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).
4.1. 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.
4.1.1. 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).
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
25-50 cm
50-75 cm
75-100 cm
> 100 cm
4.1.2. 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
Taşlı
Orta taşlı
Çok taşlı
İskelet toprağı
< % 10
% 10-25
% 25-50
% 50-75
> % 75
84
4.1.3. Toprağın taneliliği (Tekstür) ve Toprak Türleri
4.1.3.1. Toprağın Taneliliği
İnce toprak bölümü Ø < 2 mm olan toprak taneciklerini kapsar. İnce toprağın içinde
kum (Ø 2.0-0.02 mm), toz (Ø 0.02-0.002 mm) ve kil (Ø < 0.002 mm) bölümleri ayırtedilir
(Tablo 14). Toprağın mineral kısmı kaba bölümü olan taş (Ø > 20 mm) ve çakıllar (Ø 20-2
mm) ile ince toprak bölümündeki kum, toz ve kilin karışımından meydana gelmiştir (Tablo
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
Uluslararası sınıflama
Kaba
Kısım
Taş
İri çakıl
İnce çakıl
İnce
kısım
Kum
Toz
Kil
İri kum
Orta kum
İnce kum
Kaba toz
Orta toz
İnce toz
Kil
Ø > 200 mm
Ø 200-20 mm
Ø 20 – 2 mm
Ø 2.0 – 0.02 mm
Ø 0.02 – 0.002 mm
< Ø 0.002 mm
Amerika Birleşik Devletlerinde
Kullanılan sınıflama
Çok iri kum
İri kum
Orta kum
İnce kum
Çok ince kum
Toz
Kil
Ø
Ø
Ø
Ø
Ø
Ø
Ø
2.0 – 1.0 mm
1.0 – 0.5 mm
0.5 – 0.25 mm
0.25 – 0.10 mm
0.10 – 0.05 mm
0.05 – 0.002 mm
0.002 mm
İngiltere’de kullanılan sınıflama
Federal Almanya’da kullanılan sınıflama
Ø
Ø
Ø
Ø
Ø
Ø
Ø
İri taş
Ø > 200 mm
Taş
Ø 200-60 mm
İri çakıl
Ø 60-20 mm
Orta çakıl
Ø 20-6 mm
İnce çakıl
Ø 6-2 mm
İri kum
Ø 2.0-0.63 mm
Orta kum
Ø 0.63-0.20 mm
İnce kum
Ø 0.20-0.063 mm
(Çok ince kum
Ø 0.10-0.063 mm)
Kaba toz
Ø 0.063-0.02 mm
Orta toz
Ø 0.02-0.0063 mm
İnce toz
Ø 0.0063-0.002 mm
Kil
< Ø 0.002 mm
İnce kil
< Ø 0.001 mm
2.0 – 0.6 mm
0.6 – 0.2 mm
0.2 – 0.06 mm
0.06 – 0.02 mm
0.02 – 0.006 mm
0.006 – 0.002 mm
< 0.002 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).
85
4.1.3.2. 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 yapılmaktadır39). 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 yapılabilmektedir40). 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 gerekmiştir41).
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 2.0-0.02 mm) çökme süresi
4' 48''
Toz
(Ø 0.02-0.002 mm) çökme süresi
2 saat
Kil
(Ø < 0.002 mm) çökme > süresi
24 saat (kaba kil için)
Alman ve İngiliz sistemlerindeki çap sınıfları ile bunların 20ºC’taki çökme süresi (Scheffer-Schachtschabel
1970’ten):
Kaba ve orta kum
(Ø 0.6 – 0.2)
5''
İnce kum
(Ø 0.2 – 0.06)
31''
Kaba toz
(Ø 0.06 – 0.02)
4' 38''
Orta toz
(Ø 0.02 – 0.006)
51' 26''  2 saat
İnce toz
(Ø 0.006 – 0.002)
7 saat 43'  8 saat
Kil
(Ø 0.002 mm) suda kalan süspansiyon
40)
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).
41)
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.
86
100
0
90
Kumlu Topraklar:
10
20
70
M
KU
80
BKu : Balçıklı kum
KuB : Kumlu balçık
Balçıklı Topraklar:
30
K
60
B
: Balçıklı kum
KuKB : Kumlu killi balçık
KB : Killi balçık
40
50
50
40
Kİ
L
Killi Topraklar:
60
TK
BK
TKB
KB
30
20
K
BK
KB
70
KuK
80
KuKB
Tozlu Topraklar:
90
10
TB
0
100 90
B
80
70
60
50
40
30
KuB
BKu
20
10
: Kil (ağır kil)
: Balçıklı kil
: Killi balçık
100
TB : Tozlu balçık
TKB : Tozlu killi balçık
TK : Tozlu kil
0
TOZ
Şekil 18. Toprak türleri üçgeni (Uluslararası tane çapı sınıflarına göre) (E.C. Tommerup1934’ten).
100
90
0
10
20
60
30
KİL
40
AĞIR BALÇIK
50
Kİ
L
50
40
60
TK
BALÇIK
10
TOZLU
BALÇIK
TB
80
< 15
15 - 40
35 - 60
85 - 100
65 - 85
40 - 65
60 - 90
90 - 100
10 - 40
<10
70
80
KUMLU
AĞIR BALÇIK
0
100 90
Kum (%)
70
30
20
Toz + Kil (%)
Balçıklı kum
Kumlu balçık
Balçık (tozlu balçık)
Ağır balçık
(tozlu ağır balçık)
Kil (tozlu kil)
M
70
Toprak türü
KU
80
60
50
40
30
20
90
BKu
10
100
0
TOZ
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).
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
Süzeklik
Sıkılık
Faydalanılabilir su kapasitesi
Su tutma gücü1)
Durgun su oluşumu2)
Havalanma
Isınma (İlkbahar)
Soğuma(Sonbahar-Kış)
İşlenebilirlik
Besin maddesi kapasitesi
Yıkanma hızı
Kimyasal gübre etkisi
Genel değerlendirme
 Fiziksel özellikler
 Kimyasal özellikler
Arazi kullanma
Kum toprakları
Aşırı
Gevşek
Düşük
Az
Yok
İyi
Erken
Erken
Kolay
Fakir
Çok hızlı
Hızla geçici
Balçık toprakları
Orta
Sıkıca
Yüksek
Orta
Yok
Orta
Orta
Orta
Orta
İyi
Orta
Kalıcı (orta süre)
Kil toprakları
Kötü
Pek sıkı
Orta
Yüksek
Var
Kötü
Geç
Geç
Güç
Orta-iyi3)
Güç
Kalıcı (uzun süreli)
Çok iyi
Kötü
İyi
İyi
Orman-Tarım
Meyvacılık vd.
Kötü
İyi3)
Çayır-otlak-tarım
Orman
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.
88
3) KİL TOPRAKLARI
Kil bölümünün (Ø < 0.002 mm) hakim olduğu topraklardır. İnce çaplı kil tanecikleri
arasında kalan küçük gözeneklerde suyun ve havanın hareketi güçleşmiştir. Bu nedenle kil
toprakları sıkı, ıslandıkları vakit havalanmaları çok güç, ısınmaları da o derece geç olan
topraklardır. Genellikle süzek değillerdir. Kil topraklarının kireçli olanlarında iyi bir kırıntı
bünyesi gelişmiştir. Kireçli kil toprakları daha iyi havalanabilen ve suyun da belirli bir ölçüde
sızabildiği topraklardır. Kireçsiz kil topraklarında suyun sızması genellikle engellenmiş ve su
durgunlaşmış olabilir (Durgunsu toprakları – pseudogleyleşme). Kilin yüksek miktarda
bulunuşu kil topraklarının bitki besin maddelerince zenginliğini ve gübrelemelerin etkisinin
kalıcılığını sağlar. Buna karşılık kök gelişimi için fiziksel özellikler pek elverişli sayılmaz
veya bazı şartlarda yetersiz dahi kalabilir (Tablo 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.
4.1.4. 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.
4.1.4.1. 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).
89
Tablo 40. Farklı anakayalardan oluşan toprakların tane çapları ve türleri
Horizon
Tane çapı
mm
Granit
1
Andezit
2
Kuvarsit
3/58(*)
Mikaşist
3/120
Toztaşı şisti Pliosen kumlu
4/22
balçığı
4/15
Pliosen balçığı
4/24
Pliosen ağır
balçığı
4/7
Kireç taşı
5/1(*)
Ael
Kum %
Toz %
Kil %
60
36
19 KuKB 32 BK
21
32
74
42
7 KuKB 27 BK
19
31
36
27 BK
37
76
11 KuB
13
69
17 KuB
14
29
33 BK
33
41
24 BK
35
Bts
Kum %
Toz %
Kil %
49
22 BK
29
39
25 K
36
82
9 KuB
9
37
24 BK
39
24
29 K
47
58
15 KuK
27
40
11 KuK
49
6
32 K
62
32
28 BK
40
Cv
Kum %
Toz %
Kil %
51
26 KB
23
60
81
18 KuKB 9 BKu
22
10
41
28 BK
31
23
26 K
31
56
13 KuK
31
54
11 BK
35
10
38 K
52
52
29 B
19
1) Kantarcı, M.D.1981 Toprak No.39
2) Kantarcı, M.D. 1979 Toprak No.10
3) Kantarcı, M.D.1979 Toprak No.58
Toprak No.120
4) Kantarcı, M.D.1980 Toprak No.22
Toprak No.15
Toprak No. 24
Toprak No.7
5) Kantarcı, M.D.1974 Toprak No.1
(*)
Toprak No.58’de Bts
Toprak No.5/1’de Bv
NOT: Buradaki pliosen yaşlı anamateryaller kireçsiz akarsu tortullarıdır (Pliosen I).
89
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
TOPAKLI
KIRINTILI
SERBEST
BAĞLI
KÖŞELİ
KIRINTI
YARI
KÖŞELİ
KÖŞELİ
TOPAKLI
KIRINTI
Ç. UFAK < 1 mm
UFAK 1-2 mm
ORTA 2-5 mm
İRİ 5-10 mm
Ç. İRİ >10 mm
YARI KÖŞELİ
TOPAKLI
Ç. UFAK < 5 mm
UFAK 1-2 mm
ORTA 10-20 mm
İRİ
20-50 mm
Ç. İRİ
> 50 mm
PRİZMALI
PRİZMALI
LEVHALI
SÜTUNLU
Ç. UFAK < 10
UFAK 10-20
ORTA 20-50
İRİ 50-100
Ç. İRİ
> 100
mm
mm
mm
mm
mm
Ç.UFAK < 1mm
UFAK 1-2 mm
ORTA 2-5 mm
İRİ 5-10 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 kumlu-humuslu topraklarda görülür.
Solucanların yaşamasına uygun ortamlarda (pH nötr civarında, mul tipi humus ve ince taneli
toprak gibi) solucan dışkılarından oluşan solucan kırıntısı tipinde kırıntılara da bolca rastlanır.
Solucan kırıntıları köşeli veya yarıköşeli kırıntılı yapının arasında yuvarlak solucan dışkıları
halinde bulunur. Kırıntılı yapı genellikle toprağın humusça zengin, Ah horizonunda veya
hemen Ah 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 550 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 (Bv) 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 10 - 100 mm arasında olabilir (Şekil 20).
Pirizmalı yapı, pirizmalı ve sütunlu olmak üzere iki alt tipe ayrılır. Pirizmalı yapıda köşeler
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 (Cv) horizonlarında,
asit ortam etkisi ile podsolların yıkanma (Ae) horizonlarında görülürler.
4.1.4.2. 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 değişimleri-aşırı sıcaklık değerleri etkisi ile
kuruma ve donma olayları, yağışlı ve kurak devreler toprağın iç yapısı üzerinde etkili olurlar.
Kurak devrelerde suyunu kaybeden topraklarda oksitlerin ve katyonların yoğunluğu
giderek artar. Oksitlerin, katyonların ve kilin etkisi ile toprak tanecikleri birbirine daha fazla
ve sıkıca yapışarak, toprağın büzülmesi kırıntıların veya daha iri topakların oluşumu sağlanır.
Bu sırada toprak parçacıkları arasındaki aralık ve çatlak sistemi daha da genişler.
Soğuk mevsimde toprak içindeki suyun donması ve hacminin genişlemesi sonucunda
toprak tanecikleri arasında bir basınç gelişir (-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
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.
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
TANELİ VE
TANELİ VE KIRINTILI
Ah
8
KIRINTILI
TANELİ
Ah
O
4
KIRINTILI
TANELİ VE YARI
KÖŞELİ TOPAKLI(İNCE)
Ael
Ael
Ah
O
5
YARI KÖŞELİ TOPAKLI
(İNCE VE ORTA)
18
Ale
30
32
TANELİ VE YARI
KÖŞELİ TOPAKLI
(AZ MİKTARDA)
YARI KÖŞELİ
TOPAKLI
KÖŞELİ TOPAKLI
(İRİ)VE PİRİZMALI
(ORTA)
A-B
47
34
52
KÖŞELİ TOPAKLI
TANELİ VE YARI
(ORTA)VE PİRİZMALI
Bst
KÖŞELİ TOPAKLI
(İNCE-ORTA)
KÖŞELİ TOPAKLI
(İRİ)VE PİRİZMALI
Bts
(İNCE)
64
80
KÖŞELİ TOPAKLI
(ORTA)VE PİRİZMALI
(İNCE - ORTA)
B-C
B-C
(ORTA)
86
TANELİ
Bts
TOPRAK NU.14
KUMLU BALÇIK
KÖŞELİ TOPAKLI
(ÇOK İRİ)
B-C
Cv
TOPRAK NU.11
BALÇIK
TOPRAK NU.12
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 Ah horizonunda
kırıntılı, yıkanma (Ae veya Ael) horizonunda topaklı, birikme (Bts) 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 (Scheffer-Schachtschabel
1970’ten).
Orman topraklarında mul ve çürüntülü mul humusu altında özellikle Ah
horizonlarındaki organik madde iyi kırıntılanmış bir iç yapının gelişimini sağlar (Şekil 21).
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 (Fe2O3 ve Al2O3) oksitlerden daha fazladır. Amorf oksitler
(oksihidroksitler FeOOH ile AlOOH) kil çapında olup pozitif yüklüdürler. Bunların negatif
yüklü kil tanecikleri ile biraraya gelmesi sonucunda kilin pıhtılanması ve devamlı-sağlam bir
kırıntı yapısını kazanması mümkün olmaktadır. Toprağın yıkanması ve bu arada amorf
oksitlerin de yıkanıp ortamdan uzaklaşmaları kırıntılı yapının kaybına sebep olmaktadır
(özellikle asit reaksiyonlu yıkanma zonunda-podsollaşma).
TOPRAĞIN KATYONLARI VE REAKSİYONU
Topraktaki katyonların cinsi ve miktarı toprağın özellikle kil bölümünün biraraya gelip
pıhtılaşmasını veya birbirinden ayrılıp serbest kalmasını sağlayabilmektedir. Özellikle Ca++ ve
Mg++ gibi iki değerli katyonlar negatif değerli kil mineralleri ile zincirler teşkil ederek kilin
pıhtılaşmasına ve kırıntılı bir yapının oluşumuna sebep olmaktadır. Buna karşılık toprakta K+
ve özellikle Na+ miktarının artışı toprağın kırıntılı olan yapısının bozulmasına ve taneciklerin
serbest kalmasına sebep olur.
Topraktaki H+ iyonu miktarının artması toprak reaksiyonunun asitleşmesini sağlar.
Toprak reaksiyonunun asitleşmesi ile iki değerli katyonların yıkanması kırıntıların
bozulmasına sebep olur. Buna karşılık H+ iyonunun azalması toprağın nötr veya alkalen
reaksiyonda olmasını sağlar. Alkalen reaksiyonlu topraklarda ise yeterli miktarda bulunan
Ca++ ve Mg++ katyonları kırıntılanmaya sebep olurlar.
KİMYASAL GÜBRELER
Kimyasal gübreler ve özellikle kalsiyumlu gübreler ile kireç yukarıda da belirtildiği
gibi toprağın kırıntılılığını arttırır. Buna karşılık NH4+ ve K+’lu gübreler ise kırıntılılığı
olumsuz yönde etkileyebilir. Bu nedenle kimyasal gübrelerin karşılıklı iyon dengeleri
gözetilerek dengeli olarak veya toprağın yapısı gözönüne alınarak kullanılması gerekir.
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.
4.1.5. 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
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 bağlılığı-sıkılık dereceleri ile bazı toprak özellikleri arasındaki ilişki
Sıkılık
Derecesi
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 Ah horizonu
Gevrek
:
Tanecikler birbirine oldukça bağlı
olup, parmaklar arasında az bir
basınç ile dağılırlar.
Kumlu
balçık
toprakları.
Toprakların az humuslu olan
kesimi ile yıkanma zonu.
Sıkı
:
Tanecikler birbirine sıkıca bağlı
olup, parmaklar arasında orta
derecede bir basınç ile dağılırlar.
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.
Bağsız
:
4.1.6. 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 % 30-70 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 (Scheffer-Schachtschabel 1960’tan)
Toprak
Türü
Toplam gözenek
hacmi %
Kum
Balçık
Kil
35-50
40-60
40-65
Gözenek çaplarına göre dağılım (%)
İri gözenekler
Orta gözenekler
İnce gözenekler
30-40
10-25
5-15
5-10
15-20
10-15
5-15
10-20
30-40
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 50-75 mikron arasındaki gözeneklerdeki su yağışın hemen
arkasından sızıp gider. Bu gözenekler ancak durgun su şartlarında dolu bulunabilirler. Çapı
50-10 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 10-0.2 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 3-6
mikron arasında, bakterilerin ise çapları 0.5-1 mikron, boyları ise 1-3 mikron arasında (çok
küçükleri 0.2 mikron kadar) olup bunlar ancak orta ve iri gözeneklere girebilirler. Bu nedenle
çapı 0.2 mikrondan küçük olan ince gözenekler gerek biyolojik faaliyet, gerekse su-hava
değişimi bakımından elverişli değildir.
Tablo 42.b. Toprağın gözenek çapları
> 50
50-10
10-0.2
< 0.2
Çok iri gözenekler
İri gözenekler
Orta gözenekler
İnce gözenekler
Ø (mikron)
su hızla sızar (< 0.05 atü)
su yavaş sızar (< 0.33-0.05 atü)
kapillar su (0.33-15 atü)
ölü su (> 15 atü)
(Şekil 24 ile ilişki kurunuz).
Topraklarda gözenek hacmi toprağın organik madde karışan kesiminde (Ah 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).
16.7.1936
0
20
20
40
40
cm
cm
30.4.1936
0
60
60
80
80
0
25
50
75
100
0
25
(%)
50
75
100
(%)
Katı kısım (%)
Su ile dolu gözenekler
Gözenek hacmi (%)
Hava ile dolu gözenekler
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. 1940’tan).
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)
Ağır Balçık Toprağında
Derinlik
cm
0-5
15-20
30-35
45-50
55-60
75-80
Kumlu Balçık Toprağında
Yaşlı
İşlenmemiş Freze
ile
Pulluk ile
Meşcere
toprak
işlenmiş toprak sürülmüş toprak
Toprağı
(20 cm’e kadar)
(40cm’e kadar)
64.1
42.6
43.0
41.5
40.5
39.9
59.7
45.9
64.9
56.0
51.9
48.7
45.6
42.2
40.7
38.9
Yaşlı
Meşcere
Toprağı
Pulluk ile
sürülmüş toprak
(40cm’e kadar)
53.3
47.0
48.2
47.1
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 0-5 cm’lik üst
kesiminde gözenek hacmi azalmıştır.
4.1.7. Toprağın Özgül Ağırlığı ve Hacim Ağırlığı
Mineral toprağın özgül ağırlığı 2.4-2.8 arasında değişir (ortalama 2.65). Kilin özgül
ağırlığı 2.2-2.9, ağır minerallerin özgül ağırlığı 2.9-4.0, organik maddenin özgül ağırlığı ise
ortalama 1.4 kadardır. Toprağın özgül ağırlığı birim hacimdeki gözenek hacminin veya ince
toprak ağırlığının tayini için kullanılır42).
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 yükselti-iklim özelliklerinin (ve buna bağlı olarak organik maddenin) etkisi
de saptanmıştır (Tablo 43.b).
4.1.8. 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 ağırlığı-kuru haldeki hacim ağırlığı
Gözenek hacmi % =
x 100
Toprağın özgül ağırlığı
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
Ah
g/lt
Ael
g/lt
A-B g/lt
Bts
g/lt
B-C g/lt
Cv
g/lt
1 m²/1m
(1m³’teki) hacim ağırlığı kg/m³
Kuvarsit1) Serisit şist1) Klorit şist1) Granit1) KuB2)
B2)
AB2)
Toprak
Toprak
Toprak
Toprak Toprak Toprak Toprak
Nu.58
Nu.9
Nu.120
Nu.39
Nu.31 nu.15
Nu.4
854
1021
1130
1298
1212
1413
1147
781
1007
1123
1362
1286
960
1210
543
703
721
808
700
720
Taşlı toprak
964
1217
1443
1560
1598
1630
1469
1059
1180
1253
1285
1384
1157
1251
1047
1324
1380
1474
1379
1385
880
1423
1523
1569
1479
1) Kantarcı, M.D.1976 yayınlanmamış çalışma ve Kantarcı, M.D.1989-1
2) Kantarcı, M.D. 1980-a
b) Hacim ağırlığının yükselti-iklim kuşaklarına ve horizonlara göre değişimi
M.D.1979’dan)*
Yükselti – İklim Kuşakları
Horizonlar
Ah
gr/lt
Ael
gr/lt
A-B
gr/lt
Bts
gr/lt
B-C
gr/lt
Cv
gr/lt
Hacim ağırlığı kg/m³
(*)
(g/lt) (Kantarcı,
900-1100 m
1100-1300 m
1300-1500 m
1500-1634 m
565
891
938
1003
861
835
871
382
709
931
893
884
824
811
481
650
708
848
806
774
738
467
573
712
708
657
570
627
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 (Ah horizonu) toprağın geçirgenliği bakımından çok
önemlidir. Aynı şekilde toprak içindeki kanallar ve tüneller ile çatlak sistemi de (toprağın
sekunder gözenekleri-toprağın mimarisi) alt toprağın geçirgenliği üzerinde önemle etki
yapmaktadırlar. Bu nedenle orman topraklarının işlenmesi ve alt toprağın sekunder
gözeneklerinin bozulması çok tehlikeli sonuçlar verebilir. Özellikle yüzeysel akışın ve toprak
taşınmasının (erozyon) sözkonusu olduğu yerlerde toprağın geçirgenliği ayrıca üzerinde
durulması gereken özelliklerden biridir43). Toprakların geçirgenliğinin anakaya özelliklerine
göre de değişkenlik gösterdiği anlaşılmaktadır (Tablo 44).
43)
Toprağın geçirgenliği ve erozyona kabiliyeti konusunda bak. Özyuvacı, N.1976.
122
4.1.9. 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
0-10
10-30
30-90
0-20
20-60
60-120
0-20
20-50
50-120
0-20
20-60
60-120
0-15
15-40
40-120
0-15
15-40
40-100
Kum
Toz
Kil
Toprak türü
%
%
%
Kuvarsit (Kuvars-serisit şist)
50
20
30
BK
48
21
31
BK
41
20
35
BK
Granit
57
16
27
KuK
55
19
26
KuK
56
16
28
KuK
Arkoz
40
24
36
BK
40
23
37
BK
38
24
38
BK
Neojen (Pliosen ağır balçığı)
34
57
37
BK
15
29
56
K
28
17
55
K
Kil şisti
30
28
42
BK
27
28
45
K
24
26
50
K
Kristalen şistler
32
31
37
BK
28
32
40
BK
23
31
46
K
Suyun verilmiş
derinliği, sızma süresi
Saat
dakika
Geçirgenlik
cm/saat
Taş
%
116.06
15.06
4.31
6
12
10
8
83
35
50
20
55.81
6.50
2.01
3
7
5
9
30
22
12
-
34.17
3.35
0.60
3
5
3
2
13
150
21
54
-
15.84
3.55
0.16
2
0
2
2
35
300
30
42
-
6.39
1.84
0.40
3
5
2
1
16
5
19
16
6.02
0.72
0.21
2
3
8
1
11
200
16
6
-
Kaynak: Kantarcı, M. D. 1991
4.1.9.1. 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
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
TOPRAK VEYA KRİSTAL YÜZEYİ
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
4.5 - 2.5 pF
(31- 0.33 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.
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 atmosfer44 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;
1 000 000 cm’lik bir su sütununun 1 cm² alana yaptığı basıncı hesaplarda kullanmak veya
grafiklerde göstermek imkânsızdır. Bunun yerine logaritma değerleri kullanılabilmektedir.
Yani 1 000 000 cm’lik su sütununun basit logaritması olan 6 sayısını kullanmak tercih
edilmektedir45). Bu basit logaritma değerleri pF değerleri olarak tanımlanmaktadır46). Böylece
pF değerleri kullanılarak toprağın tuttuğu suyun tutulma gücü grafikler halinde ifade
edilebilmektedir (Şekil 24).
Adhezyon kuvveti ile tutulan suyun geri alınabilmesi için 100 000-1 000 000 cm (yani
10 – 106 cm) yüksekliğinde su sütunlarının 1 cm² alana yaptıkları basınca denk bir güç
uygulanması gerekmektedir. Bu güç (Şekil 24);
5
100 000 cm su sütunu/1 cm² için = (100 000 milibar) = 105 milibar = 5 pF = 100 at’dir.
100 000 000 cm su sütunu/1 cm² için = (100 000 000 milibar) = 106 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 = 1.013 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 1 000 000 (yani 106) = 6
pF sembolünde; p 10 taban sayısının üstü olan sayıyı (10 5, 106 gibi) logaritmik olarak göstermekte, F ise,
serbest enerjiyi ifade etmektedir. Diğer bir deyimle pF uygulanan milibar (gr/cm²) cinsinden enerjinin basit
logaritmasıdır.
125
(atm)
10 000
(Su çeşitleri)
(pF)
7,00
6,50
6,00
Higroskopik su
su
5,50
100
5,00
50 4.7
4,50
15 4.2
4,00
HİGROSKOP İK SU SINIRI (0.06 )
KİL
0.06
P ÖRSÜME SINIRI, ( 0.2 )
0.2
3,50
1
Kapilar su
B ALÇIK
3,00
SIZMA SINIRI, (10 )
0.33 2.5 2,50
B ALÇIKLI KUM
2,00
0.05 1.7
0.01
50
1,50
KUM
1,00
300
Hızlı
sızan su
0,50
0.001
10
Yavaş sızan su
Gözenek Çapları , (mikron)
Suyun Tutulma Kuvveti
1 000
0,00
0
10
20
30
40
50
60
Gözeneklerdeki S u, (%)
Şekil 24. Toprak gözeneklerinde tutulan su cinslerinin tutulma-emilme gücü ile gözenek çapları ve toprak türü
arasındaki ilişki (Laatsch, W. 1954 ile Scheffer-Schachtschabel 1956’dan derlenmiştir)
Kohezyon kuvveti ile tutulan suyun bitki kökü tarafından emilebilmesi için ortalama
güç 1000 cm’lik (104) 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).
4.1.9.2. 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).
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 10-0.2 µ çapındaki gözeneklerde tutulur. Ancak 50-10 µ
çapındaki gözeneklerde tutulan su yerçekiminin etkisi ile yavaş yavaş sızdığı için “yavaş
sızan su” olarak tanımlanır. Çapı 0.2-0.06 µ arasındaki gözeneklerde tutulan su ise bitki
kökleri tarafından emilemez. Bu nedenle çapları 10-0.2 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 (0.33 – 15 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
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
Taban suyu
M. Doğan Kantarcı
Şekil 25. Toprak suyu çeşitleri.
3) SIZINTI SUYU
Toprağın 10 µ’dan geniş çaplı gözeneklerini dolduran su yerçekiminin etkisi ile sızar.
Sızıntı suyun çapı 50 µ’dan geniş gözeneklerde hızlı, çapı 50-30 µ arasında oldukça yavaş ve
çapı 30-10 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 kesim-kesim 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
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 1600-1634 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
0
0
Ap
1
Ah
2
3
Ael
Bt
Ah
A-B
2
YAĞIŞ
Bv
4
Bts
2
5
2
B-C
B-C
B-C
Cv
Cv
Cv
Cn
-a-
-b-
-c-
Tarla toprağı
Orman toprağı
Orman toprağı
(Toprağın ıslanması
1.,2.,3...derinlik kesimlerini izler).
(Çatlaklı olmayan anakayalar
üstünde)
(Çatlaklı anakayalar üstünde.
Kireçtaşı v.b.)
M. Doğan Kantarcı
Şekil 26. Sızıntı suyunun toprak içindeki hareketi
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).
YAĞIŞ
YAĞIŞ
Sızıntı suyu
Yamaç taban suyu
Kaynak
Sazlık- Bataklık
Dere
Taban suyu
Geçirimsiz tabaka
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).
Ah
Ael
A-B
Bts
B-C
G0
Gr
Taban suyunun
yükselme-alçalma
seviyeleri
Taban suyu zonu
(Kırmızı yatay çizgiler)
(Gri-yeşil-mavimsi 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.
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).
M. Doğan Kantarcı
Şekil 29. Tabansuyu ve kapilar saçak.
5. DURGUN SU
Toprakta geçirimsiz bir tabakada veya bu tabakanın üstünde gözenekleri dolduran su
hareket edemediği veya çok yavaş hareket edebildiği için durgunlaşır. Durgun su yerçekimi
ile derinlere sızıp gidemediği için ya bitkiler tarafından kullanılır veya kapilarite ile üst
toprağa yükselir ve buharlaşıp atmosfere geri döner. Durgun suyun oluştuğu topraklar kışın ve
ilkbaharda (yağışlı devrede) ıslak, yazın (kurak devrede) ise kurudurlar.
Durgun sudaki serbest oksijen bitki kökleri ile diğer mikroorganizmaların solunumu
sonucunda kısa sürede tükenir. Solunum için yeterli oksijeni bulamayan aerob organizmalar
ölürler veya anaerob olanlar topraktaki oksitleri indirgeyerek serbest kalan oksijeni
kullanırlar. Özellikle üç değerli demir oksitlerin (Fe2O3) iki değerli demir oksitlere (FeO)
indirgenmesi ile toprakta kırmızı (pas rengi) ve boz (gri-yeşil-mavimsi yeşil) renkli bir
mermer deseni görünümü ortaya çıkar. Boz renkli kesimler topraktaki üç değerli demir
oksitlerin iki değerli demir oksitlere indirgendiği yerlerdir. Bu boz-pas lekeli oluşum durgun
suyun varlığının en belirgin göstergesidir. Boz-pas lekeli durgun su zonunun üst kesiminde
lekelerin arasında koyu pas renginde demir oksit çökelekleri (konkresyonlar) de görülür.
Demir çökeleklerinin bulunduğu toprak zonu durgun suyun oluştuğu fakat alttaki kesime
oranla daha hızlı kuruduğu bölgedir.
Durgun su zonunda ölen kök ve mikroorganizma artıkları anaerobik (oksijensiz)
ayrışmaya uğrarlar. Anaerobik ayrışmanın sonucunda organik maddede (aminoasitlerde) bağlı
olan kükürt hidrojen sülfüre (H2S), azot ise amonyağa (NH4OH) dönüşür. Karbon
daindirgenerek metan’a (CH4) 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 CH4, NH3 ve H2S) 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
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.1980-a).
Toprak Nu
Yamaç şekli
Anamateryal
Toprak tipi
: 13
: Orta yamaç , Eğim : % 40 ,
: Pliosen ağır balçığı
: Boz - Esmer Orman Toprağı,
Toprak
Kum
Horizonu (%)
66
Ah
0-4
Toz
(%)
15
Kil
(%)
19
Toprak Taşlılık Derinlik
türü
(%)
(cm)
KuB
3
0
4-14
55
23
22
B
3
A-B 14-29
57
19
23
B
3
Bts
29
17
54
AB
3
Ael
29-54
27
B-C 54-90
Cv
16
28
90 -
28
57
44
Bakı : Güney , Ormanın kapalılığı : %70
AB
AB
3
3
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
110
120
130
140
150
160
Drenaj : Serbest
Ağaç Dibinden Uzaklık,m
0.0 0.5
1.0
PEK
SIK
1.5
2.0
2.5
3.0
SIK
ORTA
SEYREK
YOK
Toprak Nu
Yamaç şekli
Anamateryal
Toprak tipi
:
:
:
:
Toprak
Kum
Horizonu (%)
37
Ah
0-8
Ael
29
8-26
Bts 26-45
Cts / Sd 45
-
7
Üst yamaç ,
Eğim : % 10 ,
Bakı : Doğu ,
Pliosen kili
Pseudogleyli Solgun - Esmer Orman Toprağı
Toz
(%)
32
Kil
(%)
31
33
38
Toprak Taşlılık
türü
(%)
AB
AB
-
6
32
62
K
-
10
38
52
K
-
Ormanın kapalılığı : %90
Drenaj : Engellenmiş
Derinlik
Ağaç Dibinden Uzaklık, m
(cm)
0.0 0.5
1.0
1.5
2.0
2.5
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
110
120
130
140
PEK
3.0
SIK
ORTA
SEYREK
YOK
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 1980-a).
132
4.1.9.3. 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 gözenek-çatlak sistemi boyunca ve
(2) kapilar gözeneklerde (Ø 10-0.2 µ) olmak üzere ikiye ayırmak mümkündür.
İri gözenekler ile çatlak ve tünellerin oluşturduğu sistem boyunca ve yerçekimi
etkisinde suyun hareketi ile toprağın süzekliği (infiltrasyonu-geçirgenliği) arasında yakın
ilişki vardır. Orman topraklarında çatlak-tünel 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 çatlak-tünel
sisteminin toprak suyunun hareketindeki önemini ortaya koymaktadır (Şekil 26-b). Sızıntı
suyunun yukarıdan aşağı doğru hareketi toprakların yıkanmasını ve yıkanma-birikme
zonlarının oluşumunu sağlayan başlıca etkendir (Şekil 26-b 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
çatlak-tünel sistemi ile derinlere ulaşan sızıntı suyunun yatay yönde yayılmasını ve kök
sisteminin sudan yararlanmasını sağlar (Tablo 26-b).
133
140
I :
II :
III :
IV :
V :
VI :
V
120
Geçirgenlik, (cm/saat)
100
ARKOZ TOPRAKLARI
GRANİT TOPRAKLARI
KİL ŞİSTİ TOPRAKLARI
KRİSTALEN ŞİST TOPRAKLARI
KUVARS - SERİZİT ŞİST TOPRAKLARI
PLİOSEN AĞIR BALÇIĞI TOPRAĞI
A : 0 - 10 ,
B cm
: 10 - 30 ,
C cm
: 30 - 90 ,
80
0 - 15 ,
15 - 40 ,
40 -100 ,
0 - 20
20 - 50/60
50 - 120 , 60 - 120 cm
II
60
I
40
VI
20
IV
III
0
20
25
30
35
40
45
50
55
60
Kil, (%)
M. Doğan Kantarcı
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.
80
Geçirgenlik, (cm/saat)
70
15
10
7
60
50
Org.mad.
: Üst toprak kesimi % 8 : Orta toprak kesimi % 6 : Alt toprak kesimi % 5 -
40
30
20
10
0
40
45
50
55
60
65
70
75
80
85
90
< Ø 20  (0,02 mm) Toz + Kil (%)
M. Doğan Kantarcı
Şekil 32. Farklı anakayalardan oluşmuş orman topraklarında üst-orta ve alt toprak kesimlerindeki geçirgenliğin
toz + kil oranına bağlılığı (Kaynak : N.Özyuvacı 1976’da verilmiş ortalama değerlerden derlenerek
çizilmiştir).
134
160
350
GRANİT
KUVARSİT
0 - 10 cm Killi balçık
0 - 10 cm Kumlu killi balçık
10 - 30 cm Kumlu killi balçık
0-20 cm Kumlu Killi balçık
140
300
100
[G], Ge çirge nlik, (cm/saat)
[G], Ge çirge nlik, (cm/saat)
120
G > 25 (Çok hızlı)
80
60
[G] = 5E+27[K] -16,584
r = - 0.753
[G] = -22,313[K] + 770,98
r = - 0.528
250
200
G > 25 (Çok hızlı)
150
100
40
12.5 < G < 25 (Hızlı)
20
50
0.50 < G < 12.5 (Orta)
0
0
10
15
20
25
30
35
15
20
25
[K], Kil, (%)
30
35
40
[K], Kil, (%)
100
KRİSTALİN ŞİST
G > 25 (Çok hızlı)
0 - 15 cm (Killi balçık)
+ 15 - 40 cm (Killi balçık)
40 - 100 cm (Kil)
12.5 < G < 25 (Hızlı)
[G], Ge çirge nlik, (cm/saat)
10
r = - 0,507
0.50 < G < 12.5
(Orta)
1
[G] = 2,81E+06[K] -4,3017
r = - 0.802
0.125 < G < 0.50
(Yavaş)
0,1
G < 0.125
(Çok yavaş)
0,01
15
20
25
30
35
40
45
50
55
60
65
70
[K], Kil, (%)
M. Doğan Kantarcı
Şekil 33.
Toprağın su geçirgenliği ile kil oranı arasındaki ilişki (Kaynak: Özyuvacı, 1976’ da verilen
değerlerden derlenerek çizilmiştir).
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 çatlak-tünel sistemindeki hava su buharı ile
doygundur. Toprağın yaz devresinde veya gündüz ısınması toprak suyunun da buharlaşıp
toprak havasına geçmesini ve çatlak-tünel sistemi boyunca yukarı yükselip atmosfere
ulaşmasını sağlar. Bu olay toprak içinde yüksek buhar basıncının gelişmesi ve su buharı ile
doygun havanın daha alçak buhar basıncına sahip olan atmosfere doğru hareketinin
sonucudur. Atmosferin daha nemli olduğu hallerde su buharı ile doygun havanın toprak içine
doğru hareketi de mümkündür (Toprak ile atmosfer arasındaki gaz alış-verişi).
Sıcak ve kurak iklim etkisi altında (özellikle bozkırda) yazın toprakların üst kesiminin
kuruması derin ve genişçe bir çatlak sisteminin gelişmesine sebep olur. Bu durum; Türkiye’de
bozkırlarda olduğu kadar, Akdeniz ve Ege Bölgesi’nde de yaz mevsiminde görülür. Ancak
benzer olaylar Bahçeköy’de, Belgrad Ormanı’ndaki 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(HCO3)2 buharlaşma zonunda
kalsiyum karbonata (CaCO3) dönüşerek çökelir (kireç çiçeklenmeleri ve çökelekleri) (Şekil
34-a). 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 Fe2O3 çökeleklerini (demir
konkresyonları) oluştururlar (Şekil 34-b). 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 3.3.4 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 (Konya-Karapınar Ovası gibi). Derinde tuz tabakası veya
tuzlarca zengin zonların bulunduğu toprakların sulanması dikkatli bir şekilde yapılmalıdır.
Yetersiz su yukarıdan aşağı sızarak tuzlu kesime ulaştıktan sonra kuraklığın etkisi ile tekrar
yukarı doğru harekete geçerse kök derinliğinde veya toprak yüzeyinde tuzlanmalara sebep
olur (Şekil 34-c ve d).
136
Ah
Ah
Ael
Bv
DEMİR
ÇÖKELEKLERİ
A-B/Sw
(Buharlaşma
zonu)
B-A /Sw
BCa
KİREÇ
ÇÖKELEKLERİ
Cv
SUYUN
KAPİLAR
YÜKSELMESİ
a) Trakya’da Kepirtepe (Lüleburgaz) çamlığında
miosen marn anamateryalinden oluşmuş bir
karakepir (vertisol) toprağında suyun buharlaşma
zonunda kireç çökeleklerinin bulunuşu.
SUYUN
KAPİLAR
YÜKSELMESİ
Bts /Sw
B-C /Sd
Cv/ Sd
b) Belgrad Ormanı’nda (Bahçeköy-İstanbul) meşe
ormanı altındaki bir durgun su toprağında
(pseudogleyli Boz-Esmer Orman Toprağı)
suyun buharlaşma zonunda demiroksit
çökeleklerinin
(demir
konkresyonları)
bulunuşu (Kantarcı, M.D.1980,Top.nu.25).
SULAMA SUYU
TUZ BİRİKİMİ
Ap
Ap
ÇATLAK
SİSTEMİ
Bt
KİREÇLİ VE
TUZLU
ÇÖKELEKLERİ
Cv
SUYUN
KAPİLAR
YÜKSELMESİ
c) Tuz çökeleklerinin toprak içinde buharlaşma
zonunda birikmesi (İç Anadolu’da Karapınar
tarla toprağı. Ap : Pulluk zonu).
SULAMA
SUYUNUN
KAPİLAR
YÜKSELMESİ
Bt
KİREÇLİ VE
TUZLU
ÇÖKELEKLERİ
Cv
TABAN
SUYUNUN
KAPİLAR
YÜKSELMESİ
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 kırılması-bozulması 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
yükseltilebilmektedir47).
47)
Çapa bitkilerini yetiştirenler arasında “iki çapa bir su” deyimi yaygındır. Bu söz iki defa çapa yapmanın bir
defa sulama yerine geçtiğini ifade eder.
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
sağlamaktadır48) (Şekil 35).
Dikim aralığı boy cm.
Biberler boy cm.
Dikilitaş boy cm.
1
10
8
9
2
20
34
60
3
28
64
128
4
38
110
207
5
50
178
310
Yaş
6
7
68
84
263 350
410
8
100
470
9
130
594
10
162
15
467
20
755
700
600
Biberler
500
Boy, cm
Dikilitaş
400
300
Dikim aralığı
200
100
0
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
Yaş
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

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 (Antalya-Kurşunlu
ağaçlandırma alanı) (Kantarcı, M. D. 1985)
4.1.9.4. 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.
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 bitki-toprak 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. bitki-toprak 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 (Scheffer-Schachtschabel 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
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
Katı Kısım (Toprağın Tane Yapısı), (%)
0
10
KuB
KuKB
4
13
B
BK
K
KİL BÖLÜMÜ
16
22
20
28
30
TOZ BÖLÜMÜ
30
41
40
37
42
50
53
60
70
65
KUM BÖLÜMÜ
73
80
90
100
60
52
TARLA
KAPASİTESİ
3
Sıvı Kısım, (mm/m =lt/m )
50
44
40
38
3
38
30
SIZINTI SUYU
22
20
25
FAYDALANILABİLİR SU
13
12
10
10
SOLMA
27
31
SINIRI
17
FAYDALANILAMAYAN SU
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.
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. Bitki-toprak 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 = 0.063 [kum] + 0.291 [Toz] + 0.426 [kil]
4.1.9.5. 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 10-0.2 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 10-0.2 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.1982b). Kurak mıntıkalarda yapılan terasların, kanallı teras51) olarak kazılması ile toprağın su
tutma kapasitesi arttırılmakta ve ağaçlandırmalarda başarı oranı yükselmektedir
(Bak.Kantarcı, M.D.1986-b).
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 10-0.2 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 (Sw) yükselebildiği oranda kökler tarafından kullanılır. Ancak bu
kapilar su yetersiz kalır. Çünkü suyun durgunlaştığı horizonda (Sd) 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 38-a ve c’de Solgun-Esmer Orman Toprakları). Buna karşılık
drenajı engellenmiş olan topraklarda kökler durgun su zonunda yeterince gelişemedikleri için
142
(hava azlığı-toprak 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 38-b 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 38-e 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.)
143
60
40
20
0
1966
Yağış, (mm)
1966
Yağış, (mm)
Yağış, (mm)
1966
60
40
20
0
0 cm
4
H2O (%)
80
120
16
20
24
28
32
36
40
44
48
60
160
200
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11 12
a) Solgun Esmer Orman Toprağı
(Ladin Ormanı altında)
0 cm
0 cm
0 dm
40
H2O (%)
100
80
60
40
20
0
8
12
16
20
24
28
32
36
40
44
60
8
12
1
12
2
3
4
5
6
7
8
9
40
H2O (%)
36
10 11
80
24
28
32
120
1
2
3
4
5
6
7
8
9 10 11 12
40
c) Solgun Esmer Orman Toprağı
(Göknar Ormanı altında)
44
e)
50
Stagnogley
(Fundalık altında)
60
70
0 cm
0 dm
40
40
4
80
80
8
120
120
12
1
2 3
4
5
6
7
8
9
160
1
12
200
d) Pseudogleyli
10 11 12
2
3
4
5
6
7
8
9 10
1
2 3
4
5
6
7
8
9
10 11 12
11
f)
Turba Stagnogleyi
(Sphagnum Turbası)
Solgun Esmer Orman
120
b) Pseudogley
M. Doğan Kantarcı
Toprağı
(Ladin Ormanı altında)
(Göknarpseudogley
Ormanı altında)
Şekil 38. Serbest drenajlı Solgun-Esmer Orman Toprağı ile engellenmiş drenajlı
ve stagnogley topraklarında toprak suyunun (Hacimce %) aylara göre değişimi
(Kaynak : H.P. Blume 1968 şekil 4, 30 ve 35’ten derlenmiştir).
133
4.1.10. 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 % 5-40 arasında değişir. Tarla kapasitesindeki toprağın
hava kapasitesi % 15-25 arasında bulunuyorsa, bu toprağın iyi havalandığı kabul edilir
(Irmak, A. 1972’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.
4.1.10.1. Toprak Havasının Bileşimi
Toprağın havasının bileşimi atmosferdekinden özellikle CO2 ve O2 oranı bakımından
farklıdır. Toprak havasında oksijen miktarı % 20 civarında, karbondioksit miktarı ise % 0.20.7 arasında bulunmaktadır (Tablo 45). Ancak ıslak dönemde veya üst toprağın donduğu
yerlerde veya vejetatif faaliyetin arttığı yaz aylarında alt topraktaki havanın CO 2 oranı % 57’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
O2
N2
CO2
Toprak havası
% 20.6
% 79.2
% 0.2-0.7
Açık hava (Atmosfer)
% 20.97
% 79
% 0.03
Kaynak : 1) Russel ve Appleyard 1955’e göre Irmak, A.1972.
2) Scheffer-Schachtschabel (1970).
Toprakta yaşayan mikroorganizmaların ve bitki köklerinin solunumu ve organik maddelerin
ayrışması toprak havasının CO2’ce zenginleşmesine sebep olur. Toprak havasındaki CO2 ve
O2 oranları toprağın türüne ve mevsimlere göre belirgin değişiklikler gösterebilir (Şekil 39).
CO2 ve O2, (%)
CO2 ve O2, (%)
134
3
6
30 cm
9
11
Ay
3
6
90 cm
9
11
Ay
------- Kumlu balçık toprağı (Elma bahçesinden)
Tozlu balçık toprağı (Elma bahçesinden)
Şekil 39. Toprak havasında CO2 ve O2 oranının 30 cm ve 90 cm derinlikte aylara göre değişimi (Kaynak :
Scheffer-Schachtschabel 1970).
Orman ve tarım alanlarından yılda toplam 4000 m³/ha CO2’in atmosfere ulaştığı
bildirilmektedir. Bu miktarın 2/3’ü toprak organizmalarının faaliyetinden, 1/3’ü ise kök
solunumundan kaynaklanmaktadır. Tabii bu CO2 üretimi; toprağın türüne, toprağın su-hava
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 CO2 üretimi 5-13 m³/ha/saat
olduğu halde, tarım topraklarında ancak 1-3 m³/ha/saat arasındadır (Scheffer/Schachtschabel
1970).
4.1.10.2. Toprağın Havalanması
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 CO2 ile diğer gazların artması gerek toprağın genetik gelişimi, gerekse
bitkilerin yaşaması ve verimliliği için üzerinde önemle durulması gereken özelliklerdir.
Toprak havasındaki CO2 fazlalığı buna karşılık O2 azlığı, atmosferde ise CO2 azlığı,
O2 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) giriş-çıkışı” olarak isimlendirilir. Sözkonusu edilen gaz alış-verişinden 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
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 43-a yaşlı meşcere toprağı).
Tablo 46. Toprağın hava kapasitesinin toprak türüne göre değişimi (Scheffer-Schachtschabel 1970’ten)
Toprak Türü
Kum Toprağı
Balçık Toprağı
Kil Toprağı
Toprağın hava kapasitesi (hacmen %)
(Tarla kapasitesi doygunluğunda)
% 30-40
% 10-25
% 5-15 (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 40-a ve c ile şekil 38-a 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 Solgun-Esmer
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 girişinin49) yıl boyunca derinliğe göre durumu karşılaştırıldığında, serbest
drenajlı solgun-esmer orman toprağı ile engellenmiş drenajlı pseudogley ve stagnogley
toprakları arasında özellikle 30-40 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 solgun-esmer orman toprağına 80 cm derinlikte
oksijenin girişinin azlığı alt toprağın ıslaklığına değil derinliğin etkisine bağlıdır. Bu nedenle
alt toprakta CO2 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 CO2
49)
Oksijen oranı platin elektrod ile toprağın redoks potansiyeli ölçülerek bulunur. Redoks potansiyeli azaldıkça
toprak ıslaklığı ve oksijen azlığı sözkonusudur.
136
Şekil 40. Fotokopi olarak metinden alınacak
137
miktarı artar. Anaerob mikroorganizmalar yaşamaları için gerekli oksijeni oksitleri
indirgeyerek sağlarlar. Anaerob mikroorganizmaların faaliyeti sonucunda topraktaki 3 değerli
oksitler (özellikle Fe2O3) 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 gri-boz renkli bir
indirgenme (redüksiyon) zonu yer alır. Alt toprağa ulaşmış olan kolloid organik maddelerdeki
ve ölen organizmalardaki (kökler dahil) proteinlerde bulunan SO4-2 ve NO3-1 gibi
ametaloksitleri de indirgenirler. İndirgenen sülfatlar (SO4-2) önce sülfitlere (SO3-2) ve giderek
hidrojen sülfüre (H2S) dönüşür. Aynı şekilde nitratlar da (NO3-1) önce nitritlere (NO2-1), daha
sonra da amonyağa (NH3) veya toprak suyu ile NH4OH’e dönüşürler. Organik madde
ayrışması ve solunum ile oluşan CO2 ise metan’a (CH4) dönüşür. Gerek metan (CH4), gerekse
hidrojen sülfür (H2S) ile amonyak (NH3) bitki kökleri için zehir etkisi yaparlar. Ayrıca H2S
demir oksitleri demir sülfüre (FeS) indirger. Demirsülfür ise durgunsu topraklarını zaten ince
olan gözeneklerini tıkayarak drenajın daha da engellenmesine sebep olur.
SOLGUN-ESMER ORMAN TOPRAĞI
PSEUDOGLEY
40
30
20
10
0
4
5
6
7 8
Aylar
9
O2 (1.10-8g O2 . cm . dakika-1)
O2 (1.10-8g O2 . cm . dakika-1)
50
40
30
20
10
0
3
10 11 12
4
30 cm DERİNLİKTE
25
20
15
10
5
4
5
6
7 8
Aylar
9
10
0
3
35
25
20
15
10
5
4
5
6
7 8
Aylar
25
20
15
10
6
7 8
Aylar
9
10 11 12
40 cm DERİNLİKTE
25
20
15
10
5
3
80 cm DERİNLİKTE
30
5
30
9 10 11 12
4
5
6
7 8
Aylar
9
10 11 12
65 cm DERİNLİKTE
40
40
35
4
0
3
O2 (1.10-8g O2.cm.dakika-1)
O2 (1.10-8g O2.cm.dakika-1)
10
20
35
80 cm DERİNLİKTE
15
30
40
10 11 12
40
20
40
40
30
8
9
10
11
12
50
10 11 12
0
0
25
7 8 9
Aylar
O2 (1.10-8g O2.cm.dakika-1)
O2 (x1.10-8g O2 . cm . dakika-1)
O2 (1.10-8g O2.cm.dakika-1)
30
6
30 cm DERİNLİKTE
40
35
5
O2 (1.10-8g O2.cm.dakika-1)
O2 (1.10-8g O2 . cm . dakika-1)
50
30
15 cm DERİNLİKTE
60
60
60
35
STAGNOGLEY
10 cm DERİNLİKTE
10 cm DERİNLİKTE
35
30
25
20
15
10
Şekil 41.5 Serbest drenajlı bir Solgun-Esmer Orman
Toprağı ile engellenmiş drenajlı
5 pseudogley ve stagnogley
5
topraklarında
farklı
derinliklere
oksijen
girişinin
aylara
göre
değişimi
(Ölçme
yılı
0 1966)
0
0
-8
-1
3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
3 veya
4 5 0,01μg
6 7 8/ cm
9 /dakika
10 11 12)
4(Oksijen
5
6 girişi
7
8 1.10
9 10g O
11 2.cm.dakika
12
Aylar
Aylar
Aylar
(Kaynak: H.P.Blume
1968 Şekil 11 ve 37’den derlenerek
çizilmiştir).
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 (NH3)
dönüştürülmesi denitrifikasyon olayıdır. Engellenmiş drenajlı topraklarda denitrifikasyon
olayı gaz halinde amonyağa (NH3) kadar ilerlemektedir. Durgunsu topraklarında
4
5
6
7
8
9
9,5
10
11
12
4
5
6
7
8
10
11
12
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
%
Redoks potansiyeli EH
mV
15 günlük deney sonucunda
N2 kaybı mg
+ 610
+ 550
+ 310
-
2.1
3.5
29.5
49.1
34 (Tarla kapasitesi)
41
48 (Su ile doygun)
48 + organik madde
4.1.10.3. Bitki-Toprak Havası İlişkileri
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 10-20 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
Toprak havası ihtiyacı
%
Kayın
Karaçam
Meşe
Sarıçam
Lâdin
Salkım Ağacı (Yalancı Akasya)
Karakavak (Tabansuyu)
30
30
25
20
20
20
15
(Kaynak : D.Feher, M.Frank, O.Hank 1954’e atfen A.Irmak 1972’den)
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. 1965’e göre Von
H.Marschner 1973)
Oksijen
basıncı
mm Hg
Sürgünlerin
kuru ağırlığı
g
152
13
0.3
17.0
17.0
11.0
Mineral
madde
K
P
244
202
142
27
15
9
miktarı
Na
4
13
11
mg
Cl
29
30
39
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 anlaşılmıştır50). 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
0
1
2
3
Sürgün boyu artımı
mm/gün
4.0
4.5
3.5
0.5
Gibberillikasit miktarı
mg
0.05
0.002
0.002
0.0
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
0
2
4
50)
Kinin oranı
%
100
51
38
Sürgündeki belirtiler
Yok
Boylanmada gerileme
Şiddetli sararma (kloroz)
Bu hormonlar başlıca oksin, gibberillin ve kinetin olarak bilinmektedirler. Fazla bilgi için bak. K.Mengel
1968.
140
180
160
Kök uzunluğu, cm
140
120
100
80
60
Su hacmi %8 iken boylanma
40
Su hacmi %12.5 iken boylanma
20
Su hacmi %17 iken boylanma
0
0
2
4
6
8
10
12
14
16
18
20
22
Toprak Havasında O 2 oranı, (%)
Şekil 42. Topraktaki su (hacmen %) ve toprak havasındaki O2 (hacmen %) oranlarına göre mısır bitkisinin kök
uzunluğunun gelişimi (cm) (Kaynak : Von G.Geissler 1973 tablo 5’teki değerlerden çizilmiştir).
4.1.10.4. 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 1-1.5 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 teras51) açılarak işlenmektedir
(Kantarcı, M.D.1986-2). Eğimin uygun olduğu yerlerde ise makine-ekipman ile toprak
51)
Kanallı teras: Normal ağaçlandırma terasının hendeği iki kazma derinliği (50-60 cm) kazılarak hazırlanır. Bir
cins teras da kirizma işlemidir. Kurak mıntıkalarda, killi veya taşlı topraklarda ağaçlandırmanın başarısını
yükseltmiştir.
141
mekanize olarak işlenmektedir52). 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
açılabilir53). Derindeki durgunsu veya tabansuyunun akıtılması için kanal kazma-kürek 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 (damping-off) 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.
4.1.11. 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)
53)
Toprak işlemesi ile ilgili olarak bak. Kantarcı, M.D.1982-2, 1983, 1984, 1985, 1998 ve Şekil 35).
Bak. Kantarcı, M.D.1982-2 (Toprak İşleme Yöntemleri).
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
Toprağa gelen enerji
%
Toprak tarafından alınabilen enerji
%
100
30-80
10-30
5-10
5
15-30
15
10
2-5
2-3
Çıplak toprak
Otlak ve çayır
Ekinle kaplı tarla
Boylu otlarla kaplı alan
Lâdin ormanı
Tablo 53. Toprağı oluşturan bölümlerin ısı iletkenliği, ısınma kapasiteleri ve sıcaklık İletkenlikleri
(Kaynak : *Scheffer-Schachtschabel 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**
0.40-0.48*
0.48*
0.57**-0.60*
1.00*
0.45-0.52*
0.22**
0.0003*
0.0004**
0.004-0.021*
0.007*
0.0006**
0.00137*
0.0052*
0.0007**
0.00006*
0.0013**
0.01**
0.005**
0.00137*
0.012**
0.0032**
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.
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).
20
3 cm DERİNLİK
63
15
Sıcaklık, C
125
251
10
502
753
753
5
0
III
VI
IX
XII
Aylar
Şekil 44. Çeşitli toprak derinliklerinde sıcaklığın yıllık değişimi (mevsimlik iklim farkları)
(Kaynak : Schmidt ve Leyst’e göre Scheffer-Schachtschabel 1970).
1 cm DERİNLİK
20
Sıcaklık, C
15
10
5
0
0
6
12
18
24
Saatler
Şekil 45. Kum toprağında çeşitli derinliklerde sıcaklığın günlük değişimi (Mayıs ayında
(Kaynak : Leyst’e göre Scheffer-Schachtschabel 1970).
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 : Alissow-Drosdow-Rubinstein 1956’ya göre Erinç, S.1969’dan)
Enlem
Aylar
Kuzey bakılı yamaç
Eğim
40º 30º
20º
10º
Sırt
düzlüğü
Güney bakılı yamaç
Eğim
10º
20º
30º
40º
42º
Haziran
Aralık
526
0
613
0
661
23
715
103
742
170
749
233
725
293
688
347
617
423
50º
Haziran
Aralık
441
0
521
0
630
0
686
27
727
88
745
136
739
196
721
235
668
281
145
35
30
35 YAŞINDA KAYIN
ORMANI
ÇOK ŞİDDETLİ
ARALANMIŞ
25
20
45 YAŞINDA
LADİN ORMANI
ŞİDDETLİ
ARALANMIŞ
15
10
35-50 YAŞINDA
KAYIN ORMANI
SIK
5
0
45 YAŞINDA
LADİN ORMANI
ARALANMAMIŞ
0.40
0.45
MAVİ
0.50
0.55
YEŞİL
0.60
SARI
Alınan Işığın Açık Alandaki Işığa Oranı, (%)
40
0.65
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 (0.0006 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.
146
250
10 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
230
210
190
2
Enerji Alışverişi (cal/cm )
170
150
130
110
90
70
50
30
10
0
-10
-30
0-3
3-6
6-9
Ölçme yüksekliği m.
5.1 m 4.1m 3.3 m
+595 +232 +41
- 41
-4
-5
+554 +228 +36
% 98 % 40 %6
9-12 12-15 15-18 18-21 21-24
10 m
+596
-30
+566
%100
Ölçme Saatleri
Günlük enerji alımı cal/cm²
Günlük enerji verimi cal/cm²
Ortamda kalan enerji cal/cm²
%
0.2 m
+30
-4
+26
%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)
Çok şiddetli aralanmış
Karın Yüksekliği, cm
80
Aralanmamış
40
20
Don Derinliği, cm
0
Aralık
Ocak
Şubat
Mart
Nisan
10
20
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).
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, cm3/100 cm3
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 Scheffer-Schachtschabel 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
148
sıcaklığın 1964-65-66 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 810ºC’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 yansıtırlar54)
149
5 cm DERİNLİKTE
80 cm DERİNLİKTE
35 cm DERİNLİKTE
20
15
S ıcaklık, C
10
5
1964
-5
1965
1966
1964
1965
1966
Serbest drenajlı kil toprağı
Yıllar
Yıllar
+
+
Drenajı engellenmiş kil toprağı
28.10
02.12
21.12
22.02
15.03
27.04
17.05
19.06
01.07
16.07
10.08
11.10
08.12
22.12
11.01
10.03
10.05
06.06
02.07
02.08
13.09
11.09
22.12
-10
28.10
02.12
21.12
22.02
15.03
27.04
17.05
19.06
01.07
16.07
10.08
11.10
08.12
22.12
11.01
10.03
10.05
06.06
02.07
02.08
13.09
11.09
22.12
28.10
02.12
21.12
22.02
15.03
27.04
17.05
19.06
01.07
16.07
10.08
11.10
08.12
22.12
11.01
10.03
10.05
06.06
02.07
02.08
13.09
11.09
22.12
0
1964
1965
1966
Yıllar
M. Doğan Kantarcı
Şekil 50. Marn anamateryalinden oluşmuş ve Göknar ormanı altında bulunan serbest drenajlı (—) ve engellenmiş drenajlı (---) iki kil toprağında saat 10-12 arasındaki
sıcaklığın mevsimlik değişimi.
Kaynak: H.P. Blume 1968 Tablo 27’de verilmiş değerlerden çizilmiştir.
137
150
Koyu renkli bir tarla toprağının yansıttığı ışın miktarı % 7-10 arasında olduğu halde açık
kahve renkli kilin albedosu % 29-31, 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 % 12-20 olduğu halde, ıslak
durumda yansıttığı ışın oranı % 5-14 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. Alissow-Drosdow-Rubinstein 1956’ya göre S. Erinç 1969
2. Mitscherlich, G. 1971 cilt 2)
Kar ( beyaz)
Tuz tabakası
Kum (rengine göre)
Kil (açık kahve)
Mavi kil (kuru)
Mavi kil (ıslak)
Koyu renkli tarla top.
Humus
Albedo
%
70-85
50
15-40
29-31
23
16
7-10
26
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
%
12-20
5-14
16-19
10-25
15-17
14
10
32-42
19-37
33-38
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 40-50 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
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.
4.1.12. 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 . nH2O oluşur. Ferrihidroksit özellikle
toprakların Ah horizonları ile Esmer Orman Topraklarının Bv (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 (Bs, Bts 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
(H2S) 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 boz-yeşilimsi-mavimsi
rengi ile üç değerli demir oksitlerin (lepidokrokit) turuncu-kırmızı 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 ( – Fe2O3) oluştururlar. Hematit Akdeniz iklimi
etkisinde gelişen topraklara ve tropik bölge topraklarına koyu kırmızı (kan kırmızısı)
tonlarında renk verir (Bak. Tablo 15).
152
Organik maddece zengin ortamlarda yangın sonucu hızlı bir oksitlenme olur. Bu hızlı
oksitlenmede mağhemit  – Fe2O3 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 (Ah) 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).
4.2. 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.
4.2.1. 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
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.
4.2.2. 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.
4.2.2.1. 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 (CH3.COONH4) (veya
amonyumklorür NH4Cl) çözeltisi eklenip, çalkalanıp süzülür. Elde edilen süzüntüye birkaç
damla doygun amonyum oksalat (NH4)2C2O4 . H2O çözeltisi eklenirse beyazımsı bulanık bir
renk oluşarak kalsiyum oksalat CaC2O4 . H2O 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.
154
Na+
(1)
Mg++
H+
Ca
Ca++
K+
NH4+
Mg
Mg++
NH4+
++
+ 3 NH4+
++
H+
NH4+
++
++
Ca + Ca + Na+
NH4+
K+
++
NH4+
Mg
NH4+
(2)
H+
Ca++ + 3 NH4
H+
+ Ca
NH4
NH4+
NH4+
K
NH4
Mg++
NH4+
(3)
+
H+
NH4+
NH4
+
NH4
+
NH4
+
+K
+
+
NH4+ NH4+ NH4+
NH4
Ca++ + 3 NH4
NH4+
+
++
NH4+
+ Mg++ + H+
NH4
NH4+ NH4+ NH4+
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.3.4.3.2. 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. 2.2.3.2.). Suda çözünmeyen
organik maddelerde bağlı olan katyonlar da ancak mikrobiyolojik faaliyet sonucunda
mineralize olup toprak suyuna geçebilirler (Bak.2.2.3.3. ve 3.5.1.3.).
Toprakta değiştirilebilir katyonların miktarı toprağın katyon değişim kapasitesine ve
reaksiyonuna bağlıdır. Toprağın katyon değişim kapasitesi ise toprak kolloidlerinin miktarına
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.4.2.2.3. ve 4.2.4.3.(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
% 80-90 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 : Scheffer-Schachtschabel 1970)
Kum
Toz
Kil
Kaolinit
İllit
Vermiküllit
Montmorillonit
Humus (org.madde)
Dış yüzey
0.1 m²/g
0.1 – 1.0 m²/g
1.0 – 200 m²/g
1.0 – 4 m²/g
50 – 200 m²/g
800 – 1000 m²/g
Dış + İç yüzey
600-800 m²/g (% 80-90’ı
600-800 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.3.4.1.). 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).
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
- Si - O - Si -
- Si - - O- Si KRİSTALİN
- Al - O - Al -
KIRILMASI
- Si - O - Si ______________
- Al - - O -Al -
SU
DİPOLÜ
- Si - OH H - O - Si+ 3H2O
- Si - - O - Si -
- Al - OH H - O - Al-
- Si - OH K -O-Si-
+ 2K+
- Al - OH H - O-Al -+2H+
- 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 11-34 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 0.1-0.3 mikron) SiOH gruplarındaki hidrojen iyonunun değiştirilebilirliğinin
ortamın reaksiyonundaki alkalileşmeye olan bağlılığı (sodyum hidroksit ile titrasyon sonucu elde
edilmiş değerler)
(Kaynak : Scheffer-Schachtschabel 1970)
pH
H+ (me/100g)
5.89
7.32
8.02
9.20
9.68
-
0.9
2.5
7.5
10.6
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 2.5-8.0 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 150-250 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.
4.2.2.2. Katyon Değişimine Etkili Faktörler
Toprak kolloidleri bazı katyonları diğerlerinden daha kuvvetle veya öncelikle tutmaktadırlar.
Katyonların toprak tarafından tutulmasına etkili faktörler şöyle sıralanabilir :
158
1)
2)
3)
4)
Katyonların kendi özellikleri
Toprak kolloidlerinin özellikleri
Toprak suyunda bulunan katyonların yoğunluğu
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 NH4 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 : Scheffer-Schachtschabel 1970)
Na+
1.96
100
Çap (Aº)
Hidratlanma enerjisi (Kcal/mol)
Katyonlar
NH4+
2.86
85
K+
2.66
85
Mg++
1.56
430
Ca++
2.12
375
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
Montmorillonit
Kaolinit
Mika
H
Ca
Ca
H
>
>
>
>
Ca
Mg
Mg
K
>
>
>
>
Mg
H
K
Ca
>
>
>
>
K
K
H
Mg
>
>
>
>
Na
Na
Na
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 (4.2.2.1'e bak.).
Toprak kolloidleri farklı özelliklerinden dolayı katyonları belirli bir
değişen güçlerle tutarlar. Bu olaya toprak kolloidlerinin katyon seçimi denir
Toprak kolloidlerinin katyon seçimi ve katyon seçim sırası yüzeylerine ve
geliştirmelerine (izomorf yerdeğiştirme ile) bağlı olduğu kadar katyonların da
enerjilerine ve elektrik yüklerine bağlıdır (Tablo 56, 58 ve 59’u karşılaştırınız).
sıraya göre
(Tablo 59).
negatif yük
hidratlanma
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
159
halinde bu katyon toprak kolloidlerinde tutulmuş katyonların yerine geçip onların da toprak
suyuna geçmelerini sağlamaktadır (4.2.2.1’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 CaCl2 + 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. CaCl2 + KCl çözeltisi ile doyurulan çeşitli toprak kolloidlerinde Ca++ ve K+’un tutulma oranı
(Kaynak : Scheffer-Schachtschabel 1970)
CaCl2 + KCl çözeltisinin yoğunluğu
Toprak kolloidi
Montmorillonit 1)
Montmorillonit 2)
Kaolinit 2)
İllit 2)
Humik asit 3)
1)
2)
3)
0.1 n
0.01 n
Ca %
K%
Ca %
K%
76
60
53
92
24
40
47
8
91
91
65
77
95
9
9
35
23
5
Schwertman, U.1962’ye göre
Wiklander, L.1964’e göre
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 tuzlu-alkali 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.
160
4) KATYON DEĞİŞİMİNDEKİ ANORMALLİKLER
Değiştirilebilir katyonlardan bazıları bazı durumlarda yukarıdan beri sıralanan katyon
değişimi esaslarına uymamaktadırlar. Kil minerallerinden vermiküllitin fazla miktarda K+
veya NH4+ katyonları aldığı ve su kaybederek kuruduğunda illite dönüşmesi olayı katyon
değişimindeki anormalliklere bir örnektir. Bu olay K+ ve NH4+’un fiksasyonu olarak
tanımlanır (bak.3.4.3.2. Vermiküllit). Potasyum ve amonyumun iyonlarının veya bunlardan
birinin vermiküllit yaprakçıklarının arasına çok miktarda girmesi ve kilin su kaybetmesi
sonucunda mika-illit-vermiküllit gelişimi tersine döner ve yaprakçıklar mika yaprakçıkları
gibi birbirine sıkıca bağlanırlar (Şekil 8). Yaprakçıklar arasında kalan K+ ve NH4+ 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
(Scheffer-Schachtschabel 1970).
4.2.2.3. 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 Ah 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.
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 53-a’da kristalen şistler (mikaşistler) ile
granitlerden oluşmuş toprakların yıkanma (Ael), geçiş (A-B), ve birikme horizonları ile
esmerleşme (Bv) horizonlarında değiştirilebilir katyon miktarları ile tprak reaksiyonu
arasındaki ilişki verilmiştir. Şekil 53-b’de ise kristalen şistlerden oluşmuş topraklar ile
granitlerden oluşmuş toprakların horizonlara göre karşılaştırması verilmiştir. Şekil 53-b’deki
horizonlara göre ilişkiler S miktarı ile pH değeri ilişkisine anakaya ve horizonlaşmanın
etkisinin önemini de göstermektedir.
Toprağın oluştuğu anakaya da, kimyasal bileşimine ve mika-kil 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
[pH] = 3,4838[S] 0,2131
r = 0.518 (1)
6,5
[pH] = 1,9942[S] 0,6205
r= 0.916 (4)
[pH] = 2,9754[S] 0,2835
r = 0.708 (2)
6,0
1
4
pH, n [KCl]
5,5
3
5,0
2
[pH] = 4,2995[S] 0,0951
r = 0.358, (3)
4,5
:
:
+ :
x :
4,0
3,5
Ael
A-B
Bts
Bv
horizonu (1)
horizonu (2)
horizonu (3)
horizonu (4)
3,0
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
De ği şti ri l e bi l i r Katyonl arı n Topl amı , [S], (me / 100 g toprak)
M. Doğan Kantarcı
Şekil 53-a. 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 % 60-70’e varan kısmı
hidrojen iyonlarınca doyurulmuş durumundadır. Çünkü nemli bölge topraklarında fazla
yağışlar toprağın değiştirilebilir katyonlarının yıkanmasına sebep olmaktadırlar. Aladağ’ın
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 yıkanma-birikme horizonları gelişmiş
olan solgun-esmer 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
sözkonusudur55)
55)
Fazla bilgi için bak.Kantarcı,M.D.1979.Ilıman iklim etkisinde genetik toprak gelişimi ve 1981 Kil bölümünün
taşınma ve birikmesi.
163
8
Ah HORİZONU
6,2 < pH < 8,2
++
(Ca tampon alanı)
7
[pH] = 0,0348 [S]+ 4,8679
r2 = 0,310 (1)
6
[pH], n (KCl)
1
5
GRANİT
2
4
[pH] = 0,2247 [S]+ 2,6824
r2 = 0,746 (2)
3
pH <3,0
++
(Fe tampon alanı)
2
: Çoruh Meşesi (Kuvars- serizit şist) (1)
: Doğu Kayını (Klorit - serizit şist) (2)
1
0
2
4
6
8
10
12
14
16
18
20
22
24
26
Değiştirilebilir katyonların toplamı, [S], (me / 100 gr toprak)
8
Ael HORİZONU
[pH], n (KCl)
6,2 < pH < 8,2
7
(Ca
6
5,0 < pH < 6,2
(Silikat tampon alanı)
5
4,2 < pH < 5,0
(Kolloid tampon alanı)
4
++
[pH] = 0,2933 [S] + 3,2891
2
tampon alanı)
r = 0,973 (1)
1
GRANİT
2
[pH] = 0,2753 [S + 3,3191
3,0 < pH < 4,2
(Al+++tampon alanı)
2
r = 0,424 (2)
3
pH <3,0
(Fe++ t ampon alanı)
2
: Çoruh Meşesi (Kuvars- serizit şist) (1)
: Doğu Kayını (Klorit - serizit şist) (2)
1
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
Değiştirilebilir katyonların toplamı, [S], (me / 100 gr toprak)
8
(A - B) HORİZONU
6,2 < pH < 8,2
(Ca++ tampon alanı)
7
[pH] = 0,156 [S] + 4,2265
[pH] = 1,1529[S] + 0,7577
2
2
r = 0,731 (1)
[pH], n (KCl)
r = 0,702 (2)
6
5,0 < pH < 6,2
(Silikat tampon alanı)
5
2
1
4,2 < pH < 5,0
(Kolloid tampon alanı)
4
GRANİT
KUVARS - SERİZİT ŞİST
3,0 < pH < 4,2
+++
tampon alanı)
(Al
KLORİT- SERİZİT ŞİST
3
: Çoruh Meşesi (1)
: Doğu Kayını (2)
pH <3,0
++
(Fe t ampon alanı)
2
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
Değiştirilebilir katyonların toplamı, [S], (me / 100 gr toprak)
Şekil 53-b. 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).
164
8
(B - C) HORİZONU
6,2 < pH < 8,2
(Ca
7
++
tampon alanı)
[pH], n (KCl)
6
GRANİT
5
1
4
KLORİT- SERİZİT ŞİST
[pH] = 2,4744 [S]
0,5021
2
r = 0,553 (1)
3
pH <3,0
2
: Çoruh Meşesi (Kuvarsit- serizit şist
: Doğu Kayını (Klorit - serizit şist)
++
(Fe t ampon alanı)
1
0
1
2
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
Değiştirilebilir katyonların toplamı, [S], (me / 100 gr toprak)
8
B st HORİZONU
6,2 < pH < 8,2
++
(Ca tampon alanı)
7
[pH], n (KCl)
3
6
5,0 < pH < 6,2
(Silikat tampon
alanı)
5
GRANİT
4,2 < pH < 5,0
(Kolloid tampon alanı)
KUVARS - SERİZİT ŞİST
4
3,0 < pH < 4,2
+++
(Al tampon alanı)
KLORİT- SERİZİT ŞİST
3
: Çoruh Meşesi
: Doğu Kayını
pH <3,0
++
(Fe t ampon alanı)
2
8
0
1
2
3
4
6,2 < pH < 8,2
Değiştirilebilir
(Ca ++ tampon
alanı)
7
5
6
7
8
9
C v HORİZONU
11
12
13
14
15
katyonların toplamı, [S], (me / 100 gr toprak)
6
[pH], n (KCl)
10
GRANİT
5
4
[pH] = 0,063[S] + 4,6928
r2 = 0,626
KLORİT- SERİZİT ŞİST
3
KUVARS -SERİZİT ŞİST
pH <3,0
(Fe ++ t ampon alanı)
2
: Çoruh Meşesi
: Doğu Kayını
1
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
Değiştirilebilir katyonların toplamı, [S], (me / 100 gr toprak)
Şekil 53-b’nin devamı.
16
17
18
19
165
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 madde-kil miktarı ile ilişkisi (Kaynak : M.D.Kantarcı 1976-1981)
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
Horizonlar
Horizonlar
Horizonlar
Ah
Ael
A-B
Bst
B-C
Cv
Ah
Ael
A-B
Bst
B-C
Cv
Ah
Ael
A-B
Bst
B-C
Cv
K+
0.96
0.52
0.52
0.56
0.52
0.52
1.18
0.80
0.69
0.69
0.60
0.53
1.34
0.66
0.68
0.69
0.71
0.81
Na+
0.41
0.25
0.27
0.28
0.28
0.35
0.47
0.47
0.44
0.63
0.49
0.43
1.05
1.11
2.22
2.24
2.63
1.78
Ca++
2.59
1.95
1.93
1.94
1.96
2.01
5.05
2.43
2.16
2.03
1.98
1.94
7.78
2.49
2.86
4.58
5.49
5.00
Mg++
0.73
0.06
0.06
0.11
0.07
0.07
3.13
1.32
0.91
1.83
0.70
0.50
3.41
0.90
1.77
3.57
4.57
5.88
S
4.69
2.78
2.78
2.89
2.83
2.95
9.83
5.02
4.20
5.18
3.77
3.40
13.58
5.16
7.53
11.08
13.40
15.47
T
73.34 6.61
6.27
6.12
4.40
4.39
45.05
14.82
11.08
20.34
17.25
16.92
86.66
15.01
14.33
25.58
24.84
20.15
V (%)
6.40
42
44
47
64
67
22
34
38
26
22
20
16
34
53
43
54
77
Kil (%)
16
19
16
9
10
10
19
29
34
47
34
16
14
21
24
29
23
23
55.7
5.4
4.0
0.9
0.6
0.5
7.4
1.9
1.4
1.0
0.3
0.3
10.6
1.6
0.9
0.6
0.5
0.4
Org.madde (%)
Mevkii
Kadınkule - Sergen Yolu
Vava Tepenin yamacı
Çilingoz - Çamlıköy arasında
Beytepe
Demirköy - İğneada yolu
Asker Köprüsü
153
166
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 yükselti-iklim kuşaklarına göre değişimi (Kaynak : M.D.Kantarcı 1978-1979 Bolu- Aladağ’ın kuzey bakılı yamacında Uludağ göknarı ormanı
altındaki andezit topraklarına ait ortalama değerler verilmiştir)
Kil
Corg
(%)
Ah
I
II
III
IV
900 - 1100 m
1100 - 1300 m
1300 - 1500 m
1500 - 1634 m
T
(me/
100g)
V
Kil
Corg
(%)
S
(me/
100g)
T
(me/
100g)
V
Kil
Corg
(%)
S
(me/
100g)
T
(me/
100g)
V
Kil
Corg
(%)
S
(me/
100g)
(%)
(%)
18
6.5
39.9
78.5
54
Ael
21
1.6
15.2
32.5
A-B
24
0.7
16.5
Bst
29
0.7
B-C
23
Cv
21
(%)
S
(me/
100g)
T
(me/
100g)
(%)
(%)
(%)
(%)
18
9.2
46.8
119.1
40
20
8.1
43.8
117.3
38
47
23
2.3
13.4
33.7
40
25
2.9
23.3
53.1
29.6
57
24
1.4
11.2
26.5
45
24
1.5
15.7
24.0
38.2
63
35
1.0
13.1
23.4
46
29
1.3
0.4
23.5
39.4
62
19
0.5
13.3
27.7
49
23
0.3
27.8
43.4
65
18
0.3
14.7
29.3
51
20
V
(%)
22
10.3
45.3
171.1
27
45
28
4.6
21.8
64.4
34
35.4
47
33
1.7
16.5
43.9
37
18.5
33.2
58
31
2.3
15.7
34.6
47
0.6
18.1
30.8
60
23
1.2
12.2
31.1
41
0.3
17.4
29.3
60
21
0.8
13.4
32.1
44
154
167
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
(%)
Ah
21
16
13.97
99.80
14
25
13
17.20
89.25
14
13
12
8.77
50.68
17
Bv
29
7
4.52
35.26
13
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
Ael
-
-
-
-
-
27
6
5.72
20.94
27
16
3
3.75
9.76
38
A-B
-
-
-
-
-
32
4
4.07
16.21
35
23
3
3.54
8.07
44
Bst
-
-
-
-
-
36
2
5.10
12.24
42
38
2
4.50
13.27
34
B-C
31
4
4.5
13.18
34
31
1
5.43
11.45
47
27
1
3.95
10.86
36
-
-
-
-
-
27
1
6.11
11.91
51
22
1
3.52
9.75
36
Cv
S
T
(me/100g) (me/100g)
V
(%)
155
156
4.2.3. 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 4-5 pH arasında olduğu ortamda kaolinit 5-10 me/100 g, montmorillonit 16-20
me/100 g fosfat anyonu tutabilmektedir56).
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 (Ah 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
tutmaktadırlar56) .
4.2.4. Toprak Reaksiyonu
Toprak çözeltisinin asit veya alkali reaksiyonda oluşu toprak reaksiyonu olarak
tanımlanır. Toprak reaksiyonu pH terimi ile ifade edilir57).
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).
4.2.4.1. 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. Scheffer-Schachtschabel 1970.
pH: Potentia hydrogenii.
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 Ah 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 = 171.1 me/100
g, değiştirilebilir katyonların toplamı S = 45.3 me/100 g ise aradaki fark T-S = 125.8 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’tür58) (Tablo 61, 62, 63 ile ilişki kurunuz).
58)
Toprakların baz doygunluğu oranları ve açığı için bakınız :
 Kantarcı, M.D. 1976..
 Kantarcı, M.D. 1979 Aladağ (Bolu).
 Eruz, E. 1979.
158
Tablo 64. Toprağın aktüel (H2O’da) ve potansiyel (n KCl’de) asitliği arasındaki fark
Toprak horizonları
(H2O ile)
pH
(N KCl ile)
pH
Ah
Ael
A-B
Bts
B-C
Cv
6.50
5.30
5.80
5.85
5.50
5.40
5.80
4.05
4.35
4.40
4.05
3.95
Örnek : Aladağ kütlesi (Bolu), Göknar ormanı altında andezit anakayasından oluşmuş BozEsmer Orman
Toprağı (Toprak No.17 Kantarcı, M.D.1979-2).
Toprak Reaksiyonunun İfadesi (pH)
Saf suyun litresinde 21ºC sıcaklıkta iken 10 000 000 (107) 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 = 10-14
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+
3
4
5
6
7
8
9
10
H+ yoğunluğu
10-3
10-4
10-5
10-6
10-7
10-8
10-9
10-10
OH- yoğunluğu
10-11
10-10
10-9
10-8
10-7
10-6
10-5
10-4
H+ x OH-
10-14
10-14
10-14
10-14
10-14
10-14
10-14
10-14
=
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 toprak-bitki ilişkilerinin kavranması için kullanılabilecek
toprak reaksiyonu sınıflandırması tablo 65’te verilmiştir.
159
Çok şiddetli asit
Şiddetli asit
Orta derecede asit
Hafif asit
NÖTR
Hafif alkalen
Orta derecede alkalen
Şidedetli alkalen
Çok Şidedetli alkalen
Tablo 65. Toprak reaksiyonu sınıflandırması.
3-4
4-5
5-6
6-7
7
7-8
8-9
9-10
10-11
pH Değerleri
4.2.4.2. 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 (Ah) geçerken beraberinde bazı organik asitleri de birlikte
taşır. Bu durum özellikle nemli-serin 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 CO2’in sızıntı suyu ile derinlere taşınması da burada H2CO3 oluşumuna sebep olur.
Zayıf bir asit olan H2CO3 toprak reaksiyonunu asitleştirir.
Toprağın taban suyunda bir miktar erimiş durumda oksijen vardır. Taban suyu hareket
halinde olduğu için kök solunumu ile meydana gelen CO3 ortamdan uzaklaşır. Ancak anaerob
ortam şartlarının gelişmesi (örneğin durgun su) toprak suyunda CO2 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 O2 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
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
1978-79-81 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 CO2’in ıslak toprakta zayıf bir asit olan H2CO3’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
161
Karakepir toprakları (Vertisol’ler) ise nötr veya alkalen topraklardır. Farklı iklim özellikleri
altında klimaks’a ulaşmış genetik toprak tiplerinin reaksiyonları da farklıdır59).
Tablo 66. Çeşitli orman ağaç ve çalılarının altında ölü örtü tabakasının ve üst toprağın reaksiyonu
Ölü örtüdeki reaksiyon
Çürüntü +Humus
tabakası
Ağaç ve çalı türleri
SARIÇAM
 Pliosen I
 Kuvarsit
 Granit
 Andezit
H2O
n KCl
5.0-6.0
5.3
4.7
5.17-5.87
4.6
4.0
4.75-5.75
4.9-5.5
5.1
4.5
-
4.6
3.9
-
4.7-5.5
4.5
5.2
4.5
4.0
4.4
3.5
4.7-5.5
4.2
5.1
4.4
3.7
4.1
3.1
(1)
(1)
(1)
(1)
5.7-5.9
5.6-5.7
5.9-6.1
5.7-5.9
-
5.7
5.6-5.9
5.0-6.3
6.1
-
-
-
5.4
5.5-5.6
4.8-6.1
5.6
(2)
(2)
4.7
5.4
4.3
4.9
4.7
5.8
3.7
4.9
4.4
5.5
3.5
4.5
(2)
(2)
5.1
5.3
4.6
5.0
3.9
5.5
3.2
4.7
3.9
5.3
3.2
4.3
(1)
(2)
(4)
4.7-5.4
6.3-6.5
-
-
4.5
4.9-5.9
5.0
4.1
4.0-3.5
4.7
4.7
4.2
3.8
(5)
(6)
5.85-6.9
5.9
5.1-5.2
5.65-6.77
5.2-5.4
4.2-4.6
5.16-6.61
4.6-4.9
4.1-4.2
-
-
4.6
3.8
4.4
3.1
6.0-6.1
5.6-5.7
5.5-5.7
5.1-5.2
5.2-5.3
4.8-5.0
6.1-6.8
5.8-6.4
5.7-6.0
5.3-5.5
5.3-5.6
5.5-5.7
6.3-6.7
6.1-6.4
6.6-6.9
6.2-6.7
6.3-6.5
5.8-6.2
(1)
(2)
(2)
(3)
KARAÇAM
 Pliosen I
(1)
 Kuvarsit
(2)
 Granit
(2)
 Kuvars Serizit Şist (4)
(Karaçam +çalı fundası)
DOĞU LADİNİ
ULUDAĞ GÖKNARI
SEDİR
YALANCI SERVİ
KARAÇAM+ MEŞE
 Kuvarsit
 Granit
SARIÇAM+ MEŞE
 Kuvarsit
 Granit
SAPSIZ MEŞE
 Pliosen I
 Pliosen I
 Kuvarsit
(Sapsız meşe+mor çiçekli
orman gülü

Mikaşist
 Toztaşı Şisti
Üst topraktaki reaksiyon
Ael Horizonu
Ah Horizonu
DOĞU KAYINI +
(7)
ORMAN GÜLÜ (Kuvarsit)
ADİ GÜRGEN
(6)
(Toztaşı Şisti)
KESTANE
(6)
(Toztaşı Şisti)
IHLAMUR
(6)
(Toztaşı Şisti)
H2O
n KCl
59)
Fazla bilgi için Toprak Genetiği bahsine bakınız.
n KCl
4.7-5.5
4.7-5.5
3.9
3.4
3.8
3.4
5.0
4.8
5.1
4.4
5.46-5.87 4.61-5.27 5.54-5.62 4.47-4.97
-
(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. 1979-1
(5) Öztürk, H. 1993,
(6) Makineci, E. 1999,
(7) Kantarcı, M.D. 1987-1 ve 2
NOT: 2 ve 5 no’ lu araştırmalardan ortalama değerler alınmıştır.
H2O
-
-
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 CO2 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 asitleşir60) . Buna karşılık K2SO4 ile gübrelemede serbest H+ iyonu bulunmadığı ve
K+ ile SO4-- bitki tarafından alındığı için toprakta bir asitleşme meydana gelmemektedir. Üre
ile gübrelemede ise toprağın reaksiyonu alkalenleşir. Kalsiyum fosfat Ca(H2PO4)2 veya
amonyum fosfatla NH4H2PO4 gübrelemelerde de fosforlu gübrenin ayrışması sırasında açığa
çıkan PO4-- ile H+ iyonlarının birleşmesi sonucunda H3PO4 oluşmaktadır. Fosforik asitin
tamponlanması toprak kolloidlerinde H+ iyonunun artmasını sağlamakta ve toprak
asitleşmektedir (pH 1-2’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 SO2 ve NOx
gazları yağışlar ile toprağa ulaşmaktadır. Özellikle kükürtdioksidin H2SO3 ile H2SO4’e ve
NOx’lerin HNO3’e dönüşmesi toprağın reaksiyonunun asitleşmesine sebep olmaktadır (Bkz.
Kantarcı, M. D. 1992, 1995, 1997-1, 1997-2, 1997-3). Toprak kolloidlerinin değiştirilebilir
durumda tutabildiği katyonların tamponlama etkisi pH 4.2-5.0 arasında bulunmaktadır
(Ulrich, B.1981). Asit yağışların etkisi ile meydana gelen H2SO3 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 3.0-4.2 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)
(NH4)2SO4 + 4 O2

2HNO3 + H2SO4 + 2H2O
Bu reaksiyonda amonyumun nitratlaşması sırasında serbest kalan H + ile SO4+-`ün birleşmesinden oluşan
H2SO4 toprak kolloidlerinde bağlanmış olan değiştirilebilir katyonlarca tamponlanır. Ancak serbest kalmış
olan H+ iyonu kolloidlerdeki değiştirilebilir katyonların yerini aldığı için toprağın reaksiyonu asitleşir.
163
50
80
Toprak Suyunda Al+++ ppm
Al+++ İle Doygunluk (%)
100
60
40
20
0
40
30
20
10
0
3
4
5
6
7
pH (H2O)
Topraktaki Aktif Manganezin Değiştirilebilir
Kısmı, (%)
a) 0.1 KCl çözeltisinde ölçülen pH değerleri ile toprak
b) Saf su ile hazırlanan toprak çözeltisinde pH
kolloidlerinin Al+++ doygunluğu arasındaki ilişki
değerleri ile Al+++miktarları arasındaki ilişki
(Tablo 67’daki tampon alanları ile karşılaştırınız)
60
40
20
0
pH
c) Aktif Mn++ oranının pH değerlerine bağlı olarak
artışı
Şekil 54. Toprakta pH değerine bağlı olarak Al +++ ve Mn++ miktarının değişimi.
(Kaynak: Scheffer-Schachtschabel 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
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
4.2.4.3. Toprağın Tampon Etkisi
Aşırı pH değişikliklerine karşı toprağın gösterdiği reaksiyon toprağın tampon etkisi
olarak tanımlanır61). 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 biyolojik-fiziksel 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 5.0-6.2).
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 5.0-4.2). 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 3.0-4.2 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.1954/1955-1957’ye göre Scheffer-Schachtschabel 1970).
165
Tablo 67. Toprakta tampon alanları ve özellikleri (Kaynak : Ulrich,B.1981; Ulrich,B. ve ark.1984;
Kantarcı,M.D.1979-a; Kantarcı,M.D.1980-b)
Tampo Tampon
n alanı Alanının
KCl’de Karakter
pH
i
6.2-8.2
Hafif
asit
Hafif
alkali
PH üzerinde
etkili faktör
Toprak
havasındaki
Ca++
Tampon CO2 oranı
ve Ca++ miktarı
Alanı
Silikatlarda bağlı
alkali ve
5.0-6.2
Silikat toprak alkali
Oldukç Tampon katyonlar
a asit
Alanı
K+, Ca++, Mg++
iyonlarının
yıkanması,
4.2-5.0
Şiddetl
i asit
Kolloid
Tampon Silikatlarda ve
Alanı 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
çözeltisinde
hakim iyon
Humus
formu
Belirgin toprak reaksiyonları, toprak
kolloidlerinde tutulabilen katyonlar ve bazı
etkileri
CaCO3 + H – HCO3  Ca (HCO3)2 veya Ca++
+ 2HCO3CaCO4 + H2SO4
 CO2 + H2O +
Ca(H2SO4)2
Toprak kolloidlerinde tutulan ve toprak suyunda
hakim katyon Ca++
fosfatlar birikiyor.
Tuzlanma mümkün
Değiştirilebi Mul ve
Primer silikatların ayrışarak katyonların serbest
lir
çürüntülü kalması
katyonlar
mul
Hidroliz
K+, Ca++,
KalSi3O8 + H – OH

HAlSi3O8 + K+ +
Mg++ vd.
OHCaAl2Si2O8 + 2H – OH  H2Al2Si2O8 + Ca++ +
2OHKilin toprak içinde taşınması ve birikmesi az
miktarda katyon yıkanması ve birikmesi Ael ve
Bts horizonlarının oluşumu
Esmer Orman Toprağı ve Solgun -Esmer
Orman Toprağı
Al+++ Az
Çürüntülü Ca++ ve Mg++’un yıkanması, kil ve silikat
miktarda
mul
minerallerinin desilisifikasyonu ile Al+++’un
olup bitkiler
serbest kalması
için zehir
Al2Si3O5(OH)4 + H – OH  Al2(OH)6 + 2SiO2
etkisi
Kaolinit
Hidrarjillit
yapmaz
Kilin taşınıp birikmesi (pH 4.5-5.0)
Kilin ayrışmaya başlaması (pH 4.0-4.5)
Demirin yıkanıp – birikmesinde hızlanma (AelBst)
Boz-Esmer Orman Toprağı Gelişimi
Toprak istekleri yüksek olan bitkilerin ortama
uyum ve verim güçlerinin azalması
HCO3- ve
Ca++
Al+3 çok
miktarda
olup bitkiler
için zehir
etkisi yapar.
Mull
Çürüntülü
mul ve
ham
humus
Kil mineralleri hızla tahrip olup ayrışırlar (pH <
4)
Ayrıca Al- hidroksitler ve Al-oksihidroksitler de
ayrışırlar.
3.0-4.2
Al+3
Çok
tampon
Al2(OH)6 + 6H+  2Al+3 + 6H2O
şiddetli
alanı
AlOOH + 3H+  Al+3 + 2H2O
asit
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 (Ae ve Bs horizonları)
Toprak suyundaki Al+3, Fe+3 ve Ham
Al ve Fe yıkanması, toprak suyunda H+, Al+3,
+2
+
+3
fazla
miktardaki
Mn
ile
H
humus
ve
Fe+3, Mn+2 miktarının çok yükselmesi
3.0
Fe
iyonları çok turba
sonucunda bitkilerin beslenememesi ve
Aşırı
Tampon H+ iyonları
olup bitki
oluşumu zehirlenmesi. Şiddetli podsollaşma olayı.
derece
Alanı serbest kalan Fe
ve Mn iyonları
beslenemez.
de asit
tarafından
tamponlanır.
166
Download

4.Bölüm Toprapın Özellikleri