan deretter gjennomgå en translokasjon, av det sirkulerende vannet, mot de nedre delene av profilen.

Produktene av endring av mineraler

Stoffene som dannes etter den kjemiske endringen av mineralene ( silika , jern, aluminium , kationer ), som opprinnelig utgjør bergarten, kan fjernes fra vannet som sirkulerer i profilen eller komme i kontakt med hverandre (eller med andre ev. komponenter i systemet) danner nye forbindelser. Stoffene som dannes på denne måten er hovedsakelig leirmineraler (som har en mikrokrystallinsk struktur i lag), jern- og aluminiumoksider/hydroksider og allofaner (amorfe forbindelser, derfor uten krystallinsk struktur) [42] [43] . I noen tilfeller kan titan og mangan også finnes i form av oksider, sistnevnte finnes i form av svartaktige filmer i makroporer.

Leiremineraler er i hovedsak hydratiserte silikater av jern, aluminium eller magnesium , organisert med forskjellige retikulære kombinasjoner i lag. Disse lagene (også kalt ark ) kan bestå av tetraedre med 4 oksygenatomer på toppen og et silisiumatom i midten eller oktaedre , bestående av et Al- , Mg- eller Fe - atom omgitt av 6 oksygenatomer eller 6 grupper -OH .

Ved å skille tetraedriske ark med "T" og oktaedriske ark med "O", identifiseres fire grunnleggende assosiasjonsmåter, som danner de grunnleggende enhetene til leirmineraler [42] [43] :

• TO, som stammer fra de såkalte 1:1-leirene , hvor et tetraedrisk ark er assosiert med et oktaedrisk ( kaolinitt , halloysitt );
• TOT, som stammer fra leire 2: 1 : et oktaedrisk ark er omsluttet av to tetraedriske ( montmorillonitt , illite , vermikulitt , glimmer );
• TOTO / TOT- (O), som produserer leire 2: 2 eller 2: 1: (1) ( chamositt );
• blandede lag mineraler , der strukturen er gitt ved repetisjoner, regelmessige eller ikke, av de tre strukturene beskrevet ovenfor.

Leiremineralene, avhengig av denne strukturen, har frie negative ladninger på overflaten: de er derfor i stand til å tiltrekke seg kationer , adsorbere dem til overflaten av enkeltarkene, der det er mulig, og deretter bytte dem ut med andre ( kationbytterkapasitet , CSC ).

Leire med en 1:1 struktur, slik som kaolinitt, har ganske sterke hydrogenbindinger mellom arkene, noe som gjør innsetting av vann eller kationer svært vanskelig; derav deres lave aktivitet, eksemplifisert ved lav CSC (5-15 mekv / 100  g ) [42] . De er typiske for varme og fuktige miljøer, veldig aggressive, og genererer dårlige og lite fruktbare jordarter, i likhet med de i ekvatoriale miljøer.

På den annen side, når bindingene mellom enkeltenhetene er svakere, er det lettere å sette inn løselige kationer eller vannmolekyler; derfor, i dette tilfellet, er det en høyere CSC (opptil 150 meq / 100 g). Gitteret, i tilfelle absorpsjon, utvider seg mye (såkalte ekspanderbare gitterleire ), og produserer de typiske svellings- og sammentrekningsvekslingene i jordsmonn som er rik på denne typen leire ( vertisuoli ).

Siden leirmineraler også er kjent som siallitter , snakker vi også om bisiallitisering for å indikere nydannelse av 2:1 leire, monosiallitisering for nydannelse av 1:1 leire og allitisering for å bety fullstendig fjerning av silika ved å vaske bort. I sistnevnte tilfelle vil jorda bestå av restmaterialer, som aluminiumoksider og mineraler som er motstandsdyktige mot kjemisk endring [43] .

De ulike leirstrukturene har ulike stabilitetsfelt , dvs. forhold i pedoen-miljøet (med hensyn til elektrolyttkonsentrasjoner , pH , vanninnhold) som er optimale for deres eksistens [44] . I et jordsmonn kan det, ved likevekt, eksistere flere typer leire, gitt de mange forholdene som kan finnes på nivå med mikromiljøet .

Allofaner er ikke-krystalliserte (amorfe) forbindelser av silisium og aluminium, bygd opp av partikler som ligner på hule kuler hvorfra vannmolekyler enkelt kommer inn og ut [43] . De er observert i podzolisk jord og i jord som stammer fra vulkanske materialer; de betraktes som metastabile former , forutbestemt til å utvikle seg i en krystallinsk tilstand og dermed stamme fra leirholdige mineraler.

Oksydene / hydroksidene av Fe og Al som er tilstede i jorda kan ha forskjellige krystallinske strukturer og forskjellige grader av oksidasjon; de viktigste mineralene er [42] [43] :

• bohmitt , AlOOH;
• gibbsitt , Al (OH) 3 , svært rikelig i svært endrede jordarter i varmt / fuktig klima;
• hematitt , α-Fe 2 O 3 , rød i fargen, rikelig i godt drenert jord i varmt klima;
• goethitt , α-FeOOH, brun/gulaktig i fargen, rikelig i godt drenert jord med kjølig og fuktig klima;
• lepidocrocite , γ-FeOOH, som danner de gule/oransje stripene som er typiske for glyjord ;
• ferrhydritt , Fe5HO84H20 ;_ _ _ _ det er en rødbrun forbindelse, tilstede i de fargede spodiske horisontene til podzoljord. Mer generelt brukes dette navnet for å indikere et stort utvalg av hydratiserte jernoksider, med en dårlig ordnet struktur, som akkumuleres midlertidig som produkter av endring, som naturlig utvikler seg mot mer krystallinske, ordnede former;
• maghemitt , γ-Fe 2 O 3 , funnet i både varm og temperert jord; det ser ut til å være assosiert med skogbranner, ettersom temperaturer på 300-500 °C kreves for dannelsen i laboratoriet [43] .

Transformasjoner av organisk materiale

Tilstedeværelsen av organisk materiale (både av vegetabilsk og animalsk opprinnelse) er avgjørende for at en naturlig kropp skal kunne defineres som jord. Under tilblivelsesfasen av et jordsmonn kan det organiske stoffet (eller rettere sagt, dets endringsprodukter) spille en svært viktig rolle og styre, i en forstand snarere enn en annen, pedogenesen (tenk på barskog og søppelsyre de genererer, eller til det baserike, ikke-forsurende skogskullet av løvskog ).

I noen situasjoner, for eksempel i temperert-kaldt og fuktig klima, spiller organisk materiale en viktig rolle i pedogenese: migrering av organiske forbindelser , deres biokjemiske transformasjoner og interaksjoner med mineralkomponenten spiller en ledende rolle. I andre, med tanke på pedogenesen til ekvatoriale eller tropiske miljøer, har det organiske stoffet en ubetydelig rolle, overveldet av veldig sterke geokjemiske endringer.

Skjebnen til det ferske organiske stoffet i dannelsen av en jord kan føre til at det følger to forskjellige veier:

• mineralisering , det vil si en overveiende biologisk form for nedbrytning som fører til nedbrytning av organiske forbindelser opp til uorganiske stoffer (for eksempel nitrater , ammoniakk , karbondioksid , vann);
• humifisering , som består i produksjon av nydannede kolloidale forbindelser , med tilstrekkelig kjemisk stabilitet til å gjøre dem tilstrekkelig ildfaste mot mikrobiell nedbrytning .

De to prosessene kan betraktes som antagonistiske til hverandre; settet med transformasjoner må imidlertid forstås som en slags "sirkel" (humus kan gjennomgå en påfølgende nedbrytning, en sekundær mineralisering som kan føre den tilbake til mineralske stoffer, mens noen mineralske stoffer kan gjennomgå en omorganisering ).

Komponenten som stammer fra humifisering utgjør arven av stabile organiske stoffer i jorda, med viktig innflytelse på dens fysiske egenskaper (farge, struktur, vannretensjon) og kjemisk ( kationbytterkapasitet ).

Pedogenetiske prosesser

Ulike fysisk - kjemiske prosesser finner sted mot ethvert parentalmateriale, så vel som den organiske komponenten som til slutt utvikler seg, noe som resulterer i deres endring og påfølgende utvikling mot jord; transformasjonene som disse komponentene gjennomgår, oppstår fra deres mangel på balanse med miljøet, og er rettet mot å oppnå det.

I følge den amerikanske pedologen Buol [45] er en pedogenetisk prosess:

"... et kompleks eller sekvens av hendelser, som strekker seg fra en enkel omfordeling av materie til et sett med svært komplekse reaksjoner, som intimt påvirker jorda der det finner sted."

Klassifiseringen av de nevnte prosessene er ikke enkel. Enkle prosesser og sammensatte prosesser kan identifiseres , hvor sistnevnte består av et sett av førstnevnte; alle kan imidlertid spores tilbake til fire kategorier, avhengig av om de leder [45] :

1. til en translokasjon av materie i profilen;
2. til dens transformasjon ;
3. til et av tilleggene ;
4. til subtraksjonen .

En klassifisering, blant de mange logisk mulige, ble foreslått i 1980 av Buol selv [46] [47] . Denne klassifiseringen er oppsummert i tabellen nedenfor: de forskjellige prosessene er gruppert etter par av prosesser som er konseptuelt like, men med motsatt fortegn; bare prosessene knyttet til dynamikken til organisk materiale er et unntak.

Prosess	Effekt på jordmaterialer	Beskrivelse
Eluviation	Translokasjon	Fjerning av stoff fra et jordlag
Illuviazione	Translokasjon	Deponering av stoff i et jordlag
Vask ut	Subtraksjon	Fjerning av materialer i løsning
Berikelse	Addisjon	Legge materiale til jorda
Overflateerosjon	Subtraksjon	Fjerning av materiale fra jordoverflaten
Kumulering	Addisjon	Avsetning av stoff på jordoverflaten
Dekarbonering	Translokasjon	Fjerning av kalsiumkarbonat fra en eller flere jordhorisonter
Karbonering	Translokasjon	Avsetning av kalsiumkarbonat i en eller flere jordhorisonter
Salinisering	Translokasjon	Akkumulering av løselige salter ( sulfater , klorider ) i en eller flere jordhorisonter
Avsalting	Translokasjon	Fjerning av løselige salter fra en eller flere jordhorisonter
Alkalisering	Translokasjon	Økning i prosentandelen av natriumioner i utvekslingskomplekset
Avkalinering	Translokasjon	Fjerning av natriumioner fra en natrisk horisont
Utvasking	Translokasjon	Mekanisk bevegelse av partikler mellom horisonter, med produksjon av distinkte, eluviale og illuviale horisonter
Pedoturbasjon	Translokasjon	Biologisk eller fysisk blanding av jordmaterialer, med homogenisering av profilen
Podzolisering	Translokasjonstransformasjon _	Kjemisk fjerning av aluminium, jern og organisk materiale med gjenværende akkumulering av silika i et eluvatlag
Desilisering	Translokasjonstransformasjon _	Kjemisk fjerning av silika med gjenværende akkumulering av jern, aluminium og uforanderlige mineraler, med mulig dannelse av skorper og herdede lag
Dekomponering	Transformasjon	Endring av materialer, både mineralske og organiske
Syntese	Transformasjon	Opprinnelse av komplekse forbindelser, både mineralske og organiske
Melanisering	Transformasjon lagt til	Mørkgjøring av en mineralhorisont av jord ved å blande med humifisert organisk stoff
Leucinisering	Transformasjon	Rydding av en jordhorisont ved fjerning av organisk materiale
Bedding	Addisjon	Opphopning av både plante- og dyrerester på jordoverflaten
Humifisering	Transformasjon	Humusproduksjon fra organisk råstoff
Sumping eller sumping	Transformasjon	Akkumulering av organisk materiale i dype sedimenter ( torv )
Modning	Transformasjon	Transformasjoner i organisk materiale (utvikling mot stabile humusforbindelser) etter etablering av forhold med større oksygenering (for eksempel etter opphør av vannmetningsforhold)
Mineralisering	Transformasjon	Dekomponering av organisk materiale opp til mineralioner
Brunifisering Rubefaction Ferruginering	Translokasjonstransformasjon _	Jernfrigjøring etter endring av primære mineraler, dets dispersjon og påfølgende oksidasjon og hydrering. Med økende nivåer av oksidasjon og hydrering produseres brune ( bruning ), rødbrune ( rubefaction ) og røde ( ferruginering ) farger i jorda.
Gleyzzazione ( gleifikasjon )	Translokasjonstransformasjon _	Reduksjon av jern, under forhold med vannmetning, med produksjon av jord med matte farger (grå-blå, grå-grønn) vekslende med lyse striper
Løsning	Transformasjon	Økning i porevolumet, på grunn av pedofaunaaktiviteter, røtter, utvasking av partikler, fysiske effekter
Herding	Transformasjon	Reduksjon i volumet av porøsiteter, på grunn av kollaps, komprimering eller fylling av tomrom ved illuviasjon

En annen type distinksjon ble foreslått, i 1984, av den franske pedologen Philippe Duchaufour [48] [49] og identifiserer:

• pedogenetiske prosesser knyttet til humifiseringen av det organiske stoffet ;
• hovedsakelig geokjemiske pedogenetiske prosesser ;
• pedogenetiske prosesser knyttet til spesielle fysisk-kjemiske forhold på stasjonen ;
• pedogenetiske prosesser knyttet til sterke sesongmessige klimatiske variasjoner ;
• lang syklus pedogenetiske prosesser .

Prosesser knyttet til humifisering av organisk materiale

Dette er prosesser dominert av biokjemiske endringer , som produserer dårlig utviklende jord hovedsakelig i kalde eller tempererte miljøer; humusforbindelser danner organo-mineralkomplekser med endringsprodukter av primære mineraler. De er bruningen , utlutingen , karboneringen , podzoliseringen , andosoliseringen .

Navnet på polering identifiserer en prosess preget av dannelsen av leire-humuskomplekser der de to komponentene er knyttet sammen av jern som kommer fra den geokjemiske endringen av kildebergarten ; deres påfølgende frie nedbrytning i profilen til hydratiserte jernoksider ( goethite ), med en gulaktig farge som, lagt over det grå av uendrede primære mineraler, gir den brune fargen til disse jordsmonnet.

Karbonering er en pedogenetisk prosess som fører til utfelling av kalsiumkarbonat i en jord, etter noen variasjoner i forholdene for temperatur , pH , metabolsk aktivitet til pedofaunaen . Vannet rikt på karbonater kan komme ovenfra (vann fra atmosfærisk nedbør ) eller nedenfra ( kapillærstigning ).

Som et resultat av denne prosessen er det anrikninger av karbonater: mengden deres i en jord kan variere fra enkle filamenter, skapt i brudd, til hele herdede karbonathorisonter ( petrocalcic horisont ).

Tilstedeværelsen av karbonater i en profil fører til dannelse av komplekser med leire og humus, med effekten av å stabilisere sistnevnte komponent og gjøre den motstandsdyktig mot mineralisering.

Dekarbonering er definert som tapet i kalkstein ( kalsiumkarbonat , CaCO 3 ), som omdannes til kalsiumbikarbonat ( Ca (HCO 3 ) 2 ) av atmosfærisk nedbørsvann anriket med karbondioksid og fjernet fra profilen .

Vaskevannet kan om nødvendig også anrikes på nitrogenoksider ( N ​​2 O 3 ) ; i dette tilfellet vil fjerningen skje i form av kalsiumnitrat .

Dekarbonisering kan også gå foran (og tillate) andre pedologiske prosesser; for eksempel er dette tilfellet med podzolisering , som bare kan forekomme på ikke-karbonatsubstrater og som derfor, når det gjelder kalkholdige foreldrematerialer, må vente på at de blir avkarbonisert.

Utlekking består i fjerning ( eluviasjon ), ved at vannet sirkulerer i profilen, av enkelte bestanddeler av jorda som leire , silt og elementer som kalsium , natrium , kalium , magnesium . Disse partiklene eller ionene blir deretter akkumulert i de underliggende horisontene ( illuviasjon ); vanligvis i makroporene inkludert mellom enkeltaggregatene , hvor knuter og konkresjoner avsettes i form av leirefilmer ( argillaner ) eller jern/aluminiumoksider ( seskvaner , fra seskvioksider ), som gir opphav til en leireaktig horisont . Ved rikelig tilstedeværelse av 1:1 leire, slik som kaolinitter, skjer ikke avsetningen i form av filmer, men som en diffus akkumulering, noe som gir opphav til den såkalte kandisk diagnostiske horisonten . Utlekking er en ikke-spesifikk prosess, felles for alle miljøer der nedbøren overstiger evapotranspirasjon , i det minste i visse perioder av året og i jord med uhindret drenering; under utvasking er det tap av baser, med påfølgende forsuring av pedoenmiljøet.

Podzolisering er en kompositt pedogenetisk prosess som er karakteristisk for barskog : det tykke sølet av nåler genererer rikelig med svakt sure organiske forbindelser, som angriper, raskt endrer dem, de primære mineralene, som er kompleksbundet for å danne amorfe organo-metalliske forbindelser. Disse, ved hjelp av vannet som sirkulerer i profilen, migrerer mot dypere områder (med opphav til en misfarget eluvial horisont ) hvor de faller ut og legger seg i en illuvial horisont .

Andosolisering (fra japansk an do , "mørk jord") er en prosess som kan betraktes som svært lik podzolisering og involverer vulkanske substrater i generelt varme og ganske fuktige omgivelser. Hydrolysen av glassaktige vulkanske materialer forårsaker frigjøring i jorda av amorft aluminium i form av oksid (Al 2 O 3 ), som med sine tallrike frie positive ladninger meget fast blokkerer alle forbindelser med frie negative grupper (humusforbindelser, fosfater ), med effekten av å stabilisere dem så snart de oppstår. Disse forbindelsene er uløselige i vann, og derfor er det ingen indre migrasjoner i vulkansk jord, men bare endringer på plass.

Overveiende geokjemiske prosesser

I områdene på jorden med et varmt klima, fra subtropiske til mer typisk ekvatoriale områder , kan pedogenetiske prosesser utvikle seg preget av sterk geokjemisk endring av mineralene som har sin opprinnelse i bergartene; det organiske materialet i jorda spiller en helt marginal rolle, siden det raskt oksideres . Disse prosessene blir mer intense, med mer intense endringer, ettersom man fortsetter mot ekvator; dette skyldes både aggressiviteten til pedoenmiljøet og den økende varigheten av pedogenesen. I rekkefølge med økende intensitet observeres prosessene med fersiallitisering , ferruginering og ferrallitisering .

Settet med disse tre prosessene kalles også laterisering, gitt at det i de varmeste og fuktige miljøene ofte produseres svært harde skorper dannet av jern og aluminium ( lateritter ), også brukt som byggemateriale ( murstein , derav navnet).

Befruktning (fra jern-, lycian- og luminiumelementene ) er en pedogenetisk prosess som er karakteristisk for middelhavsklima , med en bestemt tørr sommersesong som følger etter en våt vintersesong. Den er preget av en markert nydannelse av leire med en 2:1-struktur og av deres utlekking i en akkumuleringshorisont under overflaten; det rikelige jernet avsettes jevnt i form av hematitt som forårsaker intens rødhet av profilen, som får en rød-brunaktig fargetone ( rubefaction ).

Ferruginering er en mellomprosess, når det gjelder intensitet, mellom fersiallitisering og ferrallitisering . De generelle trekkene er omtrent identiske med de som ble observert under ferrallitisering, men mindre uttrykt, gitt den lavere miljøagressiviteten: det er ingen total avsilisering, de fleste nydannende leire er av typen 1: 1, med lav CSC (vanligvis assosiert med aggressive pedoenmiljøer), men leire av typen 2:1 finnes også.

De karakteristiske klimaene der ferrugineringsprosessen finner sted, er tropiske , med tørr/fuktig sesongmessig veksling; de rikelig med jernoksider gjør jorden mursteinrød.

Ferrallitisering indikerer en prosess med pedogenese av ekvatorialområdene, som er veldig varme og fuktige, preget av intens endring, ved hjelp av hydrolyse, av primære mineraler, assosiert med intens utlekking av silika og kationer som resulterer i gjenværende akkumulering av jern og aluminium i form av oksider og hydroksyder . De nydannede leirene er nesten utelukkende av typen 1:1, med lav aktivitet; Utlekkingen av silisiumdioksyd kan imidlertid være så intens at den fjerner den fullstendig ( allitisering ), og gir opphav til jordsmonn som kun består av oksidert jern og aluminium og veldig harde mineraler, uforanderlige under miljøforhold, derfor sammenlignbare med bare geologiske lag .

Prosesser relatert til spesielle fysisk-kjemiske forhold

Dette er prosesser for pedogenese bestemt av spesielle forhold som oppstår på stedet; de kan for eksempel være en akvifer under overflaten eller en overflod av salter . Prosessene som påvirkes av disse stasjonskarakteristikkene er gleyisering , salinisering , alkalisering og sulfatreduksjon .

Gleyzzation eller gleyfikasjon er en pedogenetisk prosess som observeres på steder med viktige vannstagnasjonsproblemer, karakterisert ved fenomenet reduksjon av jern fra treverdig til toverdig ion (Fe 2+ ). Forbindelsene av toverdig jern, så vel som alle de ganske reduserte forbindelsene, får matte nyanser, på grå / grønnaktig eller grå/ blåaktig . Metningsforholdene er kanskje ikke permanente: i dette tilfellet redokserer en del av jernet til Fe 3+ , og legger seg til å danne striper av lyse farger som skiller seg ut på grunnmassen.

Salinisering er en prosess for anrikning av jord i natriumsalter ; det stammer i de fleste tilfeller fra svært varme og tørre klimaforhold, med mye høyere fordampning enn atmosfærisk nedbør. Overfloden av natrium kan stamme fra de kjemiske egenskapene til kildebergarten , eller fra tilstedeværelsen av et saltlag under overflaten; igjen, enhver nedsenkning og påfølgende fremkomst fra havet av foreldrematerialer.

Hvis natrium er tilstede i utskiftbar form som et Na + ion , kalles prosessen alkalisering og fører til en betydelig økning i jordens pH . Jord med høyt natriuminnhold blir ofte destrukturert , med dannelse av "søyler" og sprekker.

Sulfatreduksjonen er en prosess som i store trekk ligner på gleyzzasjonen, karakteristisk for mangrovebeltet ved de tropiske kystene . Den vokser på steder med brakkvann og en overflod av leire og organisk materiale, noe som fører til ansamlinger av jernsulfider . I tilfelle opphør av metnings- og kvelningsbetingelsene, oksiderer disse sulfidene raskt og produserer svovelsyre og forårsaker kollaps i jordens pH-verdi.

Prosesser knyttet til sterke sesongmessige klimatiske variasjoner

De er karakteristiske for steder der det er sterke sesongmessige vekslinger, både i temperatur og fuktighet , sammen med spesielle litologiske situasjoner . Den spesielle indre dynamikken i jordsmonnet fører til en homogenisering (også kalt haploidisering , fra gresk haploos , enkel) av profilen, og går dermed på motsatt måte av det som skjer i en normal pedogenetisk prosess, som i stedet fører til en horisontalisering [50 ] .

Isohumisme (eller steppisering ) er en pedogenetisk prosess, typisk for ganske tørre kontinentalt klima, som fører, i nærvær av en viss mengde kalsiumioner , til dannelsen av mørke og humiferøse epipedoner av steppejord (den såkalte černozëm ); den rikelige organiske substansen som stammer fra nedbrytningen av røttene til de urteaktige plantene som utgjør vegetasjonen, stabilisert av kalsium, danner forbindelser som er svært motstandsdyktige mot mineralisering , som samler seg opp til en stor dybde, og gjør horisonten jevnt mørkere.

Vertisolering , derimot , er en sammensatt pedogenetisk prosess forårsaket av samtidig tilstedeværelse av rikelige mengder utvidbare leire og livlige sesongmessige kontraster av fuktighet. I fuktige perioder "absorberer" ekspanderbare leire vann i nettverkene sine, øker i volum, noe som i noen tilfeller gir opphav til typiske mikrorelieffer ( gilgai ). I tørre perioder, derimot, "frigjør" leirene vannmolekyler fra sine krystallinske gitter , noe som forårsaker åpning av "sprekker", selv av betydelig størrelse. Partikler av de overfladiske delene av jorda faller inn i sistnevnte, og produserer dermed en slags periodisk blanding av jorda. Innlemming av organisk materiale opp til betydelige dyp forårsaker, på samme måte som det som skjer i steppejord, en viss mørkning.

Langsyklus prosesser

Denne definisjonen inkluderer prosessene for pedogenese etablert fra de interglaciale fasene , derfor fra før- holocen -alderen . Disse periodene har i noen tilfeller sett et varmere og fuktigere klima enn nå; det følger at i jordsmonnet produsert på denne måten er det mulig å observere overfladiske deler som stammer fra nåværende pedogenetiske sykluser, og derfor i likevekt med det tempererte klimaet de har utviklet seg i, over nedre deler, ofte svært dype og svært endrede, som er å betraktes som paleosols vrak, arv av varme / fuktige perioder.

På et vitenskapelig nivå er det ingen entydighet angående betydningen av begrepet paleosol ; Duchaufour foreslo klassifisering av paleosoler i fem kategorier [51] :

• fossil jord , begravd under sedimenter eller bergarter som har "forseglet" dem, og forhindrer kontakt med miljøet;
• polysykliske (eller polygenetiske ) jordsmonn, produsert av en rekkefølge av flere sykluser av pedogenese, atskilt av en "traumatisk hendelse" (betydelige klimaendringer, sterk erosjon , etc.). Den siste av disse syklusene påvirket delvis den "forrige" jorda, og forynget den;
• eldgamle jordarter , der prosessene har vart uforstyrret i mer enn 10-12 000 år, datoen for begynnelsen av holocen;
• sammensatt jord , der de forskjellige syklusene har påvirket forskjellige substrater, uten gjensidig interferens;
• komplekse jordarter , lik de forrige, men med den forskjellen at nyere pedogenetiske prosesser har påvirket materialet som tidligere ble pedogenisert.

Faktorene for pedogenese og Jennys ligninger

Faktorene for pedogenese kan defineres som midlene som betinger pedogenetiske prosesser; de kan være av litologisk , klimatisk og biologisk natur , og endringen av noen av disse faktorene har viktige konsekvenser for den fremtidige utviklingen av jorda, noe som gjør at pedogenesen fortsetter på en annen måte enn den som ble fulgt opp til variasjonsøyeblikket.

Det var den russiske jordforskeren Dokučaev , i 1898 [52] , som la vekt på det faktum at en jord er et resultat av ulike faktorers virkning; konseptet ble formalisert i 1941 av jordforskeren Jenny , i den første versjonen av hans berømte ligning som forbinder de observerte egenskapene til jorda med de uavhengige faktorene som bestemmer dens dannelse: [53]

hvor er det:

• S = enhver egenskap ved jorda
• cl = klima
• o = organismer
• r = topografi (forstått som relieffer, fra det engelske relieff )
• p = mother rock (fra engelsk overordnet materiale )
• t = tid (første øyeblikk av jorddannelse)
• … = Andre faktorer av lokal betydning

Denne ligningen ble deretter foredlet, tjue år senere, av Jenny selv:

hvor er det:

• l = egenskapen til økosystemet
• s = egenskapen til jorda
• v = egenskapen til vegetasjonen
• a = dyrelivets eiendom
• L 0 = egenskapsverdi ved tid null (begynnelsen av pedogenese)
• P x = flukspotensialer
• t = alder på hele systemet

Denne "versjonen" av den opprinnelige ligningen kan også uttrykkes på andre måter, tilsvarende den første versjonen; spesielt kan den forrige ligningen betraktes som en sum av:

• klimafunksjon - avhengig av klimaet
• kronofunksjon - som en funksjon av tid
• litofunksjon - avhengig av kildebergarten
• biofunksjon - i henhold til organismer
• topofunksjon - avhengig av relieff ( topografi )

De ulike faktorene reiser aldri hver for seg; det samme klimaet kan for eksempel produsere jord av forskjellige typer på forskjellige steinete underlag. Det kan skje at, under spesielle forhold, bare én faktor blir dominerende i forhold til alle de andre: på tundraen, for eksempel, får klimafaktoren stor betydning, til skade for de andre; under forhold med veldig bratt helling blir den morfologiske faktoren svært relevant og reduserer vekten til de andre.

De forskjellige pedogenetiske faktorene er så nært knyttet til dannelsen av karakterene til de forskjellige jordsmonnene, selv i den kollektive fantasien, at de "populære" klassifiseringene ofte snakker for eksempel om " præriejord " (med eksplisitt referanse til vegetasjonsfaktoren ), av " vulkansk jord "(referansen er til moderbergarten), av" sumpjord "(topografi).

Moderrocken

Gitt at mineralkomponenten i jordsmonnet stammer direkte fra den fysiske og kjemiske endringen av bergartene, er litologifaktoren av fundamental betydning, så mye at i noen tidlige pedologiske klassifikasjoner ble mange jordarter kun skilt ut på grunnlag av foreldrematerialer [54 ] . I ekstreme klimaer, som tundra eller ørkener , mister den litologiske faktoren betydning til fordel for den klimatiske faktoren: identiske eller svært like jordsmonn vil bli produsert, uavhengig av type substrat. Utenom disse unntakene, men som skjer i tempererte klimaer , kan forskjellige substrater tilsvare forskjellige jordarter, siden ingen pedogenetisk faktor råder, men virker med andre likt. Et veldig spesielt tilfelle av "uavhengighet" av jorda fra bergarten som genererte det, er det for noen veldig dype jordarter, der de overfladiske horisontene fysisk er så langt fra moderbergarten at de ikke lenger kan anses som "koblet" med den. .

Effektene på jordsmonnet til de forskjellige bergartene er mange og viktige. De tykke mørke overflatehorisontene, med sterke anrikninger av organiske stoffer, av vulkansk jord (epipedon melanico ) og steppe cernozems ( epipedon mollico ) kan utvikle seg takket være overfloden av elementer (henholdsvis aluminium og karbonater ) som er i stand til å " blokkere" og dermed gjøre det organiske stoffet som nettopp er fuktet , motstandsdyktig mot mikrobiell nedbrytning . Svært fattige sandavsetninger eller bergarter som kvartsitter består i hovedsak av mineraler som ikke kan endres: Som du lett kan gjette, vil pedogenesen i disse tilfellene bli, hvis den ikke forhindres, absolutt redusert til et minimum og derfor faktisk uavhengig av tid; på samme måte styrer saltholdige moderbergarter, spesielt i tørre klimaer, tilblivelsen av en jord.

Bergfaktoren kan også ha stor innvirkning på hastigheten på pedogenese: i samme type klima kan et år være nok til å produsere en centimeter jord på en pyroklastisk bergart , for å produsere det samme på en hard kalkstein kan det ta tusenvis [55] .

Relieffet

Morfologien kan påvirke pedogenese på forskjellige måter, i hovedsak tilskrives to typer, hvorav den ene anses som indirekte i motsetning til en der topografien "tar del" direkte i prosessene med pedogenese.

Når det gjelder det første tilfellet, er morfologien til et område begrenset til å påvirke andre pedogenetiske faktorer, som klima og vegetasjon; man kan for eksempel tenke på forskjellene som eksisterer på de to motsatte sidene, nordlige og sørlige, av samme fjell: i de tempererte sonene på den nordlige halvkule har den nordvendte siden et kaldere klima, mindre solskinn og større fuktighet enn den som vender mot sør , med forskjeller som gjenspeiles i vegetasjonen (selvsagt på den sørlige halvkule er situasjonen symmetrisk motsatt).

Opplysende eksempler kommer fra noen store alpine daler arrangert i lengderetningen , som Valtellina og Val Pusteria : de nordvendte bakkene er dyrket opp til lavere høyder, utover hvilke skogen strekker seg, bestående av bartrær allerede i lav høyde; skråningen som er åpen til middag, ser i stedet en større utvikling av avlinger, utover som den løvskogen eller blandede løv- og bartrær dukker opp, erstattet høyere opp av bartrær alene. Pedogenesen vil i disse to tilfellene avvike markant.

Tilfellet der topografifaktoren spiller en direkte rolle er annerledes: man kan forestille seg forskjellene mellom jordsmonn dannet langs de bratte skråningene av et fjell (tynn og lite utviklet jord, kontinuerlig forynget av erosjon ) eller i bunnen av en forsenkning ( jordsmonn er ofte hydromorf på grunn av problemer med vannstagnasjon ). I den tilstøtende boksen er en spesiell effekt som stammer fra topografien uthevet.

Klimaet

Klimaet i en lokalitet påvirker forskjellige andre pedogenetiske faktorer, som plante- og dyreliv og morfologi; den har også en direkte innvirkning på intensiteten av pedogenesen, som er maksimal i ekvatoriale varme og fuktige områder og minimal, i noen tilfeller, i svært tørre og kalde, polare eller høye fjellområder.

I noen tilfeller av "ekstremt" klima, med sterke kontraster, er det en direkte samsvar mellom klimatiske egenskaper og jordtypene som utvikler seg der ( sonalitet ): et typisk tilfelle er representert av Russland , i hvis grenseløse territorium jordsmonnet er fordelt i store strimler fra nord til sør : i arktiske områder, på tundra , tynn jord, ofte frossen; i beltet til taigaen , podzoljorden ; i steppesonen , de svarte landene som lysner når man fortsetter mot halvørkenen.

Mer generelt kan en slags klimatisk sonalitet også observeres på planetnivå, lineært avhengig av breddegrad , i det minste med tanke på godt drenert jord (jord som åpne systemer ) som har hatt en tilstrekkelig utvikling [57] ; denne sonaliteten stammer fra dynamikken til jordkomponentene (jern og silika) som er et resultat av endring av primære mineraler.

På høye breddegrader, med svært lav evapotranspirasjon , er det fuktige og kalde forhold, som fører til at jernet forblir i redusert tilstand, og forårsaker gråtoner, som stammer fra fargene til de primære mineralene og organiske stoffene; ved å redusere breddegraden og øke temperaturen, etableres gunstigere forhold for oksidasjon og krystallisering av jern, først som goetitt , som farger jordene i brunt, deretter som hematitt , som gir jordene en rød fargetone. Går man derfor fra polene til ekvator, med tanke på bare "modne" jordarter i likevekt med klimaet, er det en overgang fra grå jord til brun jord og til slutt rød jord.

Videre, alltid under forhold med jord i likevekt med klimaet og uten problemer med materialstrømmer, observeres det at:

• på høye breddegrader er det en akkumulering av rester av silika, med bevegelser i profilen forårsaket av jern, aluminium og organiske stoffer som utvaskes (atferd gjort ekstrem av podzoliseringsprosessen ).
• på lave breddegrader er det motsatt: bevegelsene i profilen er forårsaket av silika, og gjenværende opphopninger av oksidert jern og aluminium oppstår;
• på mellomliggende breddegrader, i ganske fuktig temperert klima, er det en intens nyformasjon av leire , som utvaskes og samles i en illuvial dybdehorisont.

Imidlertid er det mange unntak fra sonalitet: Klimaet blir igjen bare en av de pedogenetiske faktorene, og de andre får betydning. For eksempel, i kalde tempererte klimaforhold, utvikles en podzoljord på kiselholdig substrat under overveiende barvegetasjon , mens det på kalkholdige substrater etableres en løv- eller blandet løv-/barvegetasjon og en brun jord.

Ved svært lang pedogenese kan det være tilfellet med en jord som har vært vitne til betydelige klimatiske endringer, som har gjennomgått virkningene; den resulterende pedogenesen kan også ha vært kontrasterende over tid, og produsert jord av eldgammel formasjon, de såkalte paleosolene .

Levende organismer

Grønnsaker kan påvirke pedogenese på ulike måter, både direkte og indirekte. Eksempler på direkte kondisjonering er fiksering av solenergi som tillater ernæring av organismer, tilførsel av organisk materiale og baser til jorda, den fysiske handlingen med å endre materialet som jorda utvikler seg fra; for eksempel, tenk på det ganske hyppige tilfellet der det samme substratet, med samme klima, kan føre til en utvasket jord ( Alfisol ) ved bardekke eller til en jord hvor det ikke observeres utvasking ( Inceptisol ) under dekke av løvtrær [58] . På den annen side, blant de indirekte påvirkningene, kan vi vurdere endringene i den generelle vannbalansen til en jord og dens termiske tilstand og, veldig viktig, beskyttelsen mot vind- og vannerosjon .

Selv om det kan virke ubetydelig, er dyrenes rolle i pedogenese av overordnet betydning: pedofaunaen i jorda utfører oppgaven med å transformere ferske organiske rester til nedbrytbart organisk materiale (detritivorøse dyr) og humusforbindelser og mekanisk blanding ( metemark , også som større dyr som for eksempel murmeldyr ). Andre typer dyreinngrep i tilblivelsen av jord kan være mer spesifikke, godt geografisk lokaliserte; et godt eksempel er gitt av termitter : i svært lange perioder har de bygget sine termitthauger på det etiopiske høylandet som gir store mengder lett eroderbar jord; Nilen ( elven som drenerer disse områdene) har fraktet enorme mengder av dem til havet, og avsatt dem i deltaet [59] . Homo sapiens har en egen rolle . De antropiske handlingene på jorda dateres tilbake til begynnelsen av det menneskelige eventyret på jorden, gjennom modifikasjoner av vegetasjonen på et sted, tusenårskultiveringene, feil bruk som har ført til nedbrytning av jorda gjennom erosjon, forurensning, utvidelse av urbane områder.

Siden de ikke kan plasseres tilfredsstillende i verken dyre- eller planteriket, fortjener også sopp og de fleste bakterier en særskilt omtale, på grunn av deres viktige rolle i resirkulering og transformasjon av organisk materiale. Fra et funksjonelt synspunkt integrerer og fullfører de aktiviteten til pedofauna som nedbrytende organismer og griper derfor inn i prosessene med nedbrytning, humifisering og mineralisering av det organiske stoffet.

Tid

Det virker ganske åpenbart at tid dukker opp blant de pedogenetiske faktorene , selv om pedogenese ikke er en veldefinert prosess fra dette synspunktet.

Jordsmonnets alder kan være svært forskjellig: med utgangspunkt i jordsmonn i stabile miljøer, under det doble geomorfologiske og klimatiske aspektet, der virkningene av de kvartære isbreene ikke har blitt følt , som kan ha en alder i størrelsesorden hundretusenvis eller millioner av år (som tilfellet er med enkelte ekvatoriale ferrallytiske jordarter), kan man nå de få årene med en veldig tynn jord som ligger i en erodert fjellskråning.

Tidspunktet for de forskjellige pedogenetiske prosessene er svært forskjellig, og kan variere i noen størrelsesordener [60] :

• en ferrallytisk jord utvikler seg i et varmt og fuktig ekvatorialt miljø i løpet av ca. 20-30 000 år, mens i et tropisk miljø, mindre aggressivt, krever prosessen lengre tid (100 000 år);
• for utvasking av leiren , frem til dannelsen av en leirholdig horisont , er tider i størrelsesorden noen få tusen år nødvendige, som er omtrent utviklingstiden til en fersiallitt jord i middelhavsmiljøet;
• en podzol kan utvikle seg i et kaldt temperert miljø i løpet av ca. 1 000 år.
• på åkre ervervet fra dyrking av ris i nedsenkning, kan de første tegnene på hydromorfi sees etter bare tre år [61] .

Merknader

Forklarende

1. ^ Det "løse" materialet, sammensatt av oppdelte fragmenter av den opprinnelige bergarten, avledet fra endringen produsert av atmosfæriske midler og klima.
2. ^ Det er det klimatiske regimet som er de sesongmessige klimatiske variasjonene
3. ^ Morfologien til territoriet

Bibliografi

1. ^ Nichols (2009) , s. 146 .
2. ^ Vitali (2016) , s. 8 .
3. ^ Foth (1990) , s. 12 .
4. ^ Foth (1990) , s. 12 .
5. ^ Foth (1990) , s. 12 .
6. ^ Ricci Lucchi (1980a) , s. 14 .
7. ^ Foth (1990) , s. 116-118 .
8. ^ Perosino (2012) , s. 1 .
9. ^ Phillips (2017) , s. 11 .
10. ^ Foth (1990) , s. 1-10 .
11. ^ Perosino (2012) , s. 1 .
12. ^ Foth (1990) , s. 150-163 .
13. ^ Vitali (2016) , s.9; s.15 .
14. ^ Ippolito et al. (1980) , s. 1 .
15. ^ Nichols (2009) , s. 146-147 .
16. ^ Perosino (2012) , s. 1 .
17. ^ Nichols (2009) , s. 89-91 .
18. ^ Ricci Lucchi (1980a) , s. 14 .
19. ^ Perosino (2012) , s. 1 .
20. ^ Nichols (2009) , s. 89-93 .
21. ^ Ricci Lucchi (1980a) , s. 13-17; s. 34-36 .
22. ^ Ricci Lucchi (1980a) , s. 13-17 .
23. ^ Perosino (2012) , s. 3 .
24. ^ Ricci Lucchi (1980a) , s. 34-36 .
25. ^ Perosino (2012) , s. 3 .
26. ^ Ricci Lucchi (1980a) , s. 34-36 .
27. ^ Perosino (2012) , s. 3 .
28. ^ Ricci Lucchi (1980a) , s. 34-36 .
29. ^ Nichols (2009) , s. 89-93 .
30. ^ Ricci Lucchi (1980a) , s. 13-17 .
31. ^ Nichols (2009) , s. 90 .
32. ^ Ippolito et al. (1980) , s. 56 .
33. ^ Ricci Lucchi (1980a) , s. 176 .
34. ^ Nichols (2009) , s. 90-91 .
35. ^ Ippolito et al. (1980) , s. 57 .
36. ^ Nichols (2009) , s. 90-91 .
37. ^ Martiano (2016) , s. 15 .
38. ^ Perosino (2012) , s. 3-4 .
39. ^ Casati (1996) , s. 54 .
40. ^ Martiano (2016) , s. 15 .
41. ^ Giordano (1999) , s. 157 .
42. ^ a b c d Casati og Pace (1996) , s. 220-226 .
43. ^ a b c d e f Giordano (1999) , s. 159-163 .
44. ^ Magaldi og Ferrari (1984) , s. 46 .
45. ^ a b C. Dazzi, Processes of pedogenesis ( PDF ), på forelesningsnotater , 2005, s. 1-2. Hentet 18. juli 2007 (arkivert fra originalen 28. september 2007) .
46. ^ Giordano (1999) , s. 165-167 .
47. ^ Cremaschi og Rodolfi (1991) , s. 196-197 .
48. ^ Giordano (1999) , s. 165 .
49. ^ Casati og Pace (1996) , s. 234 .
50. ^ Casati og Pace (1996) , s. 239 .
51. ^ Casati og Pace (1996) , s. 243 .
52. ^ Giordano (1999) , s. 128 .
53. ^ H. Jenny, Faktorer ved jorddannelse. 1941.
54. ^ Giordano (1999) , s. 135 .
55. ^ Cremaschi og Rodolfi (1991) , s. 219 .
56. ^ Giordano (1999) , s. 139 .
57. ^ Cremaschi og Rodolfi (1991) , s. 197 .
58. ^ Giordano (1999) , s. 142 .
59. ^ Giordano (1999) , s. 145 .
60. ^ Giordano (1999) , s. 148-150 .
61. ^ Magaldi og Ferrari (1984) , s. 74 .

Bibliografi

• Casati P., Vol. 1 - Elements of General Geology , in Earth Sciences , Milan, CittàStudi, 1996, ISBN  88-251-7126-9 .
• Casati P. og Pace F., Vol. 2 - Atmosfæren, vannet, klimaet, jordsmonnet , i Earth Sciences , Milan, CittàStudi, 1996, ISBN  88-251-7126-9 .
• Cremaschi M. og Rodolfi G., Jorden - Pedologi i geovitenskapene og i evalueringen av territoriet , Roma, La Nuova Italia Scientifica, 1991.
• Curtaz F., Filippa G., Freppaz M., Stanchi S., Zanini E. og Costantini EAC, Practical guide of pedology - Field survey, principles of soil conservation and recovery , Aosta, Institut Agricole Regional - Rég. La Rochere, 2012, ISBN  978-88-906677-0-1 .
• Di Fabbio A. og Fumanti F. (redigert av), Jorden. Livets rot , Roma, APAT - Agency for Environmental Protection and Technical Services. Jordforsvarsavdelingen - Italias geologiske undersøkelse, 2008, ISBN  978-88-448-0331-5 .
• Giordano A., Pedologia , Torino, UTET, 1999, ISBN  88-02-05393-6 .
• Ippolito F., Nicotera P., Lucini P., Civita M. og De Riso R., Teknisk geologi for ingeniører og geologer , Milano, Arnoldo Mondadori, 1980.
• ( EN ) Jenny H., Faktorer ved jorddannelse. A System of Quantitative Pedology ( PDF ), New York, Dover Press, 1994, ISBN  0-486-68128-9 (arkivert fra originalen 25. februar 2013) .
• Magaldi D. og Ferrari GA, Knowing the soil - Introduction to pedology , Milan, ETAS bokutgaver, 1984.
• Marziano G., Jordskred og flom. Veiledning til kunnskapsmodellen og atferd. , Palermo, Dario Flaccovio, 2016, ISBN  9788857906096 .
• Perosino GC, Modul V - Kapittel 3. Fra litosfæren til biosfæren , i Earth Sciences , Torino, CREST, 2012.
• ( EN ) Phillips JD, Soil Complexity and Pedogenesis , i Soil Science, v. 182, s. 117-127. , 2017b, DOI : 10.1097 / SS.00000000000000204 .
• ( EN ) Foth HD, Fundamentals of soil science - åttende utgave , New York, Wiley, 1990, ISBN  0-471-52279-1 .
• Gisotti G., Principles of geopedology , Bologna, Calderini, 1988, ISBN  88-7019-347-0 .
• Nichols G., Sedimentology and stratigraphy - 2. utg . , Oxford, Storbritannia, Wiley-Blackwell, 2009, s. 146-149.
• Ricci Lucchi F., Sedimentologi. Del 1 - Materialer og teksturer av sedimenter , Bologna, CLUEB, 1980.
• Ricci Lucchi F., Sedimentologi. Del 2 - Sedimentasjonsprosesser og -mekanismer , Bologna, CLUEB, 1980b.
• ( EN ) Soil Survey Staff of State Department of Agriculture (USDA) - Natural Resources Conservation Service, Soil taxonomy: Et grunnleggende system for jordklassifisering for å lage og tolke jordundersøkelser. 2. utgave. Agriculture Handbook 436 , Washington DC, USDA, 1999.
• Vitali G., Introduction to soil physics , Bologna, 2016, ISBN  978-88-96572-43-6 .
• ( EN ) Zinck JA, Geopedologi. Elementer av geomorfologi for jord- og geofarestudier , Enschede, Nederland, ITC - Fakultet for geoinformasjonsvitenskap og jordobservasjon., 2013.

Relaterte elementer

• Foss
• Agronomi
• Klima
• Erosjon
• Geografi
• Geologi
• Meteorisering
• Jords mikromorfologi

• Mineral
• Pedologisk horisont
• Pedologi
• Pedologisk profil
• Stein
• Jord
• Jordtaksonomi i henhold til USDA
• Vegetasjon

Andre prosjekter

• Wikimedia Commons inneholder bilder eller andre filer om pedogenese

Eksterne lenker

• Pedogeneseprosesser ( PDF ), på agrariaunipa.it . Hentet 12. mai 2007 (arkivert fra originalen 28. september 2007) .
• USDA Soil Taxonomy, 1999 ( PDF ), på nrcs.usda.gov . Hentet 29. januar 2021 .
• WRB (World Reference Base for Soil Resources) hjemmeside hos FAO , på fao.org . Hentet 2007-06-04 .